Meteorología Aplicada A La Navegación 662f3p

POLITEXT

sc Xavier Martínez de Osés

Meteorología aplicada a la navegación

EDICIONS UPC

POLITEXT 139

Meteorología aplicada a la navegación

POLITEXT

sc Xavier Martínez de Osés

Meteorología aplicada a la navegación

EDICIONS UPC

Primera edición: marzo de 2003 Segunda edición: septiembre de 2006

Diseño de la cubierta:

Manuel Andreu

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F. Xavier Martínez de Osés, 2003

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Edicions UPC,2003 Edicions de la Universitat Politècnica de Catalunya, SL Jordi Girona Salgado 31, 08034 Barcelona Tel.: 934 016 883 Fax: 934 015 885 Edicions Virtuals: www.edicionsupc.es E-mail: [email protected]

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ISBN: 978-84-9880-226-9 Quedan rigurosamente prohibidas, sin la autorización escrita de los titulares del copyright, bajo las sanciones establecidas en las leyes, la reproducción total o parcial de esta obra por cualquier medio o procedimiento, comprendidos la reprografía y el tratamiento informático, y la distribución de ejemplares de ella mediante alquiler o préstamo públicos.

Prólogo

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Prólogo Llegando al paralelo 60º de latitud sur, empezamos a divisar los primeros témpanos de hielo, en nuestro paso por el Drake. El día era bueno y las condiciones meteorológicas parecían inmejorables, el oleaje el de siempre en estos mares. Pero si por algo se caracterizan las latitudes circumpolares es por los repentinos y bruscos cambios de tiempo, por lo que rápidamente penetramos en una densa y espesa niebla a través de los témpanos y los hielos flotantes de la banquisa antártica que van a la deriva. El “capitán antártico”, así lo llamaba la tripulación de buque, se sentó frente a la pantalla del radar y de forma constante alternaba su mirada fija en la pantalla con el trazado del rumbo y posición sobre las cartas de navegación. En más de una ocasión la tensa calma a bordo era sobresaltada por el roce de los hielos sobre el casco. Tras una larga noche y casi tres días de navegación desde Punta Arenas, en el estrecho de Magallanes, hacia nuestro destino, la isla Livingston donde se encuentra la base antártica española, nos encontrábamos ante la disyuntiva de un cambio de rumbo para derivar hacia el mar de Bransfield o entrar en los dominios de las Shetland del sur pasando por el estrecho entre las islas Rey Jorge y Roberts. El capitán antártico, atendiendo a las condiciones del mar, donde los témpanos de hielo y fragmentos de banquisa seguían siendo muy abundantes, y a las de viento, decidió no pasar por dicho estrecho ante la posibilidad de encontrarlo cerrado por los hielos o de muy difícil navegación. Después de más de tres días de navegación llegamos finalmente sanos y salvos a nuestro destino. Con el tiempo he comprendido que la gran riqueza y experiencia de dicho viaje consistió en que habíamos navegado en mayúsculas. Habíamos atendido a las condiciones del mar y de la meteorología para trazar nuestra derrota y nos habíamos apoyado en la tecnología como herramienta pero no como finalidad. Habían hecho de la navegación lo que es: una ciencia y un arte. Esta obra, orientada a los estudiantes universitarios, tanto por su temática como por su autor, no me cabe la menor duda que sigue esta misma filosofía y representará por tanto una herramienta de gran valor para ir más allá de la asimilación de conceptos y formulaciones y convertirse en un magnífico instrumento para disfrutar del arte y de la ciencia que le son propias a la meteorología y la navegación. Dr. Jordi Corbera Simon Director Ejecutivo Instituto de Navegación de España

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Índice PRÓLOGO............................................................................................................................................ 7 ÍNDICE.................................................................................................................................................. 9 1 EL BALANCE ENERGÉTICO DE LA TIERRA ....................................................................... 15 1.1 INTRODUCCIÓN ........................................................................................................................... 15 1.2 RADIACIÓN INCIDENTE. LA RADIACIÓN SOLAR ...................................................................... 16 1.3 RADIACIÓN REFLEJADA: ALBEDO .......................................................................................... 16 1.4 PERMEABILIDAD TÉRMICA DEL AIRE. EMISIÓN Y ABSORCIÓN DE ONDA LARGA ..................... 18 1.5 BALANCE DE ENERGÍA ........................................................................................................... 19 1.5.1 Radiación de onda corta..................................................................................................... 19 1.5.2 Radiación de onda larga..................................................................................................... 20 1.5.3 Balance en la atmósfera y en el espacio exterior ............................................................... 20 1.6 EFECTOS DE LA RADIACIÓN SOLAR EN LA CIRCULACIÓN GENERAL ATMOSFÉRICA. TRANSPORTE HORIZONTAL DE CALOR ............................................................................................... 21 2 MASAS DE AIRE .......................................................................................................................... 23 2.1 INTRODUCCIÓN ........................................................................................................................... 23 2.2 ORIGEN DE LAS MASAS DE AIRE .................................................................................................. 23 2.3 CLASIFICACIÓN DE LAS MASAS DE AIRE ...................................................................................... 25 3 ASCENSO ADIABÁTICO ............................................................................................................ 27 3.1 GRADIENTE TÉRMICO VERTICAL, ADIABÁTICO Y PSEUDOADIABÁTICO........................................ 27 3.2 ESTABILIDAD E INESTABILIDAD DEL AIRE ................................................................................... 28 3.2.1 Inversiones térmicas y estabilidad...................................................................................... 31 4 FRENTES, ANTICICLONES Y BORRASCAS.......................................................................... 33 4.1 LOS LÍMITES ENTRE MASAS DE AIRE: FRENTES ........................................................................... 33 4.1.1 Introducción histórica ........................................................................................................ 33 4.1.2 Frentes ................................................................................................................................ 33 4.2 CARACTERÍSTICAS DINÁMICAS DE LA ATMÓSFERA .................................................................... 35 4.2.1 Dirección y velocidad ......................................................................................................... 35

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4.3 CENTROS DE PRESIÓN. EL VIENTO Y LA PRESIÓN ........................................................................ 36 4.3.1 Desviación por la fuerza de Coriolis .................................................................................. 36 4.3.2 Modelos de depresiones de latitudes medias ...................................................................... 36 4.3.3 Oclusión de una depresión .................................................................................................. 37 4.3.4 Fenómenos al paso de los frentes de una perturbación...................................................... 37 4.3.5 Frentes ventosos ................................................................................................................. 40 4.3.6 Líneas de turbonada ............................................................................................................ 40 4.3.7 Las depresiones térmicas.................................................................................................... 41 4.3.8 Las brisas térmicas ............................................................................................................. 41 4.3.9 Evolución de la brisa: el frente de brisa............................................................................. 42 5 CIRCULACIÓN GENERAL ATMOSFÉRICA.......................................................................... 45 5.1 DESCRIPCIÓN DEL MOVIMIENTO DE LAS MASAS DE AIRE EN SUPERFICIE ..................................... 45 5.1.1 La influencia de los continentes.......................................................................................... 47 5.1.2 Zonas de calmas ................................................................................................................. 48 5.2 CIRCULACIÓN DE LAS MASAS DE AIRE EN ALTURA ...................................................................... 48 5.2.1 Las corrientes en chorro...................................................................................................... 49 5.2.2 Las ondas de Rossby........................................................................................................... 50 5.2.3 Situaciones de bloqueo ....................................................................................................... 51 5.2.4 Procesos de retrogresión de ondas..................................................................................... 51 6 VIENTO Y OLAS........................................................................................................................... 53 6.1 EL VIENTO COMO IGUALADOR ATMOSFÉRICO ............................................................................. 53 6.1.1 Dirección y velocidad ......................................................................................................... 54 6.1.2 Dirección del viento y oleaje .............................................................................................. 54 6.2 EL VIENTO DE EULER. FUERZA DEL GRADIENTE DE PRESIÓN ...................................................... 55 6.3 LA ACELERACIÓN DE CORIOLIS. EL VIENTO GEOSTRÓFICO ......................................................... 55 6.4 ISÓBARAS CURVAS. EL VIENTO DE GRADIENTE ........................................................................... 56 6.5 ROZAMIENTO. EL VIENTO ANTITRÍPTICO .................................................................................... 57 6.5.1 Variación vertical del viento............................................................................................... 58 6.5.2 Existencia de gradiente horizontal de temperatura con las superficies isobaras e isotermas paralelas entre sí .......................................................................................................................... 59 6.5.3 Existencia de gradiente horizontal de temperatura con las superficies isobaras e isotermas no paralelas .................................................................................................................................. 61 6.5.4 Influencia de la orografía sobre el viento........................................................................... 63 6.5.5 Conexión entre el viento y los movimientos verticales del aire. Convergencia y divergencia ................................................................................................................................... 65 6.5.6 Factores determinantes de la distribución de presiones. Conclusión................................. 67 6.6 EFECTOS DEL VIENTO SOBRE LA SUPERFÍCIE MARINA. OLEAJE ................................................... 67 6.6.1 Generación de las olas ....................................................................................................... 68 7 METEOROLOGÍA/CLIMATOLOGÍA ...................................................................................... 77 7.1 MATERIAS COINCIDENTES PERO DIFERENTES .............................................................................. 77 7.2 CLIMATOLOGÍA EN LAS LATITUDES INTERMEDIAS ...................................................................... 79 7.2.1 El ciclo anual...................................................................................................................... 82 7.2.2 El índice NAO ..................................................................................................................... 83 7.3 LA CLIMATOLOGÍA DEL MEDITERRÁNEO .................................................................................... 85 7.3.1 Situaciones características del Mediterráneo..................................................................... 91

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8 FORMACIÓN DE NIEBLAS, PROPAGACIÓN Y DISPERSIÓN........................................... 93 8.1 INTRODUCCIÓN ........................................................................................................................... 93 8.2 FORMACIÓN DE LAS NIEBLAS. SATURACIÓN DEL AIRE ................................................................ 93 8.2.1 Clasificación de las nieblas ................................................................................................ 94 8.3 DISPERSIÓN DE LAS NIEBLAS....................................................................................................... 95 8.4 PREVISIÓN DE LAS NIEBLAS ........................................................................................................ 95 9 INSTRUMENTOS DE OBSERVACIÓN DEL TIEMPO LOCAL ........................................... 97 9.1 TERMÓMETRO ............................................................................................................................. 97 9.1.1 ¿Qué es la temperatura?..................................................................................................... 97 9.1.2 La Temperatura en meteorología ....................................................................................... 98 9.1.3 Aparatos para la medición de la temperatura. El termómetro ........................................... 98 9.1.4 El desarrollo de termómetros y las escalas de temperaturas ............................................. 99 9.2 LA MEDIDA DE LA PRESIÓN. EL BARÓMETRO ............................................................................ 102 9.2.1 El barómetro de mercurio................................................................................................. 103 9.2.2 Los barómetros aneroides ................................................................................................ 103 9.2.3 Barómetros en servicio en los servicios meteorológicos .................................................. 104 9.3 LA MEDIDA DE LA HUMEDAD. EL HIGRÓMETRO ........................................................................ 106 9.3.1 Introducción...................................................................................................................... 106 9.3.2 El higrómetro electrónico................................................................................................. 106 9.4 EL PSICRÓMETRO ...................................................................................................................... 107 10 METODOLOGÍA DE OBSERVACIÓN (1) ............................................................................ 109 10.1 PAUTAS DE OBSERVACIÓN. LAS OBSERVACIONES NO SON HECHOS ......................................... 109 10.1.1 Introducción.................................................................................................................... 109 10.1.2 Las observaciones a bordo ............................................................................................. 110 10.2 LA PREVISIÓN LOCAL ............................................................................................................. 113 10.3 INTERPRETACIÓN DE PARTES DE TIEMPO ................................................................................ 115 10.4 ORDEN DE OBSERVACIÓN DE LOS PARÁMETROS METEOROLÓGICOS ....................................... 117 11 METODOLOGÍA DE OBSERVACIÓN (2) ............................................................................ 119 11.1 INTERPRETACIÓN DE LOS PARTES METEOROLÓGICOS ............................................................. 119 11.1.1 Los mapas de superficie.................................................................................................. 119 11.1.2 Los mapas de altura........................................................................................................ 119 11.1.3 El nivel de los 500 milibares........................................................................................... 121 11.2 LA TORMENTA DEL BRAER ..................................................................................................... 123 11.3 INTERPRETACIÓN DEL GRUESO DE LA SECCIÓN ATMOSFÉRICA ENTRE LOS 1000 Y LOS 500 MILIBARES ....................................................................................................................................... 125 11.3.1 Ahondamiento de las depresiones................................................................................... 126 11.4 TOPOGRAFIA RELATIVA ......................................................................................................... 127 11.5 MAPA DE ADVECCIÓN: ........................................................................................................... 128 11.5.1 Topografía relativa de 1.000 a 700 mb. con relación a sistemas frontales .................... 129 12 LOS SISTEMAS DE PRESIÓN ............................................................................................... 131 12.1 CLASIFICACIÓN DE LOS SISTEMAS DE PRESIÓN ....................................................................... 131 12.1.1 Depresión fría................................................................................................................. 131 12.1.2 Anticiclón frío ................................................................................................................. 131 12.1.3 Depresión cálida............................................................................................................. 132

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12.1.4 Anticiclón cálido............................................................................................................. 132 12.1.5 Anticiclón dinámico ........................................................................................................ 132 12.2 MOVIMIENTO DE LAS DEPRESIONES EN SUPERFICIE................................................................. 132 12.2.1 Previsión de las líneas de igual espesor ......................................................................... 132 12.2.2 Variaciones de presión por advección............................................................................ 133 12.2.3 Variaciones de la altura geopotencial de 500 mb .......................................................... 133 13 PREDICCIÓN A PARTIR DE LOS PARTES DE ANÁLISIS .............................................. 135 13.1 EL ANÁLISIS MÁS ALLÁ DE LA OBSERVACIÓN. LA SOSPECHA EN AUSENCIA DE INDICIOS ........ 135 13.1.1 La regata de Fastnet....................................................................................................... 140 13.1.2 Las bajas polares............................................................................................................ 141 13.2 LAS PREDICCIONES A MEDIO PLAZO ........................................................................................ 143 13.3 LAS PREDICCIONES ESTACIONALES ......................................................................................... 144 13.3.1 Las previsiones de Gray ................................................................................................. 144 14 PREVISIÓN DEL TIEMPO. FUENTES DE DATOS (1)....................................................... 147 14.1 INTRODUCCIÓN ....................................................................................................................... 147 14.1.1 Estaciones observadoras ................................................................................................ 147 14.2 LA TELEDETECCIÓN ............................................................................................................... 156 14.2.1 Los sensores remotos en los satélites.............................................................................. 157 14.3 LOS SATÉLITES METEOROLÓGICOS .......................................................................................... 158 14.3.1 Introducción histórica..................................................................................................... 158 14.3.2 Sistemas de transmisión de datos ................................................................................... 160 14.3.3 Sistemas de recepción de datos....................................................................................... 162 14.3.4 Utilidad de las imágenes de alta y baja resolución ........................................................ 162 14.3.5 Interpretación de las imágenes de los satélites meteorológicos ..................................... 163 14.4 CLASIFICACIÓN DE LOS SATÉLITES METEOROLÓGICOS ............................................................ 165 14.4.1 Satélites meteorológicos de órbita polar ........................................................................ 165 14.4.2 Satélites meteorológicos de órbita geoestacionaria ........................................................ 166 14.4.3 Satélite Meteosat............................................................................................................. 167 14.4.4 ERS-1 y ERS-2 ................................................................................................................ 170 14.4.5 Tópex/Poseidon............................................................................................................... 173 14.4.6 Seawifs ............................................................................................................................ 175 14.4.7 Jasón-1............................................................................................................................ 177 15 PREVISIÓN DEL TIEMPO. FUENTES DE DATOS (2) ...................................................... 179 15.1 EL RECEPTOR NAVTEX ........................................................................................................... 179 15.1 Qué es el Navtex ................................................................................................................ 179 15.1.2 Los avisos a los navegantes ............................................................................................ 179 15.1.3 Las estaciones emisoras españolas................................................................................. 180 15.1.4 Formato de mensaje Navtex ........................................................................................... 180 15.1.5 Tipos de mensaje............................................................................................................. 181 15.2 TELETIEMPO........................................................................................................................... 181 15.3 RADIO NACIONAL DE ESPAÑA ............................................................................................... 182 15.4 RECEPTORES RADIOFACSÍMIL................................................................................................. 182 15.5 TORRES DE CONTROL ............................................................................................................. 183 15.6 INTERNET ............................................................................................................................... 185 15.7 SERVICIOS DE PLANIFICACIÓN DE DERROTAS ......................................................................... 187

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16 PRÁCTICAS DE INTERPRETACIÓN CON PARTES DE TIEMPO ................................ 193 16.1 BOLETINES METEOROLÓGICOS. TIPOS .................................................................................... 194 16.2 INTERPRETACIÓN ELEMENTAL DE LOS MAPAS METEOROLÓGICOS .......................................... 194 16.3 LA PREDICCIÓN A CORTO PLAZO ............................................................................................ 196 16.4 EL ANÁLISIS DE LAS CARTAS DEL TIEMPO .............................................................................. 197 16.5 EL PRONÓSTICO DEL TIEMPO .................................................................................................. 198 16.5.1 Método de las trayectorias ............................................................................................. 198 16.5.2 Método del viento geostrófico......................................................................................... 199 16.5.3 Método de las isalóbaras................................................................................................ 199 16.5.4 Método de los sistemas de nubes .................................................................................... 200 16.6 EL PROCEDIMIENTO DE PREDICCIÓN DEL TIEMPO ................................................................... 200 16.6.1 Conjugación de los métodos de predicción .................................................................... 201 17 BREVES NOTAS SOBRE OCEANOGRAFÍA....................................................................... 205 17.1 LA QUÍMICA DE LOS OCÉANOS ................................................................................................ 205 17.1.1 La salinidad ................................................................................................................ 205 17.1.2 La temperatura ........................................................................................................... 206 17.1.3 La presión ................................................................................................................... 207 17.1.4 La densidad................................................................................................................. 208 17.1.5 La compresibilidad ..................................................................................................... 209 17.1.6 La viscosidad .............................................................................................................. 209 17.2 LAS CORRIENTES .................................................................................................................... 209 17.2.1 Definiciones ................................................................................................................ 209 17.2.2 Corrientes de arrastre ................................................................................................ 210 17.2.3 Corrientes derivadas de diferencias en densidad ....................................................... 211 17.2.4 La circulación oceánica.............................................................................................. 212 17.2.5 Anillos y remolinos oceánicos .................................................................................... 213 17.2.6 Contra corrientes submarinas (Undercurrents) ......................................................... 213 17.2.7 Corrientes oceánicas y clima...................................................................................... 213 17.2.8 Corrientes de marea ................................................................................................... 214 17.2.9 Tipos de corrientes de marea...................................................................................... 215 17.2.10 Relación entre velocidad de corriente y amplitud de la marea .............................. 216 17.2.11 Variaciones en un estuario ..................................................................................... 216 17.2.12 Variaciones con la profundidad.............................................................................. 216 17.2.13 Efectos meteorológicos ........................................................................................... 216 17.2.14 Estudios realizados a diferentes perfiles ................................................................ 217 BIBLIOGRAFÍA .............................................................................................................................. 219

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El balance energético de la Tierra

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1 El balance energético de la Tierra 1.1 Introducción La fuente principal de energía en la atmósfera es el Sol. Cómo llega esta energía, cómo se transporta y cómo se transforma son los temas que abordaremos aquí. El calor puede ser transferido, en general, por tres mecanismos: Conducción. La energía pasa de un cuerpo a otro o se propaga dentro de un mismo cuerpo por o directo, mediante la transmisión del movimiento de las moléculas adyacentes. Convección. Se da en fluidos (líquidos y gaseosos) y se realiza mediante el transporte de masa. Radiación. La energía se transporta mediante las ondas electromagnéticas, sin la necesidad de un soporte material. Un ejemplo de la transmisión en el vacío es el calentamiento de la Tierra por la radiación solar. La conducción es un medio de propagación de la energía poco eficaz en la atmósfera. Todos los cuerpos con temperatura por encima del cero absoluto emiten energía en forma de radiación. Así, se denomina radiación térmica, la que emiten los cuerpos por razón de su temperatura. Está constituida por ondas electromagnéticas con una intensidad y una frecuencia que son función de la temperatura del emisor. La radiación térmica sólo es visible para el ojo humano en forma de luz, y corresponde a la franja pequeña de longitud de onda que va desde 0.4 a 0.8 micrómetros. Para que un cuerpo emita radiación que pueda ser visible tiene que estar muy caliente, con temperaturas de más de 600º C. Si, por ejemplo, calentamos una resistencia con una intensidad creciente se observa que, a bajas temperaturas, la radiación es infrarroja (0.01cm<λ<700nm), a partir de 500-550ºC comienza a verse el

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color, primero rojo oscuro, después rojo cereza y, a temperaturas altas, por encima de 300ºC, pasa de rojo blanco a luz blanca.

1.2 Radiación incidente. La radiación solar El Sol es una masa de materia gaseosa caliente que irradia energía a una temperatura de unos 6000ºC. El Sol está a una distancia de 149,490.000 kilómetros de la Tierra, y la constante solar, esto es, la intensidad media de radiación medida fuera de la atmósfera en un plano normal, es aproximadamente de 1.94 calorías /minuto cm3. La radiación que emite el sol cubre todo el espectro electromagnético, desde rayos gama y X pasando por los ultravioletas, el visible y el infrarrojo, hasta a las microondas y las ondas de radio. No obstante, la región más significativa corresponde a las longitudes de onda entre 0.1-2.0µm que van desde los infrarrojos hasta los ultravioletas, con un máximo cerca de los 0.48µm, es decir, en la longitud de onda del visible. De la radiación solar, aproximadamente el 9% corresponde al ultravioleta (λ<0.4µm), el 49% al visible (0.4<λ<0.8µm) y el 42 % al infrarrojo (λ>0.8µm). A la cima de la atmósfera llegan aproximadamente 2 calorías por centímetro cuadrado cada minuto (1.94cal/cm2minuto+-1.6%, que equivale a unos 1351.5W), pero sólo una parte de esta energía alcanza la superficie terrestre.

1.3 Radiación reflejada: albedo Hay una parte de la radiación que llega del sol, que es reflejada por la atmósfera, principalmente por las nubes y también por la misma superficie terrestre. Se denomina albedo α a la fracción de energía, incidente sobre una superficie, que es reflejada por ésta. El albedo planetario de la Tierra aumenta con la latitud y varía estacionalmente. Su valor medio es α = 0.31 = 31%. El albedo medio para las nubes oscila entre el 50 y el 60%, dependiendo del tipo y del grosor. En la siguiente relación, se da el albedo de diferentes tipos de cobertura de la superficie terrestre. Albedo (en %) de diferentes tipos de superficies (datos obtenidos de Hufty, 1984) Mar en calma Mar agitada Selva ecuatorial Bosque boreal en verano

2-5 2-10 5-15 10-20

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El balance energético de la Tierra

Prados y campos Sabana tropical seca Arena seca Nieve vieja Nieve fresca

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15-20 20-25 25-30 50-70 80-90

Otra fracción de la radiación que llega a la cima de la atmósfera se propaga a la atmósfera por las moléculas de aire, agua y polvo. Cuando la radiación incide en una molécula o partícula, se dispersa en todas direcciones, como si ésta se convirtiera en una nueva fuente de emisión de radiación. De esta forma, la radiación inicial se ve atenuada. Las moléculas de aire propagan más la radiación de longitud de onda pequeña y dan al cielo su color azul característico. Finalmente una fracción importante es absorbida por los gases atmosféricos, sobretodo en las longitudes de onda más pequeñas, como veremos a continuación. El resultado de estos procesos de reflexión, difusión y absorción es que la radiación que finalmente alcanza la superficie terrestre se reduce o atenúa en una fracción importante respecto a la que llega a la cima de la atmósfera. Los principales gases atmosféricos responsables de la absorción de radiación solar son: En la franja de longitudes de onda pequeñas (por debajo de lo visible): ozono (O3), oxígeno (O2,O), nitrógeno (N2,N) y óxido de nitrógeno (NO). b) Para las longitudes de onda más grandes (visible e infrarrojo): ozono (O3), vapor de agua (H2O), dióxido de carbono (CO2) y metano (CH4). a)

Fig. 1.1 La radiación solar y la radiación terrestre. La radiación solar, en tanto que procedente de un astro dotado de una elevadísima temperatura, se caracteriza por presentar longitudes de onda muy cortas (ultravioleta, visible e infrarrojo próximo), mientras que la radiación terrestre, emanada de un cuerpo más frío, tiene longitudes de onda largas, correspondientes al infrarrojo medio y al lejano superior.

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En la figura anterior se muestra la distribución, en función de la longitud de onda, de la radiación solar que llega a la cima de la atmósfera (curva externa) y al nivel del mar (curva interna). El área debajo de la curva inferior corresponde a la absorción por los diferentes gases atmosféricos. El área entre las dos curvas corresponde a la radiación reflejada a la atmósfera, que incluye la difusión por los gases atmosféricos y aerosoles, y a la reflexión por las nubes.

1.4 Permeabilidad térmica del aire. Emisión y absorción de onda larga La intensidad de la radiación solar que llega a la superficie de la Tierra se reduce por varios factores variables. Entre ellos, la absorción de la radiación, en intervalos de longitud de onda específicos, por los gases de la atmósfera, dióxido de carbono, ozono, etc., por el vapor de agua, por la difusión atmosférica de las partículas de polvo, moléculas y gotitas de agua, por reflexión de las nubes y por la inclinación del plano que recibe la radiación respecto de la posición normal de la radiación. La intensidad de la radiación medida en la superficie de la Tierra varía en cifras relativas de 1.6 a 0. La cantidad de energía solar que llega a la Tierra es enorme. Los EE.UU., por ejemplo, reciben anualmente alrededor de 1.500 veces sus demandas de energía total. En un día de sol de verano, la energía que llega al tejado de una casa de tipo medio sería más que suficiente para satisfacer las necesidades energéticas de esa casa en 24 horas. La distribución espectral de la radiación en la superficie de la Tierra ha sido extensamente estudiada y se han propuesto una serie de curvas a modo de patrón, para diferentes masas de aire. La absorción de radiación solar por la atmósfera y la superficie terrestre hace que éstas se calienten y, como consecuencia, que emitan también radiación. La Tierra y la atmósfera, mucho más frías que el Sol, emiten radiación térmica en la franja de infrarrojo entre 4.0-60 µm, con un máximo cerca de los 10 µm. Dado que el planeta está en equilibrio radioactivo, la radiación solar que absorbe en onda corta tiene que ser igual a la que emite en onda larga al espacio exterior. Consideramos una porción de suelo a la que llega radiación solar. Una parte de esta radiación es reflejada y otra absorbida, como representa la siguiente figura 1.2. La superficie se va calentando por efecto de esta absorción y, por tanto, también comienza a emitir. Podemos suponer que emite como un cuerpo negro. Finalmente esta es la consecuencia que nos interesa, la cual tendrá unos efectos ulteriores en el tiempo meteorológico. Si llamamos E a la fracción absorbida por unidad de área, una vez conseguido el equilibrio radiativo, ésta será igual a la emitida, que según la ley de Stefan-Boltzmann es σT04. Se cumplirá entonces que: E = σT04 . Siendo T el valor de la temperatura absoluta y σ una constante dada.

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1.5 Balance de energía Si la Tierra se mantiene en estado estacionario con una temperatura constante, significa que pierde en el espacio exterior en forma de radiación de onda larga, tanta energía como la que absorbe del Sol en radiación de onda corta. Si suponemos que la emisión del Sol es la unidad, la energía solar emitida por unidad de área y unidad de tiempo, entonces: Esol = σTs4

(1.1)

donde Ts ≈ 5900ºK es la temperatura de emisión del Sol. Para considerar el balance energético anual para todo el planeta, primero veremos cómo se distribuye la radiación, en onda corta y en onda larga, que recibe y emite el sistema Tierra-atmósfera.

RADIACIÓN SOLAR INCIDENTE 100% ABSORBIDA POR LA ATMÓSFERA 21% REFLEJADA POR LA SUPERFICIE 4%

INCIDENTES EN LAS NUBES 26% (REFLEJADO EL 23%)

ABSORBIDA POR LA SUPERFICIE 24%

DIFUNDIDAS POR EL AIRE Y LAS NUBES 25% (REFLEJADO EL 4%)

Fig. 1.2 Distribución de la radiación solar sobre la Tierra

1.5.1 Radiación de onda corta Suponemos que la energía que llega a la cima de la atmósfera (aprox. 2cal/cm2 min) es 100 unidades arbitrarias de radiación de onda corta procedentes del Sol. Veamos cómo se distribuyen: 21 unidades son absorbidas por los gases atmosféricos: . 17 en la troposfera . 4 en la estratosfera

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26 unidades inciden en las nubes: . 3 son absorbidas . 23 son reflejadas 25 unidades son difundidas por las moléculas de aire y las nubes: . 21 llegan al suelo y son absorbidas por este . 4 son reflejadas en el espacio exterior 28 llegan al suelo directamente: . 24 son absorbidas . 4 son reflejadas 1.5.2 Radiación de onda larga Se estima que el suelo emite radiación por valor de 113 unidades debido a su temperatura. El hecho que emita más unidades de las que absorbe en una onda corta del Sol es porque también absorbe radiación proveniente de la atmósfera. Veamos cómo se reparten estas 113 unidades: 6 salen directamente al espacio exterior a través de la ventana atmosférica 107 son absorbidas en la atmósfera Además, existe un flujo de energía del suelo a la atmósfera debido a la evaporación del agua en forma de calor latente y también por conducción turbulenta desde tierra: 23 de flujo de calor latente 6 de flujo turbulento El suelo emite, entonces, 142 unidades. La atmósfera radia 160 unidades en onda larga de las que: 63 se pierden en el espacio exterior 97 son absorbidas por el suelo

1.5.3 Balance en la atmósfera y en el espacio exterior La pérdida de energía por la atmósfera en radiación de onda larga supone un enfriamiento aproximado de 2.5 ºC/día. En cambio, la absorción de energía solar en onda corta representa un calentamiento en la atmósfera de aproximadamente 0.5ºC/día. Esta pérdida neta en onda larga es compensada por la absorción, en primer lugar, de calor sensible, que emite la superficie terrestre y, en menor grado, de calor latente que proviene de los procesos de evaporación-condensación que se producen también en la superficie terrestre.

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El balance energético de la Tierra

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La presencia de las nubes modifica el comportamiento de la atmósfera, ya que forman una capa prácticamente opaca a la radiación de onda larga que emite la superficie. Así, esta radiación no escapa al espacio exterior. Además, se calientan y, en consecuencia, radian también en onda larga, lo que aumenta la temperatura del aire que se encuentra entre la superficie terrestre y la capa de nubes. Tabla 1.1 Balance en la atmósfera (OC= onda corta, OL= onda larga)

Ganancias

Pérdidas

Absorción (OC)

21+3

Absorción (OL)

107

Calor latente

23

Flujos turbulentos

Emitida al espacio (OL)

63

Absorbida por el suelo(OL)

97

Radiación difusa (OC)

25

6

Radiación difusa(OC)

25 Total 185

Total 185

Tabla 1.2 Balance en el espacio exterior (OC= onda corta, OL= onda larga)

Ganancias Reflexión nubes (OC) Reflexión difusa (OC) Reflexión por el suelo (OC) Ventana atmosférica (OC) Radiación atmósfera (OC)

23 4 4 6 63 Total 100

Pérdidas Radiación solar (OL)

100

Total 100

1.6 Efectos de la radiación solar en la circulación general atmosférica. Transporte horizontal de calor La energía calorífica de la radiación solar es la generatriz de todos los procesos meteorológicos y climáticos que se dan en la Tierra. Al incidir sobre el planeta, atraviesa el gas atmosférico sin apenas calentarlo; en cambio sí calienta la superficie terrestre que es la que acaba transmitiendo el calor al aire atmosférico en o con ella. Así pues, es la Tierra la que calienta directamente la atmósfera y no la radiación solar. Esto tiene una importante trascendencia para entender la dinámica de todos los procesos que se dan en meteorología. La región ecuatorial recibe del Sol, por término medio, más energía que la región polar; también las pérdidas en radiación de onda larga son mayores para el ecuador que para los polos. Pero para la

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región ecuatorial las pérdidas son menores que las ganancias, mientras que para la región polar las ganancias son menores que las pérdidas.

TIERRA

RADIACIÓN SOLAR

Fig. 1.3 La tierra del ecuador se calienta más por la acción solar que la de los polos, debido a que recibe más cantidad por unidad de superficie

Atendiendo a que no se produce un calentamiento progresivo del ecuador ni un enfriamiento de los polos, quiere decir que existe un transporte meridional continuo de energía del ecuador a las latitudes altas, de manera que el citado desequilibrio se compensa. De estos mecanismos, los más importantes son el calor sensible y el calor latente, que están estrechamente ligados a la circulación general atmosférica. En la troposfera, en latitudes medias y altas, además tiene lugar la formación de perturbaciones con forma sinusoidal vinculadas a ondulaciones del frente polar, de longitud de onda de algunos miles de kilómetros. El resultado es un transporte neto de calor sensible de las latitudes más bajas a las más altas y así se compensa horizontalmente la falta de equilibrio que se produce en cada zona latitudinal. El exceso de calor en las latitudes bajas va a compensar el déficit de las altas, de manera que no se produzcan calentamiento ni enfriamiento progresivos. En todo caso puede haber oscilaciones temporales, en períodos cortos de tiempo, ligadas a las estaciones o al paso de las perturbaciones.

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Masas de aire

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2 Masas de aire 2.1 Introducción La atmósfera no es un cuerpo uniforme caracterizado por unos valores constantes en las magnitudes físicas que la definen sino que se trata de un volumen gaseoso heterogéneo, por tanto es posible dividirla zonalmente, en diferentes secciones que llamaremos masas de aire. Una masa de aire es un volumen atmosférico que, debe tener como mínimo una extensión de 1000 Km, para poder considerarse como tal, y que en su interior se conserven unos valores homogéneos de temperatura y humedad. La dimensión vertical no se considera a los efectos de esta definición.

2.2 Origen de las masas de aire Cualquier masa de aire se forma por estancamiento o por su lento deslizar por encima de una superficie terrestre concreta durante un espacio de tiempo suficiente, como para poderle imprimir a la primera sus características de temperatura y humedad. Esta superficie se denomina región de origen. Esta masa de aire puede desplazarse posteriormente, viendo entonces modificadas sus propiedades en función del camino recorrido y del tiempo empleado en ello; es decir, es función de su edad y camino recorrido. Desde el punto de vista de la temperatura, se definen masas de aire frías y cálidas. Las frías son aquellas cuya temperatura es inferior a la del suelo sobre el que circulan, y las cálidas las que poseen una temperatura superior. La interacción de estas masas de aire de diferente temperatura da lugar a los fenómenos denominados borrascas o depresiones que constituyen la base de toda la meteorología sinóptica. Las masas de origen se sitúan principalmente en zonas de divergencia en superficie; es decir en centros de acción anticiclónica, generalmente coincidentes con los centros anticiclónicos denominados semipermanentes.

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Fig. 2.1 Esquema vertical de la circulación del viento en los anticiclones y las borrascas en el hemisferio norte, apreciándose la razón por la que los anticiclones actúan como zonas origen. (Fuente Dashew S & L., Mariner’s weather handbook, Arizona, 1999, pág. 39).

La clasificación genérica aceptada es la siguiente: Aire polar ártico (A): Aire polar (P): Aire tropical (T): Aire ecuatorial (E):

Del polo hasta círculo polar Del círculo polar a 35º l Entre los 35º l. y 15º l Entre los 15º l. y el ecuador

Esta somera clasificación, se puede completar especificando si se trata de aire marítimo o continental y si es cálido o frío. ARTICA(m/c) POLAR (m/c) TROPICAL (m/c) ECUATORIAL TROPICAL (m/c) POLAR (m/c) ARTICA(m/c) Fig. 2.2 Situación de las masas de aire según su origen

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Masas de aire

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Por convenio, se designan con la inicial k las masas de aire frío y con la w las masas de aire cálido. Si se trata de aire marítimo la inicial será m y en el caso de ser continental c.

2.3 Clasificación de las masas de aire De modo que una masa de aire se puede llegar a designar con dos de las tres iniciales, según el siguiente esquema: Tabla 2.1 Clasificación de las masas de aire

DENOMINACIÓN Aire ártico marítimo (mA)

CARACTERÍSTICAS Muy frío y húmedo

Aire ártico continental (cA) Aire polar marítimo (mP) Aire polar continental ()

Muy frío y seco Fresco y húmedo Frío y seco

Aire tropical marítimo (mT) Aire tropical continental (cT) Aire ecuatorial (E)

Templado y húmedo Cálido y seco Cálido y muy húmedo

Si además pretendemos clasificar su característica termodinámica, se añade la letra inicial k o w. Las masas de aire frío son las que detentan una temperatura menor con respecto a la superficie sobre la cual se desplazan, en su avance sus estratos inferiores se van calentando y generando una inestabilidad a consecuencia de iniciarse un proceso convectivo al tener moléculas de aire más cálido en sus estratos inferiores, que al ser menos densas inician un ascenso turbulento. El aire empieza a ascender de forma adiabática y condensando el exceso de humedad a medida que se enfría en su elevación, dando lugar a la generación de una nubosidad de desarrollo vertical (cúmulos y cumulonimbos), produciendo precipitaciones intensas y viento a ráfagas. El grado de inestabilidad es función del contenido previo de humedad de dicha masa de aire frío. A mayor contenido de vapor de agua, tanta más agua pasará en la condensación a formar las futuras nubes y posteriores precipitaciones. Las masas de aire cálido son aquellas que se encuentran a una temperatura superior respecto de la superficie por la cual están avanzando, de forma que sus estratos inferiores se enfrían por pérdida de calor al o con la citada superficie más fría. En estas condiciones, los estratos bajos de la masa cálida aumentan su densidad y por ende, su peso, por lo que se genera una situación de estabilidad; a su vez, el contenido previo de vapor de agua de estas masas, se condensa formando nieblas y empeorando la visibilidad.

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Paralelamente, se forman nubes estratiformes que conllevan lloviznas o lluvia continua, siendo la estabilidad en sí misma la razón por la cual el viento permanece o remite. De modo que toda superficie de o entre dos masas de aire de características térmicas diferentes se denomina zona frontal o superficie frontal. Su espesor es variable y se hallan inclinadas a consecuencia del giro de la Tierra y de la diferencia de velocidades entre ambas masas. En ellas se produce la condensación del exceso de humedad proveniente de la porción de la masa de aire más cálido, que por o se ha enfriado, alcanzando y superando la saturación.

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Ascenso adiabático

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3 Ascenso adiabático 3.1 Gradiente térmico vertical, adiabático y pseudoadiabático La temperatura del aire en la troposfera desciende con la altura. Este descenso se denomina gradiente térmico vertical (α), y se debe a tres factores principales: •

En primer lugar, a que la radiación solar calienta la superficie terrestre y ésta transfiere, por radiación energía a la atmósfera, la cual se calienta de manera indirecta por medio de la superficie, siendo por lo tanto la temperatura del aire más alta cuanto más cerca esté del foco de calor, que es la superficie. En segundo lugar, a que la concentración de gases absorbentes del calor como el vapor de agua disminuye con la altura. Y por último, a que el aire que asciende desde la superficie transportando calor por convección se expande al disminuir la presión y como consecuencia de la expansión se enfría.

• •

En promedio, el descenso térmico es de 0,65ºC cada 100 m, pero éste varía ampliamente en función de las condiciones atmosféricas y de la influencia de la superficie terrestre, pudiendo incluso darse el caso de que la superficie llegue a estar tan fría que sea la atmósfera quien la caliente, siendo entonces la temperatura del aire más fría cuanto más cerca de la superficie se encuentre por haberse convertido ésta en un foco de frío (inversión térmica). La variación altitudinal de la temperatura se obtiene por sondeos y se plasma en unas gráficas que reciben el nombre de curvas de estado. El aire es un mal conductor del calor y al desplazarse rápidamente tiende a conservar su identidad térmica, de modo que los cambios de temperatura que experimentan las masas de aire en sus movimientos verticales son independientes de la temperatura de la atmósfera y sin que haya transferencia de calor con ella, por lo cual dichos cambios son debidos a procesos adiabáticos.1 El descenso de la temperatura con la altura de una masa de aire se debe pues, únicamente a que ésta se expande al disminuir la presión, y como consecuencia de ello baja su temperatura; de hecho siempre hay un cierto intercambio de calor, pero el proceso es prácticamente adiabático. Es por ello que la variación de la temperatura del aire que asciende de la superficie o desciende hacia ella toma el 1

Definimos un proceso adiabático, como aquel que sufre una partícula sin intercambiar energía con el exterior.

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nombre de gradiente adiabático de temperatura. El aire, sin embargo, puede estar o no saturado, distinguiéndose entonces entre el gradiente adiabático del aire seco (γ) y el del aire saturado (γ’). El gradiente adiabático del aire seco es de 0,98º C/100m; mientras que el del aire saturado es menor, debido a que una masa de aire saturada que ascienda, al enfriarse condensa humedad, ya que el aire frío ite menos vapor de agua que el cálido, y en este proceso se libera el calor latente del vapor hacia la atmósfera, dotando al aire de una mayor temperatura de la que le correspondería por su altura. Se observa, pues, que si bien el enfriamiento de una masa de aire seco es un proceso adiabático, el de una masa de aire saturado no lo es, puesto que en él hay un intercambio de calor. Por ello, el gradiente adiabático del aire saturado se denomina con mayor propiedad gradiente pseudoadiabático.

Fig. 3.1 Representación gráfica de los gradientes (Fuente: Cuadrat, J.Mª. y Pita, Mª. F., Climatología, Madrid, 1997, pág. 113.)

Dicho gradiente depende de la temperatura y de la presión, y se aproxima más al adiabático (seco) cuanto menor sean dichas magnitudes, puesto que con temperaturas y presiones altas se libera mucho calor latente, debido a que las masas de aire iten un mayor contenido de vapor de agua; así, por ejemplo, a 20º C y 1.000 hPa es de 0,43 ºC/100 m y a -40º C y 300 hPa es de 0,90º C/100 m. A partir del primer principio de la termodinámica, que establece que el calor que se comunica a un gas se emplea en aumentar su energía interna y en el trabajo de expansión, se puede determinar el gradiente adiabático del aire.

3.2 Estabilidad e inestabilidad del aire Como en cualquier tipo de equilibrio, el del aire puede ser estable, inestable o indiferente. Se habla de estabilidad cuando el aire se opone al movimiento y vuelve a su posición inicial cuando cesa la fuerza causante de su desplazamiento; de inestabilidad si se aleja de su situación inicial, encontrando el equilibrio en otro punto cuando deja de actuar la fuerza que lo ha puesto en movimiento, y de equilibrio indiferente cuando el aire desplazado sigue estando en equilibrio en la nueva posición

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alcanzada, es decir, cuando al cesar la fuerza, no vuelve ni a su situación inicial (caso de la estabilidad) ni busca el equilibrio en otro punto (caso de la inestabilidad), sino que permanece donde se encontraba en el momento del cese de la fuerza. En todos los casos, el movimiento perturbador de una masa de aire puede tener su origen en:

i) Un ascenso o descenso orográfico. ii) Una superficie frontal, donde el aire cálido, menos denso, remonta encima del frío. iii) Una convergencia horizontal de aire hacia el centro de una depresión, la cual se resuelve mediante el ascenso del aire acumulado, y de manera análoga una divergencia horizontal que genera un movimiento descendente. iv) Una convección de aire que se ha calentado, el cual se expande y asciende por ser más ligero como consecuencia de la expansión. De hecho, una porción de aire estable no vuelve a su posición inicial, sino que oscila en torno a ella con una amplitud igual al desplazamiento que ha adquirido, la cual va amortiguándose con el rozamiento. Es el mismo caso que el de un péndulo o el de un barco con una altura metacéntrica positiva, tras una perturbación el péndulo o el barco tienden a volver a su posición de equilibrio, pero no se quedan estáticos en ella, sino que adquieren un movimiento oscilatorio. Igualmente, si se trata de un equilibrio indiferente o inestable, la porción de aire también oscilará en torno a su nueva posición de equilibrio. El equilibrio de una porción de aire depende de cómo varía su densidad con la altura en relación a cómo varía la de la atmósfera en la que se encuentra, de forma tal que si la variación de la densidad de la porción de aire es menos acusada que la de la atmósfera, la porción considerada tiene un equilibrio estable, puesto que si asciende, más arriba será más densa que la atmósfera (la atmósfera habrá perdido densidad más rápidamente) y descenderá volviendo a su posición inicial; en cambio, si desciende, más abajo será menos densa que la atmósfera y ascenderá volviendo igualmente a su situación inicial. Análogamente se observa que si la variación de la densidad de la porción de aire es más acusada que la de la atmósfera, entonces su equilibrio es inestable, y si las dos variaciones son iguales, el equilibrio es indiferente. Considerando el aire como un gas perfecto, de la ecuación de dichos gases, pV = mRT, se deduce que p = ΓRT, donde Γ es la densidad del aire (escrita gamma en mayúscula para no confundirla con el gradiente adiabático) y R la constante del aire. De esta expresión se deduce que en una determinada superficie isobara, la densidad del aire depende inversamente de su temperatura: Γ = p / RT. Por consiguiente, la variación vertical de la densidad es función de la variación vertical de la temperatura. De modo que el tipo de equilibrio depende de la relación entre el gradiente térmico vertical y el gradiente adiabático del aire. Hay estabilidad, pues, cuando ∆ Γp < ∆ ΓA, o lo que es lo mismo, cuando α < γ. Efectivamente, ∆ Γp < ∆ ΓA => ∆ Γp < ∆ ΓA < 0 =>α- γ < 0 => α < γ. Asimismo, se demuestra que hay inestabilidad si α > γ y equilibrio indiferente cuando α = γ. Concretamente, se habla de: • • •

estabilidad cuando α < γ, γ’, o lo que es lo mismo, α < γ’ inestabilidad cuando α > γ, γ’, o simplemente α > γ’ y de inestabilidad condicional cuando γ < α < γ’

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Fig. 3.2 Diagramas correspondientes a las situaciones de estabilidad, inestabilidad e inestabilidad condicional. (Fuente: Cuadrat, J. Mª. y Pita, Mª. F., Climatología, Madrid, 1997, pág. 115.)

Con mucha frecuencia el gradiente térmico vertical se encuentra entre el gradiente adiabático y el pseudoadiabático (inestabilidad condicional), con lo cual si el aire es seco, es estable; mientras que si está saturado, es inestable. En la siguiente figura se muestra cómo una porción de aire seco y estable que se ve obligada a ascender, enfriándose por lo tanto más de prisa que la atmósfera de su entorno, llega a su nivel de condensación (N.C.) y continúa ascendiendo, enfriándose ahora pseudoadiabáticamente, por lo tanto de forma más lenta que la atmósfera, aunque sigue estando más fría que ella. Si la porción sigue impulsada hasta que llegue a una altura tal que su temperatura se iguale con la de la atmósfera, entonces dicha porción deviene inestable, puesto que a partir de este umbral, denominado nivel de convección libre, (N.C.L.), el aire será más cálido y menos denso que el de su entorno y continuará su ascenso sin necesitar ninguna fuerza externa que lo impulse.

Fig. 3.3 Ejemplo de inestabilidad condicional. (Fuente: Cuadrat, J. Mª. y Pita, Mª. F., Climatología, Madrid, 1997, pág. 117)

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Asimismo, se habla de inestabilidad convectiva cuando una masa de aire seco y estable se ve obligada a ascender en bloque, por ejemplo para remontar una cordillera, y su base se satura antes de llegar a la cumbre. De modo que la base se enfría en su ascenso de forma pseudoadiabática, mientras que el resto del volumen lo hace adiabáticamente, con lo cual el gradiente térmico vertical en el seno de la masa de aire aumenta al enfriarse más rápidamente la cumbre que la base. El nuevo gradiente puede incluso llegar a ser superior al adiabático (véase en la figura siguiente cómo el gradiente inicial de 2,7ºC/300 m se convierte en 3,7ºC/300 m). Como consecuencia de ello, si el gradiente de la masa de aire supera el gradiente térmico vertical de la atmósfera, entonces se inestabiliza, ya que la variación de la temperatura con la altura es más acusada en diferentes cotas en la masa de aire que en la atmósfera de su alrededor.

Fig. 3.4 Ejemplo de inestabilidad convectiva. (Fuente: Cuadrat, J. Mª. y Pita, Mª. F., Climatología, Madrid, 1997, pág. 118).

3.2.1 Inversiones térmicas y estabilidad Las inversiones térmicas generan estabilidad, puesto que el gradiente térmico vertical es negativo (el aire se calienta al aumentar la altitud y por consiguiente el enfriamiento que sufre en dicho ascenso es negativo). En cambio, cualquier porción de aire que ascienda, al disminuir la presión con la altura, siempre se enfriará debido a la expansión que sufre, de forma que su gradiente adiabático o pseudoadiabático será

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siempre positivo. En consecuencia, el gradiente adiabático o pseudoadiabático es siempre mayor que el gradiente térmico vertical, lo cual garantiza la estabilidad mientras perdure la inversión. Las causas de las inversiones térmicas son principalmente dos: • •

un excesivo enfriamiento superficial y una subsidencia de aire cálido en altura.

La primera, llamada estratificación del aire junto al suelo, es debida a que cerca de la superficie la temperatura del aire está muy influenciada por las variaciones del balance de radiación, lo que conlleva importantes variaciones temporales del gradiente térmico vertical. De noche o durante un periodo de días muy fríos, la pérdida de calor del suelo por radiación terrestre provoca un enfriamiento del aire, el cual es mayor cuanto más cerca se encuentre del foco de frío, es decir, de la superficie, siendo el resultado de ello un enfriamiento del aire a medida que desciende la altitud, o lo que es lo mismo, un calentamiento con la altura (inversión térmica), a la vez que el límite superior de la inversión aumenta a medida que avanza la noche o el periodo de frío al ir enfriando las capas inferiores a las superiores. Por contra, a partir del amanecer o de la entrada de un tiempo más cálido, el suelo se calienta por radiación solar y este calor se transmite a la atmósfera y restaura en ella un gradiente térmico positivo. Cuando desaparece la inversión, el gradiente térmico vertical aumenta mucho, pudiendo llegar a ser mayor que el adiabático (gradiente superadiabático) y generándose por lo tanto una fuerte inestabilidad, ya que hay un momento en que la superficie está considerablemente caliente, pero este calor aún no se ha transmitido gradualmente a las capas de aire superiores. Asimismo, durante estas inversiones es frecuente la formación de niebla, puesto que el aire se enfría y, por consiguiente, se satura con un menor contenido de vapor, de modo que, al ser la temperatura superficial muy baja y la tensión del vapor del aire elevada, la suma de estos dos factores posibilita que se alcance la temperatura de punto de rocío con mayor facilidad que en otras circunstancias. Las inversiones en altura son debidas al calentamiento adiabático de las capas intermedias de la atmósfera provocado por la subsidencia de aire cálido en el seno de los anticiclones situados en las capas altas. El calentamiento de las capas intermedias genera una zona de estabilidad, ya que una porción de aire ascendente que se va enfriando con la altura llega a un nivel en donde el aire de su alrededor es más cálido y por lo tanto menos denso que él, y como consecuencia de ello se ve obligado a descender. Este calentamiento puede llegar a ser tan intenso que no sólo genere una zona de estabilidad en altura, sino una inversión térmica. Cuando el aire entra en una zona de la inversión, al ser todavía más cálido, es aún inestable, pero a partir del nivel en que la temperatura de la porción de aire se iguala a la del aire de su alrededor, deviene estable, ya que, entonces, la porción de aire se enfría en su ascenso, mientras que la atmósfera en la que se encuentra se calienta, con lo cual si la porción alcanza un nivel más alto, volverá a su posición inicial por ser más densa (fría) que el aire circundante y, como consecuencia de ello el crecimiento de la nube que se estaba formando queda inhibido a partir del nivel en que el aire se estabiliza.

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Frentes, anticiclones y borrascas

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4 Frentes, anticiclones y borrascas 4.1 Los límites entre masas de aire: frentes 4.1.1 Introducción histórica El pionero en el estudio del desarrollo frontal fue Vilhelm Bjerknes, físico noruego que analizó la formación de estos fenómenos durante el primer cuarto de siglo pasado. La primera guerra mundial dejó a Noruega fuera del circuito de información meteorológica, de modo que Bjerknes fundó un instituto geofísico en Bergen. Además, convenció al gobierno noruego para que instalara una densa red de estaciones observadoras en superficie para proporcionar datos a sus estudios meteorológicos. En ese momento, se sabía que las áreas de lluvia organizada se relacionaban a menudo con las líneas definitorias del campo del viento en superficie. En 1919, a la edad de 22 años, el hijo de Vilhelm, Jacob, publica un artículo de ocho páginas en el que presenta el concepto de frente cálido, frío y ocluido, y explicando su relación con las depresiones extra tropicales. La palabra frente había sido elegida, dada la situación política en Europa, ya que como ejércitos de diferentes naciones en una guerra de trincheras, las masas de aire pugnaban para avanzar sobre el terreno, siendo la línea de combate el frente. Hacia el 1926, en colaboración con un grupo de científicos del instituto (la escuela de Bergen), Bjerknes describió la estructura y el ciclo de vida de las depresiones frontales. Actualmente las técnicas satélite, radar y los modelos numéricos, han proporcionado información adicional que permite apuntar que los conceptos noruegos eran muy simples. Aunque fueron la base de los análisis y previsiones del tiempo en las latitudes medias. 4.1.2 Frentes Entre cada dos masas de aire hay una frontera que las delimita; es lo que se conoce por frente de aire. De un lado al otro del frente, las propiedades del aire cambian bruscamente. Si, desde los polos, se desciende de latitud, el primer frente que se encuentra es el frente ártico y a continuación el polar. Éste

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último separa, de forma irregular, las masas polares de carácter frío, de las tropicales de carácter cálido. El frente polar varía mucho de posición pues las masas de aire están en perpetuo movimiento.

Fig. 4.1 Fases de la formación de una borrasca de origen polar, con sus frentes frío y cálido. (Fuente “Watching the world weather”. Burroughs, W. Cambridge U. Press, 1991.)

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4.2 Características dinámicas de la atmósfera El viento es la variable de estado de movimiento del aire. En meteorología se estudia el viento como aire en movimiento tanto horizontal como verticalmente. Los movimientos verticales del aire sin embargo caracterizan los fenómenos atmosféricos locales, como la formación de nubes de tormenta. Los movimientos horizontales son los que más importancia meteorológica y trascendencia práctica tienen para la navegación. Este movimiento horizontal del aire es el que se conoce como “viento”. En superficie, el viento viene definido por dos parámetros: la dirección en el plano horizontal y la velocidad. En la meteorología sinóptica aplicada a la navegación, se estudia el viento como consecuencia de todas las demás variables meteorológicas y como generador del oleaje, el otro parámetro de importancia trascendental para la navegación. 4.2.1 Dirección y velocidad La dirección del viento viene definida por el punto del horizonte del observador desde el cual sopla. En la actualidad, se usa internacionalmente la rosa dividida en 360º en vez de la antigua rosa de 32 cuartas2. El cálculo se realiza tomando como origen el norte y contando los grados en el sentido de giro del reloj. De este modo, un viento del SE equivale a 135º; uno del S, a 180º; uno del NW, a 315º, etc. La velocidad del viento se mide preferentemente en náutica en nudos y mediante la escala Beaufort. Esta escala comprende 13 grados de intensidad creciente que describen el viento a partir del estado de la mar. Esta descripción es inexacta pues varía en función del tipo de aguas donde se manifiesta el viento. Con la llegada de los modernos anemómetros, a cada grado de la escala se le ha asignado una banda de velocidades medidas obtenidas por lo menos durante 10 minutos a 10 metros (cota usada para medir el viento) de altura sobre el nivel del mar. En la meteorología sinóptica moderna, la escala Beaufort tiende a sustituirse por las mediciones precisas en nudos o en metros por segundo. El aparato tradicionalmente empleado para medir la dirección del viento es la veleta que marca la dirección en grados en la propia rosa. Debe instalarse en la parte más alta de la embarcación para evitar las perturbaciones. Se considera que a partir de 10 metros de altura las perturbaciones no afectan de forma notable a la medida, aunque este factor depende del tipo de barco, especialmente si éste es un velero o no. La velocidad del viento se mide con el anemómetro, que es un molinete de tres brazos, separados por ángulos de 120º, que se mueve alrededor de un eje vertical. Los brazos giran con el viento y permiten medir su velocidad. Hay anemómetros de reducidas dimensiones que pueden sostenerse con una sola mano, que son muy prácticos aunque menos precisos debido a las mencionadas perturbaciones. Los cambios en la dirección del viento se denominan roladas e, independientemente de su interés para la navegación, son decisivos en meteorología para prever el estado de la mar. En términos generales cuanto más tiempo permanece estable la dirección del viento más capacidad tiene para levantar el oleaje. 2

La cuarta equivale a dividir la rosa de 360º en 32 porciones, que resultan de 11º 15’ cada una.

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4.3 Centros de presión. El viento y la presión El viento se genera por la existencia de gradientes de presión atmosférica, es decir diferencias de presión entre áreas contiguas. Las masas de aire se desplazan siempre desde las zonas de mayor presión a las de menor presión. Por ello la determinación de la dirección y velocidad del viento se realiza a partir del estudio de la distribución de la presión atmosférica en la geografía terrestre, es decir a partir de los mapas isobáricos. Hay dos principios generales: 1. El viento va siempre desde los anticiclones a las borrascas 2. Su velocidad se calcula en función de lo juntas o separadas que estén las isobaras en el mapa. A mayor proximidad entre las isobaras, más fuerza tendrá el viento o mayor será el gradiente de presión (concepto tratado más adelante); cuanto más separadas, menor gradiente y menos viento. 4.3.1 Desviación por la fuerza de Coriolis La rotación terrestre genera la denominada fuerza de Coriolis que se produce de forma perpendicular a la dirección del movimiento. En el hemisferio norte, el aire procedente de los anticiclones es desviado hacia la derecha, y gira en el sentido de las agujas del reloj alrededor del centro. En las depresiones, el viento gira en sentido contrario al de las agujas del reloj. En el hemisferio sur se produce el efecto contrario, lo que explica que el viento de las borrascas y los anticiclones gire en sentido inverso. Este efecto es la base y explica muy aproximadamente la denominada ley de Buys-Ballot (marino holandés) enunciando que un observador que se coloque cara al viento en el hemisferio norte tendrá siempre las bajas presiones a su derecha y las altas presiones a su izquierda. En el hemisferio sur se produce lo contrario: las bajas presiones quedan a la izquierda y las altas a la derecha. En las depresiones el viento tiene tendencia a desplazarse hacia su centro, donde se acumula y asciende verticalmente. Al elevarse, la masa de aire se expande, pierde energía y se enfría. Si se dan las condiciones de temperatura y humedad necesarias, el vapor de agua del aire se condensa generando las nubes. En los anticiclones ocurre lo contrario. El viento tiene tendencia a dispersarse desde el centro del sistema hacia el exterior. Se produce un movimiento descendente o subsidencia y como consecuencia una compresión y un calentamiento. Esto explica que en los anticiclones no hayan nubes. 4.3.2 Modelos de depresiones de latitudes medias El aire frío y el cálido que se encuentran a ambos lados del frente polar tienden a interaccionar entre sí debido a sus diferentes variables de estado. El aire frío, más denso que el cálido, tiende a quedarse debajo, mientras que el cálido se sobrepone al frío. Sin embargo, estas masas no se mezclan, sino que quedan separadas por una línea que se inclina por la acción dinámica del giro de la tierra y las velocidades relativas de las dos masas de aire entre sí.

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En cuanto el aire frío del norte tiende a quedar debajo del cálido del sur, se desplaza hacia la derecha debido a la fuerza de Coriolis. Esto forma una ondulación en el frente polar y es el inicio de una perturbación o borrasca. La ondulación se va haciendo más profunda debido a que el aire frío impulsa al cálido y éste se proyecta contra el aire frío. Este intento de penetración del aire caliente en la masa del frío se denomina frente cálido de la perturbación. Al ser menos denso, el aire cálido tiene la tendencia a levantarse sobre el frío. En este ascenso genera un descenso de la presión atmosférica en la zona que queda debajo de él, de ahí el nombre de “depresión” de este tipo de perturbaciones o borrascas. La línea de avance del aire frío que se mete como una cuña debajo del caliente, levantándolo y desplazándolo, se denomina frente frío. Se forma entonces un movimiento ascendente en espiral que gira en el hemisferio norte en el sentido contrario al de las agujas del reloj, a la inversa que en el hemisferio sur. Es la borrasca ya formada. La fuerza de una borrasca viene determinada, como se ha dicho, principalmente por la diferencia de temperatura entre las masas de aire. Cuanto más frío sea el aire polar, con más energía impulsará el aire caliente y más profunda será la borrasca. En los mapas isobáricos se puede saber qué borrascas están en crecimiento y cuáles están decreciendo, observando simplemente si les llega aire frío del norte por su borde occidental. 4.3.3 Oclusión de una depresión Los frentes fríos se desplazan generalmente más deprisa que los cálidos estrechando así progresivamente el sector de aire cálido de la depresión. Llega un momento en que el frente frío alcanza al cálido, haciendo desaparecer el sector caliente. De este modo, el aire frío se encuentra a sí mismo y deja flotando arriba al aire cálido que ha desplazado. Esto se denomina oclusión del sector cálido, y el frente resultante es el frente ocluido. Hay dos tipos de oclusión, la de carácter frío y la de carácter cálido. La oclusión de carácter frío se da si el aire frío que empuja resulta ser más denso que el que se encuentra delante; si es menos denso se denomina oclusión de carácter cálido. La borrasca ocluida es la borrasca madura, cuya duración ya sólo depende de su energía acumulada. En ella todo es aire polar en las capas bajas; el aire de su sector cálido queda ahora encima. Si se tiene en cuenta la geografía, este proceso significa que el frente polar gana terreno, de manera que baja de latitud, más hacia el ecuador. Este proceso iterativo de la atmósfera comienza de nuevo cuando el aire tropical empuja al aire frío para compensar y recuperar terreno; y así sucesivamente. 4.3.4 Fenómenos al paso de los frentes de una perturbación Los frentes provenientes de una perturbación de origen polar atlántico presentan una serie de fenómenos asociados. Con una gran cantidad de fenómenos meteorológicos asociados al paso de los

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mismos. En las latitudes templadas son la principal fuente de inestabilidad atmosférica, exceptuando las perturbaciones locales. A nivel general se pueden resumir del siguiente modo: Tabla 4.1 Fenómenos meteorológicos al paso de los frentes

ELEMENTO Presión Temperatura Para 15º C iniciales (*) Visibilidad (*) Estado de la mar Viento

FRENTE CÁLIDO FRENTE FRÍO ANTES AL PASO DESPUÉS ANTES AL PASO DESPUES Baja Estable Sube un poco Sube 12º 15º

Estable Estable 18º

Baja Estable 18º

Sube Baja 10º

De 6 a 5 km

1,5 km

1,5 km

Fuerte marejada SW ó W

Fuerte marejada W ó SW

De 6 a 15 De 15 a 20 km km Gruesa Fuerte marejada

Marejada S ó SW

De 4 a 2 km Fuerte marejada Variable

Sube lentamente Estable 5º

Variable y NW aumentando racheado

(*) Valores orientativos 1) Fenómenos en el frente cálido En los frentes cálidos la nubosidad tiene una extensión de 600 a 1.500 kilómetros. En primer lugar se forman los cirros, que son nubes de gran altitud formadas por cristales de hielo, a más de 6.000 metros de altura. Los cirros tienen un aspecto filamentoso característico. Con la llegada de los cirros se inicia el descenso de la presión atmosférica, debido al aire cálido que llega en altitud. Algunos autores hablan de los “cirros emisarios”, si este indicio se confirma con lo siguiente. Después de los cirros aparecen los estratos, con tres variantes consecutivas. En primera línea llegan los cirroestratos que aparecen como el característico velo transparente y blanquecino que cubre todo el cielo de una forma más o menos uniforme y que a menudo provocan el fenómeno del halo con el sol o la luna. La presión atmosférica continúa bajando, pues se va espesando la capa de aire cálido, más ligero, que hay sobre el barómetro. Los cirroestratos poco a poco van bajando de altitud y se convierten en altoestratos que son nubes medias situadas entre 2.000 y 3.500 metros de altitud que pueden desprender alguna llovizna. Tienen un aspecto de capas grisáceas o azuladas superpuestas que no cubren uniformemente el cielo, sino que dejan pequeñas aberturas por las que se puede ver de forma difusa el sol o la luna; no presenta, sin embargo, el fenómeno del halo. La presión atmosférica sigue bajando de forma gradual y el viento experimenta su aumento más significativo. Seguidamente, aparecen los nimboestratos, de aspecto gris plomizo uniforme, y se sitúan prácticamente sobre el mismo frente. Normalmente no pueden observarse desde la superficie debido a la mala visibilidad que suele existir en cuanto llegan. Con ellos comienza una lluvia más insistente. La presión atmosférica continúa bajando.

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Tras el paso del frente cálido, llega la masa de aire cálido que está siendo empujada por el aire frío. La presión alcanza su valor más bajo y se estabiliza. En esta zona hay estratos que suelen venir mezclados con nieblas, que son más densas cuanto más fría esté la temperatura del agua de la mar. Normalmente dejan ver el sol sin causar fenómenos de halo. Los vientos rolan significativamente hacia el oeste. Nos encontramos inmersos ahora en el sector cálido del sistema frontal.

Fig. 4.2 Esquema de un frente cálido

2) Llegada y paso del frente frío La llegada del frente frío marca un sensible cambio de las condiciones atmosféricas. Su franja de nubes es más estrecha (unos 300 kilómetros por término medio, por lo que suele tardar muy poco en llegar desde que se observan las primeras nubes). Al ser la subida del aire caliente prácticamente vertical y relativamente violenta la condensación de la humedad produce nubes tipo cumulonimbos.

Fig. 4.3 Esquema de un frente frío

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Si el gradiente de temperaturas que se encuentra el aire caliente al ascender es muy acusado (el descenso de la temperatura es rápido con la altura), los cumulonimbos que se forman son de gran altura y pueden llegar hasta los 10.000 metros. Se configuran como potentes torres que se ensanchan notablemente en altitud de forma parecida a una seta o un sombrero. Originan chubascos muy intensos y son frecuentes las granizadas y las tormentas si el desarrollo vertical de las nubes es muy alto y brusco. Si, por el contrario, el aire ascendente es estable, los contornos de las nubes son más suaves, recordando más bien a nimboestratos, y las precipitaciones más continuas. A su paso los vientos rolan hacia el NW y alcanzan su máxima intensidad. A la llegada del frente frío, la presión comienza a subir puesto que empieza a haber aire frío, más pesado en altitud. A medida que el aire frío va entrando, la presión sigue aumentando más deprisa que a la velocidad a que ha descendido y el viento va disminuyendo pero manteniéndose en el sector NW. La lluvia amaina y aparecen los primeros cúmulos que pueden coincidir con la salida del sol. Por esta razón se les denominan “nubes de buen tiempo”. Estos cúmulos son nubes separadas, bien definidas y densas, cuyo aspecto recuerda las bolas de algodón o una coliflor. Los cumulonimbos de tormenta desencadenan grandes cantidades de energía que a menudo se manifiesta en la superficie del mar en forma de fenómenos violentos e imprevistos. Los más conocidos son el frente ventoso y la línea de turbonada. 4.3.5 Frentes ventosos Cuando una tormenta local se desarrolla, los cumulonimbos suelen generar fuertes rachas de viento a una distancia aproximada de 10 millas antes de su llegada. Es el típico viento racheado que precede a la tormenta y que se desencadena cuando el cielo ya está gris oscuro y siempre antes de la lluvia. A este fenómeno se le denomina frente ventoso. El anuncio de la llegada del frente ventoso se registra cuando se produce una brusca subida de la presión entre 5 y 10 milibares a una distancia aproximada de 10 ó 20 millas en el mismo sentido del desplazamiento del cumulonimbo. Las rachas tardan pocos minutos en llegar y pueden alcanzar los 50 nudos. Al cabo de pocos minutos desaparecen también repentinamente, lo que anuncia la inminente llegada de la lluvia, que suele ser en forma de violentos chubascos. El frente ventoso está producido por las corrientes de aire frío que descienden por el exterior de la nube. Cuando el cumulonimbo está plenamente desarrollado este aire frío, que en la fase de formación de la nube se calienta y vuelve a subir, se precipita hacia el suelo en el sentido del avance de la nube. 4.3.6 Líneas de turbonada Las líneas de turbonada son fenómenos que cuando se desencadenan suelen confundirse con los frentes ventosos, pero tienen una génesis totalmente diferente.

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Mientras que el frente ventoso está producido por las tormentas locales por aire frío descendente de la nube, la línea de turbonada está directamente relacionada con el desplazamiento de los frentes fríos de origen polar y está causada por viento cálido que se desplaza delante del frente frío. Cuando los frentes fríos avanzan lentamente son poco activos y suele ocurrir en estos casos que el aire caliente que es empujado por el frío y que asciende por encima de la línea del frente, vuelve a caer “resbalando” y se adelanta al avance del frente. Si la masa de aire cálido que hay por delante no es inestable, el aire que desciende se recalienta y pierde humedad, por lo que desaparecen las nubes y el frente pierde aún más actividad. Pero si la masa de aire situada delante del frente es inestable, al mezclarse con el aire caliente descendente puede aumentar su inestabilidad y hacerlo ascender rápidamente. De este modo, se generan grandes cumulonimbos que causan violentas tormentas precedidas de súbitas y fuertes rachas. Estas tormentas se desarrollan en una línea más o menos paralela a la del frente frío que precede, que se denomina línea de turbonada. 4.3.7 Las depresiones térmicas Las depresiones térmicas, como su propio nombre indica, son centros de bajas presiones, en los que el mínimo barométrico ha surgido por un calentamiento local de la superficie terrestre. Ésta ha inducido en el aire que descansa sobre la misma un calentamiento localizado y concentrado sobre una porción de aire, que por temperatura y por ello densidad, se eleva por encima de las otras capas de aire y genera una depresión relativa por debajo, iniciando por tanto el mecanismo convectivo de la inestabilidad. Una vez el contraste térmico se haya disipado, la baja desaparece. Si existieran condiciones de inestabilidad en la atmósfera (capas de aire mucho más frío en altura) la baja prosperaría a lo lardo de un mayor grueso atmosférico con manifestaciones más intensas. 4.3.8 Las brisas térmicas En meteorología se denomina brisas térmicas a los vientos que soplan en las zonas de la costa de la mar hacia tierra durante el día y de la tierra a la mar durante la noche. Son vientos, pues, que no se generan por gradientes isobáricos a nivel general, sino a nivel local en las zonas costeras. En las latitudes medias, alcanzan su plenitud durante las épocas en que el Sol calienta con mayor intensidad, es decir, cuando está más alto, de finales de la primavera a finales de agosto. Su intensidad rara vez sobrepasa los 25 nudos y es normal que se sitúe alrededor de los 15. Las brisas se producen por el desfase temporal, existente en el proceso de calentamiento del mar y de la tierra por la acción de la radiación solar. Durante el día A medida que el Sol asciende va calentando la tierra más rápidamente que el agua del mar. La tierra va calentando el aire en o con ella que asciende al aligerarse; su lugar viene a ocuparlo el aire del mar que está más frío. Es decir, se origina un gradiente térmico que, a su vez, origina un gradiente

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de presión que causa el desplazamiento del aire de la zona de mayor presión -la superficie del mar- al de menor presión -la superficie de la tierra-, generándose así un viento del mar hacia la tierra que se denomina brisa marina o virazón.

Fig. 4.4 Proceso de formación de la brisa marina o virazón y de la brisa terrestre o terral. (Fuente: “Curso de meteorología y oceanografía”, Sánchez, G .; Zabaleta, C., Subsecretaría de M. Mercante,1978, Madrid)

Durante la noche Cuando la radiación solar desaparece tras el horizonte, la superficie de la mar conserva más tiempo el calor captado durante el día que la tierra, la cual se enfría con más rapidez. Se produce un gradiente térmico y de presión inverso al caso diurno: el aire más caliente de la mar se eleva y su lugar pasa a ser ocupado por el aire más frío proveniente de la tierra. Se origina así la brisa terrestre o terral. 4.3.9 Evolución de la brisa: el frente de brisa En cuanto el Sol ha calentado lo suficiente la tierra el aire empieza a elevarse y poco a poco empieza a entrar el aire de la mar. Esta masa de aire frío se comporta de forma similar a un frente de origen polar: “empujando” al aire caliente que tiene delante, el cual, al elevarse, se condensa generado nubes de desarrollo vertical. La llegada de la brisa marina está precedida por el paso del denominado frente de brisa, zona de convergencia que se forma en alta mar a lo largo de la mañana cuando el viento de tierra es débil y que se desplaza de forma irregular hacia tierra. En el frente de brisa adyacente al frente de brisa hay una zona de viento en calma que marca el límite entre el terral y la brisa de la mar. El frente de brisa se suele desplazar a una velocidad inferior a la fuerza de la brisa. Si la intensidad de la brisa es débil, la zona de calma del frente de brisa puede ser muy amplio, hasta alcanzar incluso varios kilómetros de anchura. Las nubes de desarrollo vertical que se forman en la costa identifican visualmente el frente de brisa y son un buen indicador de la intensidad que el viento puede llegar a alcanzar. Cuanto más altas sean más intensidad y extensión puede alcanzar la brisa diurna. La brisa marina no suele penetrar más allá de 30-35 millas en tierra. El terral es mucho más débil y rara vez se adentra más de 20 millas en la mar.

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Cuando se manifiesta por primera vez en la mañana, la brisa marina suele ser muy suave y casi perpendicular a la línea media de la costa. A medida que avanza el día, tiene tendencia a rolar hacia la derecha (si se mira desde barlovento) por efecto de la fuerza de Coriolis. La brisa marina acaba orientándose de forma casi paralela a la costa. La brisa terrestre sigue un proceso inverso durante la noche. Aunque, en general, basta que la temperatura del aire terrestre sea superior en al menos 1ºC a la del aire marino para que se den las circunstancias que posibilitan las brisas diurnas; por debajo de este valor difícilmente se establecen. Esto explica que en zonas donde el mar se calienta mucho, como el Mediterráneo, las condiciones favorables para el gradiente térmico se den en las épocas en el que el agua está todavía fría y el Sol es capaz de calentar con intensidad la Tierra; es decir, a finales de primavera y principios del verano. A partir de agosto, cuando la temperatura del agua supera los 22-23º y el Sol empieza a perder altura, las brisas empiezan a disminuir de intensidad y se generan ya con dificultad al entrar el otoño. En invierno, la capacidad de calentamiento del Sol es tan débil que cualquier circunstancia en contra hace que no existan brisas. La ausencia de nubes favorece el calentamiento de la tierra durante el día y favorece su pérdida de calor durante la noche, por lo que se favorece el gradiente térmico diurno y nocturno. Los cielos nubosos no dejan calentar la tierra durante el día y guardan el calor de ésta durante la noche, amortiguando así las diferencias térmicas entre los diferentes momentos del día.

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5 Circulación general atmosférica 5.1 Descripción del movimiento de las masas de aire en superficie La mayor incidencia del calor de Sol sobre el aire de la zona ecuatorial, lo calienta, este se vuelve más ligero y se eleva. Al ascender, se dirige en altura hacia los polos. A medida que se desplaza hacia el polo sufre la acción de la fuerza de Coriolis, y se desvía hacia la derecha de su trayectoria en el hemisferio norte y hacia su izquierda en el hemisferio sur. Cuando el aire se enfría en altura cae, y una vez en la superficie de la Tierra retorna al ecuador absorbido por las bajas presiones que se generan en la zona ecuatorial al ascender el aire caliente.

Fig. 5.1 Las zonas depresionarias y anticiclónicas se intercalan con otras de vientos dominantes. (Fuente: “Curso de meteorología y oceanografía”, Sánchez, G .; Zabaleta, C., Subsecretaría de M. Mercante,1978, Madrid, pág. 280)

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En este trayecto se vuelve a desviar debido a la fuerza de Coriolis, de manera que al llegar a la zona subtropical es ya un viento del noreste en el hemisferio norte, y del sureste en el hemisferio sur. Estos vientos son los denominados “alisios”. El circuito cerrado descrito se conoce como célula de Hadley. En los polos ocurre lo mismo, pero a causa del efecto térmico contrario. El aire frío y pesado se desplaza desde la zona polar a ras de suelo en dirección al ecuador. La fuerza de Coriolis lo desvía al noreste en el hemisferio norte, y al sureste en el hemisferio sur. Al descender de latitud el aire se calienta y empieza a ascender, volviendo a la zona polar en altura, absorbido por la depresión en altitud que genera el aire. Al llegar sobre el polo, ya ha perdido temperatura, descendiendo y cerrando el ciclo conocido como “célula polar”. El ciclo ecuatorial abarca desde el ecuador hasta los 30º de latitud en ambos hemisferios. El polar desde ambos polos hasta los 60º de latitud. En las latitudes templadas que quedan entre los 30 y los 60º de latitud se origina otro ciclo, la “célula de Ferrel”. El aire de la zona es más cálido que el polar y más frío que el subtropical. Por ello, el aire de la zona tiene tendencia a trasladarse hacia el polo para llenar el vacío dejado por el aire ascendente en los 60º de latitud; al ser desviados de nuevo por la fuerza de Coriolis adquieren una marcada componente oeste en ambos hemisferios. Son los denominados vientos de poniente, cuyo predominio en la zona conocida como templada, que habitamos, genera el “cinturón de los ponientes”.

Fig. 5.2 Modelo de circulación tricelular (Fuente “Watching the world weather”. Burroughs, W. Cambridge University Press, 1991.)

Debido a esta estructura de la circulación general del aire, las zonas de presión atmosférica relativa quedan distribuidos de este modo sobre cada hemisferio de la tierra: 1. Sobre cada polo un anticiclón, generado por el frío de su superficie, generando vientos de levante. 2. Una zona de depresiones en torno a los 60º de latitud, a la que se dirigen los vientos polares descritos y masas de aire subtropicales, provenientes de latitudes sub tropicales.

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3. Un cinturón anticiclónico sobre los 30º de latitud, que manda vientos de componente oeste (SW en el hemisferio norte y NW en el sur) hacia las regiones templadas y de componente este (NE en el hemisferio norte y SE en el sur) hacia la región ecuatorial. 4. Una faja depresionaria en el cinturón ecuatorial, con vientos horizontales en calma pero con fuertes corrientes verticales ascendentes, fruto de la intensa insolación existente en la zona. La denominada zona de convergencia intertropical o ITCZ (Inter. tropical convergence zone). Dichos centros de presión detentan en su vertical las formas de presión opuestas en altura. Es decir que un anticiclón se cierra en su cima con una depresión y cada depresión con un anticiclón. 5.1.1 La influencia de los continentes Este equilibrio citado es el que se produciría si el planeta tuviera una superficie homogénea, pero en realidad la superficie terrestre consta de tierra y agua, que se calientan y enfrían de forma distinta. En el hemisferio norte predominan las grandes masas continentales y en el sur las oceánicas, por lo que el modelo de circulación general experimenta variaciones en cada caso. También las masas de tierra y agua se encuentran mezcladas sin uniformidad, por lo que la distribución de las depresiones y los anticiclones no es tampoco homogénea en cada hemisferio.

Fig. 5.3 Efecto continental respecto a las estaciones de verano e invierno. (Fuente: “Curso de meteorología y oceanografía”, Sánchez, G . y Zabaleta, C., Subsecretaría de M. Mercante,1978, Madrid, pág. 282)

En general, en verano (enero para el hemisferio sur, y julio para el hemisferio norte) la zona anticiclónica de los 30º de latitud tiende a interrumpirse en los continentes debido a su intenso calentamiento a causa de la alta absorción de la radiación solar del suelo que genera la aparición de depresiones denominadas térmicas (el aire caliente asciende). Son las depresiones sudamericana, sudafricana y australiana en el verano austral, y las centroasiática y norteamericana, en el boreal.

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En invierno (enero para el hemisferio norte, y julio para el sur) la zona anticiclónica se refuerza sobre los continentes al enfriarse el aire sobre ellos, más que sobre los océanos. El anticiclón es más grande en los continentes del hemisferio norte, donde la extensión de tierra es superior respecto al hemisferio sur; son los anticiclones siberiano y norteamericano. 5.1.2 Zonas de calmas Se trata de áreas sobre la superficie terrestre, donde reinan las calmas y brisas variables. Están situadas un poco más al norte del ecuador geográfico (en el ecuador térmico). En enero se sitúa un poco más al sur que en julio, pero eminentemente en el hemisferio norte. Se caracterizan por reinar en ellas las bajas presiones y por ende se producen grandes corrientes ascendentes de aire (derivados de los alisios). La elevada temperatura y humedad producen intensas convecciones y lluvias copiosas acompañadas de fenómenos eléctricos. En las costas predominan las brisas, como es usual, de mar y tierra. Estas zonas son conocidas por los marinos como “doldrums”.

Fig. 5.4 Franja de predominio de las calmas, en superficie. (Fuente: “Curso de meteorología y oceanografía”, Sánchez, G . y Zabaleta, C., Subsecretaría de M. Mercante,1978, Madrid, pág. 291)

5.2 Circulación de las masas de aire en altura Como idea central debemos aclarar que la circulación general de las masas de aire en altura es eminentemente zonal y de sentido oeste a este. Es decir, en altura predominan los ponientes. La troposfera, grueso o sección de la atmósfera donde se desarrollan los fenómenos atmosféricos, se eleva a unos 9 ó 10 kilómetros de altitud sobre los polos, llegando a casi los 17 kilómetros en la vertical del ecuador. Las diferencias latitudinales en lo concerniente a recepción de la radiación solar provocan que en la troposfera superior, temperatura y presión registren valores decrecientes entre las latitudes tropicales y las polares, con gradientes variables pero generalmente dirigidos del ecuador a los polos. Las zonas donde estos gradientes se intensifican corresponderán con las zonas de máxima intensidad de viento, que coinciden con las latitudes medias en cada hemisferio (50º-60ºN/S), ya que en esta franja nos encontramos con que el gradiente meridional de temperatura es más acusado. En la troposfera superior, donde el rozamiento entre capas es ínfimo y la fuerza de Coriolis es función creciente de la latitud, los vientos no son de gradiente sino geostróficos o cuasi geostróficos. Esta combinación de factores hace que los vientos no se orienten siguiendo los meridianos, sino que adopten un carácter zonal, siendo las corrientes en chorro los sistemas rectores de esta circulación.

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5.2.1 Las corrientes en chorro La Organización Meteorológica Mundial definió la corriente en chorro, como “una corriente fuerte y estrecha, concentrada a lo largo de un eje casi horizontal en la alta troposfera o en la estratosfera, caracterizada por fuertes gradientes verticales y laterales, en la velocidad del viento y uno o más máximos de velocidad”. Esta definición no menciona la dirección del flujo, ya que las diversas corrientes en chorro que recorren la troposfera en altura, lo hacen en diferentes direcciones, en latitudes subtropicales, medias y altas son corrientes del oeste mientras que sobre el ecuador son estacionalmente flujos del este, siendo esta excepción a la dirección oeste en las capas altas de la atmósfera, observada en la troposfera tropical durante el verano cuando el gradiente de temperatura se puede invertir. Entonces en la alta troposfera aparece un fuerte flujo de vientos del este centrados al norte del ecuador, alargándose desde el Pacífico occidental, sobre Asia hasta el golfo de Guinea en África occidental. En el ámbito intertropical, la dinámica atmosférica difiere de la que se da en latitudes más altas, ya que se trata de una zona caracterizada por su homogeneidad térmica, y además las temperaturas máximas anuales no se registran exactamente en el ecuador geográfico sino en torno a los trópicos, por lo que durante los periodos estivales en estas latitudes puede quedar invertido. Además, la ley de la mecánica que rige la circulación atmosférica en este ámbito es el propio principio de conservación del momento de rotación en torno al eje de los polos, de manera que los flujos que pierden latitud a igualdad de masa, giran a menos velocidad lineal que la rotación terrestre en esos puntos, quedando por tanto retrasados y motivando una circulación general en altura, del este. a) El chorro subtropical La génesis del chorro subtropical está relacionada con los procesos de transferencia térmica desde las regiones ecuatoriales hacia las latitudes medias. En la zona de convergencia intertropical de los alisios, el aire cálido se eleva provocando una importante condensación de vapor de agua, que forma la banda nubosa asociada a la ITCZ. En la troposfera ecuatorial, este aire enfriado por la enorme pérdida de calor latente en el proceso de condensación, diverge y se dirige hacia las latitudes subtropicales (30º de latitud en invierno en el hemisferio correspondiente), experimentando un desvío hacia el este a causa de la rotación terrestre. En las inmediaciones de la tropopausa subtropical, este flujo de aire desviado hacia el este se convierte en un viento con velocidades próximas a las de la corriente en chorro (250 km/h) que circula sobre la vertical de las altas presiones subtropicales. Esta corriente en chorro se sitúa a una altura de 14 km, apareciendo en las topografías3 de 200 hPa, y representa la frontera entre las células de Hadley y las de Ferrel. Sus ondulaciones están relacionadas con las fluctuaciones de los anticiclones subtropicales en el marco de los procesos de transferencia energética entre las latitudes medias y bajas. La formación de vaguadas se traduce en la gestación de procesos de inestabilidad, con la subsiguiente formación de tormentas en el área tropical africana, caribeña y australiana. 3

Mapa representando las líneas de igual altura de una superficie isobárica.

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El chorro subtropical es más permanente que el chorro polar, durante el invierno, con el desplazamiento hacia el sur de las masas polares, no es de extrañar que el chorro polar y el subtropical coincidan; mientras que en verano el chorro polar se debilita y tiende a desaparecer. b) El chorro ecuatorial del este En contraste con el chorro polar y el subtropical, el chorro ecuatorial presenta componente este y circula durante el verano sobre las latitudes ecuatoriales del hemisferio norte. Alcanza su máxima intensidad en torno a los 16 km de altura, en la tropopausa ecuatorial y aparece en general en las topografías de los 100 hPa. Su formación se debe a la ganancia en latitud de las altas presiones subtropicales durante el verano y se desplaza hacia el norte en el hemisferio boreal. Sobre el Sahara y el Tíbet (meseta del Pamir), estas células anticiclónicas son particularmente estables, extendiendo las condiciones de subsidencia vertical a gran altura. En el flanco oriental de estas células, el aire que circula hacia el sur se desvía a su derecha, dando lugar a un viento del este que circula sobre los 15ºN-20ºN, y que alcanza velocidades características de una corriente en chorro. Se trata entonces de un fenómeno atmosférico de gran altitud y de aparición estival en el hemisferio norte, con el que se asocia la eclosión del monzón y posterior periodo de lluvias abundantes en el sub continente indio, así como con el máximo pluviométrico de verano en la franja de climas sudanés y senegalés africano, entre los 7ºN y 20ºN. Esta corriente desaparece en el Atlántico por la presencia de la potente subsidencia subtropical del anticiclón de las Azores. 5.2.2 Las ondas de Rossby La existencia de la corriente en chorro polar sugiere una relación con el gradiente térmico existente en la zona de o entre el aire frío de origen polar y el cálido de origen tropical (frente polar); este contraste térmico representa una reserva de energía térmica que puede transformarse en energía cinética, de forma que el flujo de aire que se crea en altura desde las altas presiones de la masa tropical a las bajas de la polar se acelera con la altitud adquiriendo componente oeste, por el efecto Coriolis, dejando las bajas presiones a la izquierda en el hemisferio boreal y a la derecha en el austral, según las leyes de Buys-Ballot. De esta forma el chorro polar juega el mismo papel que el frente polar en superficie, y es la frontera en altura entre la masa de aire tropical y la polar. Este flujo del oeste en las capas altas de la troposfera describe ondulaciones en una franja relativamente estrecha, de unos centenares de kilómetros, llamadas ondas largas de Rossby. En el hemisferio norte y durante el invierno, se suelen producir diariamente de 3 a 6 ondas de Rossby; su número aumenta durante el verano ya que los gradientes térmicos favorecen una circulación del oeste más débil o meandriforme. Tienen un patrón conservativo, pudiendo apreciarse día tras día en las cartas de tiempo. Su longitud oscila entre las 3.000 y 8.000 millas náuticas y la velocidad de desplazamiento es de unos 15º de longitud por día.

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Circulación general atmosférica

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Junto a las ondas largas de Rossby, el flujo del oeste de las latitudes medias y altas presenta unas ondulaciones de menores dimensiones, denominadas ondas cortas. Estas configuraciones son de escasa longitud y gran amplitud y se generan en el seno de las ondas largas de Rossby, que se desplazan a una mayor velocidad que las primeras. Ambas tienen implicaciones en las condiciones de estabilidad e inestabilidad atmosférica, que se traducen en último caso en la génesis de borrascas frontales. Las vaguadas de las ondas de Rossby en altura tienden a producir ondas en el frente polar de superficie de modo que las borrascas ondulatorias se producen necesariamente en las inmediaciones de las propias vaguadas en altura de las ondas de Rossby. En cambio, el movimiento de las ondas atmosféricas en el flujo del oeste tiene otras repercusiones importantes en cuanto a las condiciones atmosféricas de superficie de las latitudes medias y altas, son principalmente las situaciones de bloqueo y los procesos de retrogresión de las ondas. 5.2.3 Situaciones de bloqueo Cuando la velocidad de la corriente en chorro disminuye por debajo de los 150 km/h, el índice de circulación zonal se debilita y la circulación deja de ser zonal para pasar a ser meridiana. Si la velocidad de la corriente en chorro sigue disminuyendo se pueden generar situaciones de bloqueo, denominadas así porque se caracterizan por la instalación de potentes dorsales, con su eje mayor orientado en sentido norte-sur, que impiden o bloquean el flujo normal del oeste. Las condiciones necesarias para que se forme y persista una situación de bloqueo son las siguientes: -Una corriente del oeste bien definida experimenta una bifurcación o división. -Cada una de las ramas en las que se divide la corriente del oeste, transporta una gran cantidad de masa, y en cada una de ellas circulan máximos de viento o corrientes en chorro. -A partir del punto de bifurcación, la circulación pasa a ser de zonal a meridiana. -El modelo de las ondas de bloqueo obtiene dicha consideración si presenta una continuidad de al menos diez días. 5.2.4 Procesos de retrogresión de ondas Cuando el índice de circulación zonal se debilita considerablemente entre las latitudes de 35º y 55º, puede producirse un fenómeno conocido como retrogresión de las ondas, fenómeno que hace referencia al movimiento hacia el oeste que experimentan las vaguadas en la troposfera media y alta. Estas vaguadas dan lugar a lo que se denomina circulación zonal inversa, en la que el viento se desplaza a la inversa de lo habitual (de este a oeste) en el seno de la zona de circulación general de poniente. La retrogresión de las ondas tiene una gran importancia en relación con los procesos de la ciclogénesis debido a las fuertes caídas de presión que están asociadas a la instalación de una vaguada de aire frío en las capas altas. Además favorecen la formación de depresiones frías en altura.

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Viento y olas

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6 Viento y olas 6.1 El viento como igualador atmosférico El viento es la variable de estado, que define el movimiento del aire y la de mayor trascendencia para la navegación. En meteorología se estudia el viento como el aire en movimiento tanto horizontal como verticalmente. Los movimientos verticales del aire caracterizan los fenómenos atmosféricos locales, como la formación de nubes y posteriores tormentas. No obstante los movimientos horizontales son los que más importancia meteorológica y trascendencia práctica tienen para la navegación. En general dicho movimiento horizontal del aire es el que se conoce como “viento”. En superficie, el viento viene definido por dos parámetros: la dirección en el plano horizontal y la velocidad. El viento se genera por la existencia de gradientes de presión atmosférica, es decir diferencias de presión entre áreas contiguas. Las masas de aire se desplazan siempre desde las zonas de mayor presión a las de menor presión. Por ello la determinación de la dirección y velocidad del viento se realiza a partir del estudio de la distribución de la presión atmosférica en la geografía terrestre, es decir a partir de los mapas isobáricos. Existen dos principios generales: 1. El viento va siempre desde los anticiclones a las borrascas. 2. Su velocidad se calcula en función de “lo juntas o separadas” que estén las isobaras en el mapa. Cuanto más juntas estén las isobaras (mayor gradiente de presión) más fuerza tendrá el viento; cuanto más separadas estén, menor será su intensidad. En la meteorología sinóptica aplicada a la navegación, se estudia el viento como consecuencia de todas las variables meteorológicas principales y como generador del oleaje, que es el otro parámetro de importancia capital para la navegación.

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6.1.1 Dirección y velocidad La dirección del viento viene definida por el punto del horizonte del observador desde el cual sopla. En la actualidad, se usa internacionalmente la rosa dividida en 360º en vez de la antigua rosa de 32 cuartas. El cálculo se realiza tomando como origen el norte y contando los grados en el sentido de giro del reloj. De este modo, un viento del SE equivale a 135º; uno del S, a 180º; uno del NW, a 315º, etc. La velocidad del viento se mide preferentemente en náutica en nudos y mediante la escala Beaufort. Esta escala comprende 13 grados de intensidad creciente que describen el viento a partir del estado de la mar. Esta descripción es inexacta pues varía en función del tipo de aguas donde se manifiesta el viento. Con la llegada de los modernos anemómetros, a cada grado de la escala se le ha asignado una banda de velocidades medidas por lo menos durante 10 minutos a 10 metros de altura sobre el nivel del mar. En la meteorología sinóptica moderna, la escala Beaufort tiende a sustituirse por mediciones más precisas en nudos e incluso en metros por segundo. 6.1.2 Dirección del viento y oleaje Los cambios en la dirección del viento se denominan roladas (veering, backing) e independientemente de su interés para la navegación, son decisivos en meteorología para determinar el estado de la mar. En términos generales cuanto más tiempo permanece estable la dirección del viento más capacidad tiene para levantar el oleaje. a) Desviación por la fuerza de Coriolis La rotación terrestre genera la denominada fuerza de Coriolis que se produce de forma perpendicular a la dirección del movimiento. En el hemisferio norte, el aire procedente de los anticiclones es desviado hacia la derecha de su trayectoria, girando en el sentido de las agujas del reloj. En las depresiones, el viento gira en sentido contrario al de las agujas del reloj. En el hemisferio sur se produce el efecto contrario, lo que explica que el viento de las borrascas y los anticiclones gire en sentido inverso. Este efecto es la base de la denominada ley de Buys-Ballot que enuncia que un observador que se coloque cara al viento en el hemisferio norte tendrá siempre las bajas presiones a su derecha y las altas presiones a su izquierda. En el hemisferio sur se produce lo contrario, las bajas presiones quedan a la izquierda y las altas a la derecha. b) El viento en borrascas y anticiclones En las depresiones el viento tiene tendencia a desplazarse hacia su centro donde se acumula y asciende verticalmente. Al elevarse, la masa de aire se expande y se enfría. Si se dan las condiciones de temperatura y humedad necesarias, el vapor de agua sobrante del aire se condensa generando las nubes. En los anticiclones ocurre lo contrario. El viento tiene tendencia a dispersarse desde el centro del sistema hacia el exterior. Se produce un movimiento descendente y como consecuencia una compresión y un calentamiento. Esto explica que en los anticiclones no hayan nubes.

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6.2 El viento de Euler. Fuerza del gradiente de presión El gradiente de presión que origina el viento es únicamente la proyección horizontal del primero, puesto que el viento lo hemos definido como un movimiento horizontal del aire. El gradiente horizontal de presión entre dos puntos A y B es ∆p/∆x, donde ∆p es la diferencia de presión entre los dos puntos A y B y ∆x la distancia horizontal entre la isobara que contiene A y la que B. Siendo S la sección vertical de un volumen V de aire sujeto a la fuerza horizontal de empuje F debida al gradiente de presión entre A y B, de acuerdo con la definición de presión, F = S ∆p. Desarrollando dicha expresión, resulta que: F = S ∆p = (V / ∆x) ∆p = V (∆p / ∆x)

(6.1)

Asimismo, F = mP, siendo m la masa de la porción de aire y P la aceleración debida al gradiente de presión. Por consiguiente, igualando ambas expresiones de la fuerza, se obtiene la de P: mP = V (∆p / ∆x ) => P = (V / m) (∆p / ∆x)

(6.2)

Pero si V/m es el inverso de la densidad del aire γ, obtenemos que, P = (1/γ) (∆p /∆x)

(6.3)

6.3 La aceleración de Coriolis. El viento geostrófico La denominada fuerza de Coriolis influye en todos los fenómenos de traslación realizados sobre un plano rotante como es la superficie de la Tierra. Debido a la citada rotación, se genera una fuerza que, en el hemisferio norte desvía hacia el oeste toda partícula en movimiento de norte a sur y hacia el este a las que lo hacen de sur a norte. Es decir, en el hemisferio norte, la fuerza de Coriolis desvía hacia la derecha los movimientos de las masas de aire y agua. En el hemisferio sur se produce el efecto inverso: la desviación se produce hacia la izquierda. La fuerza de Coriolis es la causante de que, por ejemplo, los alisios del hemisferio norte en vez de soplar del norte, como podría preverse aparentemente, adquieran la dirección noreste ya que son desviados hacia la derecha en su camino hacia la zona ecuatorial debido a esta fuerza de Coriolis. La hipótesis geostrófica es una aproximación muy válida al comportamiento del viento real. Esta considera que el viento tiene una velocidad constante y por tanto una trayectoria rectilínea (es decir con aceleración centrífuga cero). Dicha hipótesis nace de la igualación entre la fuerza de gradiente de presión y la fuerza de Coriolis. De modo que siendo C’ la aceleración de Coriolis, el viento geostrófico, igual que el flujo geostrófico de las corrientes, se origina cuando, P’ + C’ = 0, o lo que es lo mismo, P = C. Puesto que C’ = 2ω Λ v, C = 2ωv, ya que ω y v (vectores) son perpendiculares (ω es paralela al eje de rotación de la Tierra y v tangente a un paralelo). Sin embargo, la velocidad lineal decrece con la latitud en función de su seno, de la misma manera que lo hace el radio del paralelo, de

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modo que, siendo v la velocidad lineal en el ecuador, en un paralelo de latitud l ésta es v senl, y por consiguiente, C = 2ωv senl. Así, pues, la ecuación del viento geostrófico queda como sigue: P = C =>(1/γ) (∆p /∆x) = 2ωv senl

(6.4)

expresión de la que se deduce la velocidad del viento geostrófico: v = (1/γ) (∆p /∆x) (1/2ωv senl)

(6.5)

Llamando parámetro de Coriolis (f) a la expresión 2ω senl resulta que v = (1/γ f ) (∆p /∆x)

(6.6)

En resumen, la hipótesis geostrófica representa un flujo lineal (discurre paralelo a las isóbaras con movimiento rectilíneo) y uniforme (no sufre aceleraciones); que de hecho no explica el comportamiento real del viento pero que se asemeja bastante si consideramos pequeñas porciones de la Tierra y la ausencia de rozamiento, siendo físicamente una expresión más sencilla.

6.4 Isobaras curvas. El viento de gradiente a) Fuerza centrífuga Cuando las isobaras no son rectas, aparece la aceleración centrífuga (ac), que es directamente proporcional al cuadrado de la velocidad e inversamente proporcional al radio de giro (ρ): ac = v 2 / ρ

(6.7)

b) Viento de gradiente La ecuación del flujo de gradiente, y por consiguiente la del viento de gradiente, es distinta para las depresiones que para las altas presiones. En una baja presión, la aceleración del gradiente de presión (∇P/ρ) se dirige hacia el centro, por lógica hacia las bajas presiones y esta es tal, que equilibra la aceleración de Coriolis (fv) y la centrífuga (V2/R). Fv + V2/R = ∇P/ρ

(6.8)

En una alta presión en cambio, la aceleración del gradiente equilibra también a las otras dos aceleraciones, pero teniendo en cuenta que la centrífuga se dirige siempre hacia el exterior, y ahora va al revés: fv - V2/R = ∇P/ρ

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(6.9)

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Fig. 6.1 Esquema vectorial del equilibrio de fuerzas que da lugar a la circulación de aire alrededor de los centros de presión. (Fuente “Curso de meteorología y oceanografía”, Sánchez, G . y Zabaleta, C., Subsecretaría de M. Mercante,1978, Madrid, pág. 136)

Hagamos un repaso rápido: Si sólo nos centramos en el viento geostrófico (no tenemos en cuenta ninguna componente de aceleración y por tanto obviamos la fuerza centrífuga): ∇P/ρ = fv. Si analizamos la expresión del viento del gradiente: ∇P/ρ = fv ± V2/R, el segundo término de la parte derecha de la igualdad será (+) => caso ciclónico y (-) => caso anticiclónico. El valor de la velocidad del viento resultante del equilibrio, lo llamaremos viento del gradiente. Este es bastante aproximado al viento geostrófico (tomando porciones infinitesimales de una isóbara) excepto en las trayectorias con un pequeño radio de curvatura donde la expresión será ∇P/ρ = fv. En latitudes bajas donde el parámetro de Coriolis es despreciable, la ecuación del viento del gradiente se nos convertirá en: ∇P/ρ = ± V2/R. Por lo que vectorialmente será imposible la existencia de anticiclones en latitudes igual a cero. En una depresión el viento de gradiente también recibe el nombre de viento subgeostrófico, mientras que en un anticiclón se le denomina viento supergeostrófico.

6.5 Rozamiento. El viento antitríptico En las capas bajas de la atmósfera, en la llamada capa perturbada baja, la circulación del aire está sujeta al efecto del rozamiento con la superficie terrestre, siendo éste más acusado en las regiones continentales que en las oceánicas, debido a la mayor rugosidad de las primeras. De igual manera, cuanto más accidentado es el terreno, más notorio es el efecto del rozamiento. Consideramos que el rozamiento incide tanto en la velocidad como en la dirección del viento, haciendo disminuir su intensidad y variando la dirección resultante hacia el punto de menor presión, como consecuencia de que la aceleración de Coriolis se debilita al depender de la velocidad.

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El grado de oblicuidad de la dirección del viento depende lógicamente de la intensidad de la fuerza de rozamiento, siendo casi perpendicular a las isobaras en la capa adyacente a los suelos muy accidentados, y paralela en las capas altas atmosféricas, donde el rozamiento ya no tiene efecto. En la superficie marítima el viento forma un determinado ángulo con las isobaras, aunque éste se mantiene más paralelo que perpendicular a ellas, debido a que la mar no presenta apenas rugosidades, dado que el rozamiento es menor que en los continentes. Se asume un ángulo de alrededor de 25º a 30º respecto de la dirección de la isobara, dirigida al punto de menor presión. 6.5.1 Variación vertical del viento El viento se intensifica con la altura por dos razones, en primer lugar, porque con la altura el aire se hace más liviano, de modo que al ser la aceleración P inversamente proporcional a la densidad del aire, si ésta disminuye, P aumenta, y en segundo lugar, debido al debilitamiento de la fuerza de rozamiento, el viento arrecia con la altura a la vez que tiende a configurarse en viento de gradiente. La altura a la que el rozamiento deja de ser apreciable suele estar entre los 600 y 1.000 metros, de modo que en toda esta porción de atmósfera el viento cambia de dirección y de velocidad, determinando una espiral conocida como espiral de Ekman.

Fig. 6.2 Variación del viento con la altura. (Fuente: Climatología, Cuadrat J. Mª. y Fdez. Pita M., Madrid, 1997, pág. 236)

En los niveles altos de la atmósfera la distribución de presiones se expresa mediante el trazado de isohipsas,4 de manera que, en lugar de reflejar la velocidad del viento geostrófico en función de las diferencia de presión en una misma superficie de nivel, resulta más cómodo expresarla en función de las diferencias de altura en una misma superficie isobara. En relación a lo mencionado, se pueden considerar diferentes situaciones que se pueden presentar en la atmósfera. A este respecto la existencia o no de gradiente térmico horizontal. En ausencia del mismo, los espesores existentes entre las distintas superficies isobaras son iguales en todos sus puntos,

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Definidas como líneas formadas por puntos situados a la misma altura o curvas de nivel.

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las superficies isobaras son paralelas entre sí y no existe, por lo tanto, gradiente horizontal de espesores. En consecuencia el viento térmico es nulo y no hay variación del viento con la altura. 6.5.2 Existencia de gradiente horizontal de temperatura con las superficies isobaras e isotermas paralelas entre sí Cuando existe un gradiente horizontal de temperatura, pero las superficies isobaras y las isotermas son paralelas entre sí en altura, el viento modifica su intensidad pero no su dirección. Se pueden dar dos situaciones: que los gradientes de presión y de temperatura tengan el mismo sentido o que sean opuestos. En la figura 6.3, se representa una superficie isobara con dos isohipsas absolutas (Z, Z + ∆Z) y dos isotermas (E, E + ∆E) paralelas entre sí, y tales que tanto las mayores alturas (Z + ∆Z) como las altas temperaturas (E + ∆E) aparecen al sur, mientras que las menores alturas (Z) y las bajas temperaturas (E) se encuentran en el norte.

Fig. 6.3 Fuente: Cuadrat, J. Mª. y Pita, Mª. F., Climatología, Madrid, 1997, pág. 248

Por consiguiente, el gradiente de alturas y el de temperatura se dirigen de sur a norte, y puesto que el gradiente de alturas coincide con el gradiente de presión, también el gradiente barométrico se dirige de sur a norte, teniendo por lo tanto la misma dirección y sentido que el térmico. Asimismo, el viento térmico es proporcional al gradiente de temperatura5 y desviado de éste 90º a su derecha en el hemisferio norte (a la izquierda en el sur), e igualmente, el viento geostrófico es proporcional al gradiente horizontal de presión o de alturas y desviado 90º a su derecha. Por lo tanto el viento térmico

5

El viento térmico es proporcional al gradiente de temperatura media de un espesor y no al específico de una superficie isobara o de nivel, sin embargo ambos gradientes son muy parecidos, de modo que si uno está desviado respecto del otro, esta desviación es muy pequeña.

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tiene la misma dirección y sentido que el viento geostrófico, ya que también tienen igual dirección y sentido los gradientes térmico y barométrico. En consecuencia, al ser el viento geostrófico en una superficie isobara más alta, la suma del viento geostrófico de la más baja y del viento térmico del espesor entre ambas, en la superficie isobara superior el viento geostrófico será más intenso, puesto que el vector resultante es la suma de dos vectores de igual dirección y sentido. Así pues, si los gradientes de presión y de temperatura tienen el mismo sentido, el viento arrecia con la altura. El segundo caso lo ilustra la figura 6.4, donde el gradiente de alturas y de presión se dirige de sur a norte y el de temperatura de norte a sur, de modo que el viento geostrófico es del oeste y el viento térmico del este, con lo cual el viento geostrófico en otra superficie isobara más alta será menor al ser la suma de dos vectores de igual dirección pero de sentido opuesto. Así pues, si los gradientes de presión y de temperatura son opuestos, el viento se reduce con la altura, pudiendo hacerse nulo e invertirse en niveles más altos de la atmósfera. En ambos casos el viento es paralelo a las superficies isotermas, con lo cual no hay transporte de calor con el flujo de viento y por consiguiente no se producen advecciones cálidas ni frías de unos lugares a otros.

Fig. 6.4 Fuente: Cuadrat, J. Mª. y Pita, Mª. F., Climatología, Madrid, 1997, pág. 248

Asimismo, estas dos situaciones descritas con isohipsas rectilíneas se producen también en el caso de isohipsas curvas, las cuales pueden corresponder a anticiclones o a depresiones, de modo que se puede formar cualquiera de las cuatro configuraciones isobáricas que han sido descritas, cuyo comportamiento está condicionado precisamente por cómo están dispuestos los gradientes de presión y de temperatura entre sí. En los anticiclones cálidos los dos gradientes se dirigen del centro a la periferia, con lo cual ambos tienen el mismo sentido, y en consecuencia, la circulación anticiclónica del viento se mantiene con la

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altura a la vez que su intensidad aumenta con ella. En los anticiclones fríos sucede lo contrario: los dos gradientes son opuestos y, por consiguiente, la circulación anticiclónica se debilita con la altura, hasta llegar a un punto de la troposfera en que deviene ciclónica. De manera análoga se explica el comportamiento del viento en las depresiones frías y cálidas.

6.5.3 Existencia de gradiente horizontal de temperatura con las superficies isobaras e isotermas no paralelas Cuando en una porción de atmósfera existe un gradiente horizontal de temperatura, pero las superficies isobaras e isotermas no son paralelas entre sí, se dice que esta porción de atmósfera es baroclina, mientras que si las superficies isobaras e isotermas son paralelas, como es el caso de los dos supuestos anteriores, se habla de atmósfera barotropa. En una atmósfera baroclina el viento cambia de intensidad y de dirección con la altura, puesto que los gradientes de presión y de temperatura no tienen la misma dirección. Se observa en ella que el gradiente de temperatura, el cual es proporcional al gradiente horizontal de espesores, va del noreste al sudoeste, ya que el aire más cálido se encuentra al noreste y el más frío al sudoeste. Sin embargo, los gradientes de presión no apuntan en esta dirección en ninguna de las dos superficies isobaras: en el nivel de los 700 hPa el gradiente isobárico se dirige hacia el norte, y en el de los 500 hPa, hacia el noroeste.

Fig. 6.5 Fuente: Cuadrat, J. Mª. y Pita, Mª. F., Climatología, Madrid, 1997, pág. 251

Por lo tanto el viento cambia de intensidad y de dirección con la altura, y además no fluye paralelo a las superficies isotermas, sino que las corta, con lo cual atraviesa zonas térmicamente diferentes, lo que implica que se producen advecciones de aire frío o cálido de unos lugares a otros, en este caso, de

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aire frío hacia zonas cálidas, tanto en la superficie de 700 como en la de 500 hPa, así como en todo el espesor que limitan. En los casos de advecciones de aire frío, como el de la figura anterior, el viento rola con la altura en sentido ciclónico: obsérvese que, efectivamente, con la altura el viento pasa del nivel 700 al 500, rolando por lo tanto en sentido ciclónico. En el caso de advecciones de aire cálido, el viento rola con la altura en sentido anticiclónico. Debemos de aclarar no obstante que no deben confundirse los cambios de dirección del viento en las capas altas de la atmósfera con la espiral de Ekman descrita en el epígrafe anterior. La espiral de Ekman se debe al rozamiento, fuerza asumida inexistente en los niveles altos de la atmósfera. Las advecciones de calor asociadas a las atmósferas baroclinas pueden llegar a ser muy importantes, desencadenando movimientos verticales de aire y aumentos de los gradientes térmicos horizontales. En relación a los movimientos verticales, las advecciones de aire cálido y ligero suelen originar movimientos ascendentes del aire, mientras que las advecciones de aires frío y denso tienden a propiciar movimientos descendentes. En la siguiente figura se representa una atmósfera baroclina, donde inicialmente los puntos A y B tienen una temperatura muy similar. El flujo de viento, que es paralelo a las isohipsas, comporta una advección de aire frío del norte hacia el punto A, ya que el viento (supuesto en el hemisferio norte) transcurre paralelo a las isohipsas de oeste a este al ser el gradiente de presión de sur a norte, llevando aire con una temperatura de casi T - δT al punto A, que tiene una temperatura mayor que T. En cambio, en B ocurre lo contrario, el viento transporta aire cálido a una temperatura de T + 2δT al punto B, cuya temperatura es T + δT. Como consecuencia de estas advecciones, se produce un aumento de la diferencia temperatura entre A y B. Este incremento del contraste térmico entre A y B puede dar lugar a importantes movimientos verticales de aire, al desarrollo de frentes y, en suma, a un aumento de la energía potencial del sistema que se liberará en forma de energía cinética, lo que puede desarrollar importantes perturbaciones en la atmósfera.

Fig. 6.6 Esquema de una atmósfera baroclina. Fuente: Cuadrat, J. Mª. y Pita, Mª. F., Climatología, Madrid, 1997, pág. 252

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6.5.4 Influencia de la orografía sobre el viento Sobra decir que en los valles o en las aperturas entre montañas, el viento se canaliza y se intensifica. Son claros ejemplos de ello el cierzo del valle del Ebro y la tramontana del golfo de León. Asimismo, una barrera montañosa origina variaciones horizontales y verticales del viento. Si el obstáculo orográfico es pequeño o paralelo a la dirección del viento, predominan las variaciones horizontales, adquiriendo el aire una tendencia a contornear el obstáculo; mientras que si la barrera montañosa es grande y perpendicular a la dirección del viento, el predominio es lógicamente de las variaciones verticales. La ondulación que origina la montaña genera un conjunto de ondas sucesivas a la ladera de sotavento que poco a poco van amortiguándose. El número de ondas depende del grado de estabilidad del aire, pudiéndose encontrar cinco o seis ondas espaciadas de 5 a 10 km. En las proximidades del suelo las ondas degeneran en torbellinos denominados rotores, los cuales, si la humedad es elevada, pueden originar nubes cumuliformes. Asimismo, en las crestas de las ondulaciones es normal que se formen altocúmulos.

Fig. 6.7 Comportamiento del aire al atravesar un obstáculo montañoso. (Fuente: Cuadrat, J. Mª. y Pita, Mª. F., Climatología, Madrid, 1997, pág. 241.)

Otro fenómeno debido a la orografía es la formación del denominado dipolo orográfico cuando el viento sopla perpendicular a una barrera montañosa. A barlovento de un obstáculo rectangular, situado perpendicularmente al flujo de aire, se genera una sobrepresión debido a la acumulación de aire ante la dificultad que éste tiene para avanzar. En los extremos del obstáculo la velocidad del aire aumenta por condiciones de continuidad, de la misma manera que el flujo de agua en los costados de un barco se acelera respecto al agua de la proa, y ello origina, de acuerdo con el teorema de Bernoulli, una disminución de la presión para compensar el incremento de energía cinética. Estas bajas formadas en los extremos atraen el aire que se encuentra a sotavento del obstáculo, provocando una disminución de la presión al socaire del obstáculo. El descenso de presión a sotavento, origina un flujo de retorno que se cierra mediante la aparición de dos remolinos simétricos cuyos sentidos de giro son opuestos. La alta relativa de barlovento y la baja relativa de sotavento reciben en conjunto el nombre de dipolo orográfico.

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Un ejemplo de este fenómeno, el cual ha contribuido a su estudio, es el formado en los Pirineos con situaciones de vientos de componente norte. Hay que tener en cuenta, además, la fuerza de Coriolis, el efecto Föhn y el hecho de que en las cimas, al haber franqueado el obstáculo, el viento se acelera. La primera perturbación es ampliamente conocida y actúa en sentido horizontal; la segunda genera otra depresión a sotavento, pero por motivos térmicos y no en los mismos sitios que la de origen hidrodinámica descrita anteriormente, y la última también origina un mínimo de presión en las cimas (por el mismo motivo que los producidos en los extremos), el cual atrae aire de los puntos situados a sotavento, contribuyendo a aumentar la diferencia de presión entre ambas vertientes. Si además a sotavento hay otras cordilleras, como es el caso de Cataluña, aunque sean más bajas también repercuten en la circulación del viento. En el caso concreto de Cataluña, el sistema Prelitoral genera pequeños dipolos y posibles remolinos a sotavento, pero el efecto más importante es la compartimentación que crea el conjunto sistema Prelitoral-sierra Transversal, de modo que los remolinos generados, se ven obligados a encajarse en las depresiones orográficas o valles. El mistral, al llegar al sistema Prelitoral, se divide en tres flujos: uno sobrepasa la cordillera, otro se desvía al noreste juntándose al circuito generado alrededor de la provincia de Gerona y el tercero sigue el Ebro por desfiladeros. En el Mediterráneo gira ligeramente al norte y cae debido a la disminución del gradiente de presión sobre la mar (generalmente hay una alta relativa cerca de las Baleares). La masa de aire húmedo delante de la costa catalana que ha permanecido intacta a los vientos de componente norte, a causa de la sombra orográfica de los Pirineos, es atraída por la baja presión generada en el interior de Cataluña (baja orográfica más calentamiento diurno) e inducida por los remolinos a entrar como viento del sudeste por los valles del Llobregat, Besós, Tordera y Ter, y a incidir perpendicularmente con los sistemas Litoral y Prelitoral en el tramo correspondiente. Asimismo, la entrada de esta masa húmeda hacia el interior condiciona el retorno del mistral dentro de la mar. Cabe decir también que estos remolinos son como espirales que, al elevarse las corrientes de aire a causa de su proximidad a zonas montañosas, vuelven a incorporarse a la circulación general que hay en la atmósfera libre. La orografía no solamente incide en el régimen de vientos, sino también en el tiempo. El aporte de vientos húmedos del sudeste al litoral catalán posibilita la formación de nubes en la costa, las cuales, a finales de verano y a principios de otoño, pueden originar tormentas y chubascos con vientos generales del norte o del noroeste, de los que no cabría esperar a priori estas situaciones. Otro fenómeno característico de la zona es la llamada estela pirenaica, consistente en un arco nuboso que empieza en el litoral central de Cataluña y que a veces se extiende hasta Córcega o Cerdeña. La estela se forma cuando el viento de componente norte se canaliza por el golfo de León. En función del ángulo de incidencia, el límite de la masa fría superficial (frente superficial), que queda definido por el extremo oriental de los Pirineos, se proyecta en una determinada dirección y se alarga sobre el Mediterráneo siguiendo aproximadamente la dirección de las isohipsas de 700 o de 500 hPa. Este frente superficial se nutre del o entre la masa de aire fría y seca del norte y la masa mediterránea, siendo frecuente en él el desarrollo de nubes. En la situación más típica, una alta

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relativa cerca de las Baleares desacelera el mistral cuando sale del valle del Ebro y origina un flujo de componente sur en las inmediaciones del frente superficial que incrementa su nubosidad asociada.

Fig. 6.8 Gráfico del fenómeno. (Fuente: Associació Catalana de Meteorologia (Vilaclara i Ribas, E.), V jornades de meteorologia Eduard Fontserè, Barcelona, 1999, págs. 66-67.)

Estos fenómenos son sólo un ejemplo local de la repercusión que tiene la orografía sobre el régimen de vientos y el tiempo, no sólo en tierra, sino también en la mar.

6.5.5

Conexión entre el viento y los movimientos verticales del aire. Convergencia y divergencia

En la atmósfera todos los movimientos se encuentran conectados y son estrechamente interdependientes, de manera que cualquier movimiento horizontal conlleva otro de vertical y viceversa. Esta interdependencia se debe al carácter de fluido incompresible que el aire presenta dadas las enormes dimensiones de la atmósfera, y al hecho de que en ésta se verifica la ecuación de la continuidad, según la cual la masa atmosférica debe permanecer constante en los desplazamientos. En consecuencia, si como resultado de un movimiento horizontal el aire tiende a agolparse en un punto determinado del planeta, este aire tenderá a escapar a través de movimientos verticales, y análogamente, cuando los movimientos horizontales generen un vacío de aire en un punto dado, habrá siempre un movimiento vertical que tienda a restaurar el equilibrio. Los vacíos y las acumulaciones de aire reciben el nombre genérico de divergencia y de convergencia respectivamente. La divergencia de aire en un punto se puede producir porque el flujo tiende a escapar de este punto, o porque el viento se acelera en dicho punto en relación al que circula detrás, de modo que el aire posterior no consigue alcanzar al acelerado y como consecuencia de ello se produce una pérdida de aire en el punto afectado. En sentido estricto, divergencia sólo es este último proceso, mientras que el primero se denomina disfluencia. De manera análoga, se habla de convergencia, desaceleración del viento en un punto de

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forma tal que el aire posterior alcanza al anterior, y de confluencia, tendencia del viento a dirigirse hacia un punto. Los casos de máxima divergencia y convergencia (en sentido amplio) se producen cuando coinciden divergencia y disfluencia y convergencia y confluencia respectivamente. Por contra, las combinaciones de divergencia y confluencia y de convergencia y disfluencia son a priori indeterminadas, pueden generar ambas situaciones tanto una divergencia como una convergencia.

Fig. 6.9 Situaciones de convergencia y divergencia del aire. (Fuente: Cuadrat, J. Mª. y Pita, Mª. F., Climatología, Madrid, 1997, pág. 253.)

Una divergencia en superficie origina un vacío que tiende a llenarse con aire procedente de las capas altas atmosféricas, y una convergencia en el suelo genera una acumulación de aire que se ve obligado a ascender. La divergencia y la convergencia en superficie conllevan una convergencia y una divergencia en altura respectivamente, mientras que estos procesos en altura repercuten en superficie de manera inversa. Puesto que la atmósfera tiende a buscar el equilibrio, se producen los mencionados movimiento horizontales y verticales, siendo así como se generan los anticiclones y las depresiones. Estos procesos de compensación permiten que en todo el volumen atmosférico no se pierda ni se gane masa, manteniéndose así la ecuación de la continuidad, y como consecuencia de ellos, en los niveles intermedios de la atmósfera se registra un nivel de no divergencia, el cual, en los anticiclones cálidos y en las depresiones frías se encuentra en la estratosfera, mientras que en los anticiclones fríos y en las depresiones cálida se sitúa en la troposfera. Este principio es conocido también como el de compensación de Dines.

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6.5.6 Factores determinantes de la distribución de presiones. Conclusión La distribución del campo de presiones en una determinada superficie de nivel, y por consiguiente sus regímenes de vientos, dependen, como se ha visto a lo largo de este capítulo, de los siguientes factores: - Del gradiente horizontal de presiones, el cual depende, de acuerdo con el epígrafe anterior, de los procesos de divergencia y de convergencia. El gradiente horizontal de presión, en combinación con la aceleración de Coriolis, la centrífuga y la debida al rozamiento, determinan la dirección y la velocidad del viento en una determinada superficie de nivel. - Del gradiente horizontal de temperatura, el cual condiciona que una determinada configuración isobárica se refuerce o se debilite con la altura, así como los vientos que en ella se originan. El gradiente horizontal de temperatura tiene un carácter claramente latitudinal y estacional, aunque se ve alterado, entre otros factores, por la presencia de continentes, la desigual vegetación de los mismos y las corrientes marinas. - De las advecciones de aire frío o cálido, las cuales conllevan una variación del gradiente térmico y la aparición de movimientos verticales de aire debido a los contrastes térmicos y, en consecuencia, a una redistribución del campo de presiones. Las advecciones en altura condicionan de manera importante el tiempo; así, por ejemplo, una advección de aire frío en altura favorece el desarrollo de tormentas en lugares cálidos y húmedos, y de manera similar intervienen en el desarrollo de frentes. Los movimientos advectivos se originan en atmósferas baroclinas. - De la orografía, cuyos efectos generales, junto con algunos de locales, han sido descritos. - De los efectos térmicos, de los cuales no se ha hablado, aunque son ampliamente conocidos. Son ejemplos de ello las depresiones térmicas y las brisas costeras (terral y virazón).

6.6 Efectos del viento sobre la superfície marina. Oleaje La climatología de los océanos ha sido elaborada a partir del bagaje que los marinos obtenían de sus observaciones. Estos datos han sido tomados en las principales rutas comerciales marítimas y por ello sólo nos dan una perspectiva parcial del tema, aún reconociendo el aporte que hayan históricamente proporcionado las expediciones científicas o de exploración. Un ejemplo del limitado conocimiento de las propiedades físicas de las olas oceánicas y su propagación a grandes distancias fue puesto de manifiesto en los desembarcos militares con fuerte resaca en la costa nor-atlántica de África de noviembre del 1942. A partir de este hecho, el laboratorio de investigación del almirantazgo, inició un estudio para conocer la distribución de la altura del oleaje y sus periodos. Poco después se llegó a la conclusión de que las olas oceánicas podían viajar a grandes distancias sin apenas pérdida de amplitud.

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6.6.1 Generación de las olas6 Las ondulaciones que aparecen sobre la superficie de las aguas son la consecuencia entre una interacción de la mar y la masa de aire que gravita sobre la misma. Influyen en la formación de la misma: - El valor y la variación de la presión atmosférica - La configuración y profundidad del fondo marino - La salinidad - La temperatura del agua - Eminentemente el viento El viento, como masa de aire en movimiento en el plano horizontal, mediante un efecto de rozamiento levanta oleaje, siendo la energía (energía cinética) que genera el propio viento, la que se transmite a la superficie marina ondulándola. Por tanto, el oleaje generado y su altura, serán proporcionales a la intensidad del viento, manteniéndose el primero mientras el viento se mantenga o se amplifique en su recorrido y siempre que su velocidad mínima sea de 6 nudos, ya que se considera que la energía que imprime al viento sus primeros 5 nudos es la mínima necesaria para vencer la resistencia por viscosidad que opone el agua marina. La velocidad media, medida a 10 metros de altura en mar abierta, es la que aproximadamente un marino experimentado puede obtener de la observación del estado de la mar. Las velocidades del viento en la mayoría de previsiones meteorológicas se dan para dicha altura. La razón de ello radica en que a diez metros de altura, la velocidad del viento es dos tercios la velocidad del mismo al nivel de la capa límite o no perturbada (unos 900 metros sobre el nivel del mar). Obviamente, las breves rachas que acompañan al viento superan esos valores medios y nos sugieren el potencial daño que puede producirse en una tormenta severa. Cuando se supera este límite, la ondulación crece en altura y longitud, de modo que cuando se supera además la cifra de los 10 nudos, crece más la altura que la propia longitud. La zona donde se forman las olas por efecto del viento, se denomina área generadora del oleaje y se sitúa en las zonas de influencia de las depresiones móviles o más claramente bajo las grandes depresiones frías casi estacionarias. Se inicia como unas ondulaciones (ripples) en la superficie marina cuando el viento empieza a soplar. La intensidad del viento, su dirección y el lapso de tiempo durante el cual éste sopla, determinan cómo las olas evolucionarán y qué tamaño tendrán. Dichas ondulaciones en la mar desaparecen al tiempo, si cesa el viento o crecen a una mar más desarrollada, que dada su reciente formación se denomina mar de viento (seas). Es decir, las olas precisan de un periodo de tiempo para generarse a partir de los efectos del viento, pero a la vez precisan también de mucho tiempo para desvanecerse una vez el viento haya cesado. La mar de viento se caracteriza por generar olas agudas, de longitud corta y de una altura un tanto irregular La mar de viento madura a mar de fondo (swell) cuando haya abandonado el área de origen y no esté relacionada con los efectos locales del viento. De hecho el estado actual de la mar en cualquier punto 6

Basado en el artículo “El Marino, las olas y el viento” del profesor X. Martínez de Osés en la Revista del Instituto de Navegación de España nº12, 2º trimestre del 2001.

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del océano es el producto de las condiciones existentes de tiempo y los hechos recientemente pasados. La mar de fondo presenta siempre un aspecto más regular, con una longitud muy superior a su altura (muy regular entre ellas), de crestas redondeadas y de perfil sinusoidal. Esta somera clasificación es válida mientras la profundidad disponible sea mayor del doble de la longitud de la ola. Los principales factores de formación y crecimiento de las mismas son: - Intensidad del viento, medida en nudos y usando la escala Beaufort. - Duración en horas en las que el viento sopla sobre un área oceánica: persistencia. - Fetch o distancia marina en millas náuticas sobre la cual el viento sopla. De hecho, la generación de olas por el viento, precisa de tiempo y espacio. Existe una máxima altura de ola para cada combinación de intensidad de viento, persistencia y fetch. Esta condición de las olas, cuando se alcanza, se denomina mar completamente desarrollada o fully developed seas FDS. Se registran las mayores olas en los océanos del hemisferio sur, donde fuertes vientos pueden soplar sobre vastas áreas oceánicas completamente expuestas, durante largos periodos. Las olas se describen mediante cuatro parámetros principales: altura, longitud, periodo y velocidad. Estos componentes se relacionan directa o indirectamente entre ellos. La altura de la ola es la distancia vertical entre las crestas y el valle contiguo en un tren de olas, la longitud de ola es la distancia horizontal entre sucesivas crestas, el periodo es el tiempo en segundos que tarda en pasar una cresta tras la siguiente y la velocidad es la rapidez de la propia traslación de la ondulación. Los anteriores parámetros se relacionan de manera que la altura de las olas la podemos definir como cinco veces el periodo al cuadrado de la misma. H = 5(T²)(para un periodo expresado en segundos y la altura en pies)

(6.10)

Se acostumbra a usar la altura significativa (Hs) de la ola, la cual es la altura media del tercio más alto de olas que rodean al observador. Dicha definición se desarrolló durante la segunda guerra mundial y refleja la tendencia que todo observador tiene de fijarse siempre en las olas más altas. Entonces la altura media (Hm) de las olas es el 64% de la altura significativa. El 10% de olas más altas en un área, corresponde al 129% de la altura significativa y la altura extrema de las olas, el 187% de la altura significativa. E.g.: si Hs = 10’ en un área determinada, Hm = 6,4’ (Hm = 0,64xHs), el 10% más alto tendría 12,9’ y las olas extremas 18,7’. Para cualquier velocidad del viento, una Hs determinada precisa de un tiempo mínimo para formarse: en el caso de una velocidad del viento de grado 8B (34-40 nudos), se requiere que el viento esté soplando durante 40 horas, con un fetch ilimitado, para elevar las crestas a 27,5’. Si cambiamos cualquiera de las componentes citadas, la altura de la ola crecerá o se reducirá. Por ejemplo, si el fetch se limita a 10 millas, la Hs se reducirá a 7,3’ siendo indiferente el valor de la persistencia. No obstante si reducimos el fetch, también limitaremos la altura de las olas, y esto es importante por que en la práctica la mar raramente alcanza su nivel de pleno desarrollo para unos parámetros dados, porque la intensidad y dirección del viento cambian a medida que un sistema depresionario se desplaza por el océano.

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Existe, por otro lado, una regla entre los marinos que relaciona aproximadamente la altura de ola en pies, a la mitad de la velocidad del viento en nudos (80 nudos de viento dan 40’ de altura). Durante la Halloween storm de 1991, conocida entre el público por la novela y posterior película, La tormenta perfecta y la pérdida del F/V “Andrea Gail” y sus seis tripulantes en la que hay constancia de que se registraron olas de hasta 33 metros de altura debido, entre otros factores, a que los núcleos depresionarios de la misma fueron esencialmente estacionarios, provocando que los vientos soplaran entablados a lo largo de días. En cambio, un valor estadístico de persistencia para un viento entablado se podría fijar en 27 horas. De todos modos, un cambio en la dirección del viento no implica un cambio de dirección en las olas generadas previamente, sino que al primer tren de olas no se le aportará más energía de una forma directa. Dichos trenes de olas pueden continuar su derrota hasta ser refractadas por un bajo o una isla.

Fig. 6.10 Gráfica de altura de ola en función del fetch y la velocidad del viento. (Fuente: Maritime weather &climate, Burroughs, W. Ed. Whiterby, Londres, 1998, pág. 37)

Fig. 6.11 Gráfica de altura de ola en función de la persistencia y velocidad del viento. (Fuente: Maritime weather &climate, Burroughs, W. Ed.Whiterby, Londres, 1998, pág. 37)

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En 1998 dos temporales simultáneos de finales de octubre, uno de ellos conocido como la APL China, (considerada como bomba meteorológica) en el Pacífico Norte, infligieron importantes daños al citado buque y la pérdida de cientos de contenedores que colisionaron con cinco buques mercantes. Sus efectos se atribuyen a la generación de olas extremas. Cuando las olas penetran en fondos someros y precisamente cuando la profundidad es menor de la mitad de la longitud de la ola (como se ha comentado anteriormente), el movimiento de las mismas se ralentiza por o con el fondo, aumentando entonces su agudeza. Éstas se hacen más altas y cortas. Este fenómeno se denomina “tocar fondo” o shoaling; provoca que la ola se frene, se vuelva inestable y rompa. La relación física es 5/3 para que las olas rompan (3 pies de altura para 5 pies de fondo). De otra forma podemos decir que las olas romperán en cuanto hallen un fondo de profundidad igual a 1,3 veces la altura de la ola. Así podemos calcular, con una carta de veriles y conociendo la altura de las olas cuándo romperán los trenes que recalen en la playa. Es común que las olas oceánicas cuando sobrepasan un bajo incrementen drásticamente su altura sin romper. Dicho efecto se denomina ground swells, y es frecuente tras el paso de temporales intensos. Si las olas encuentran una isla a su paso, el efecto refractivo de la misma puede conllevar a una mar confusa, aguda y con rompientes en su costado de sotavento. El velero Fantome, hundido con sus 31 tripulantes, sufrió dicho tipo de olas mientras aguantaba a sotavento de la isla Roaton a la altura de Honduras mientras trataba de resguardarse del huracán de categoría 57, Mitch. Cuestión aparte es el nivel de estabilidad del buque y su respuesta, además de las decisiones que tome su capitán. Es decir, que en aguas profundas únicamente rompen las olas que son inestables, es decir las que tienen una pendiente suficientemente acusada como para que la velocidad de las partículas de agua en la cresta sea superior a la de avance de la ola, escapándose el agua de la cresta hacia delante. La ola, entonces, rompe si la pendiente es mayor que 1/7 con mar de viento, aunque lo normal es que rompa con pendientes entre 1/20 y 1/10, siendo la tónica la relación de 1/13. En cambio, la mar de fondo puede romper con pendientes entre 1/100 y 1/30, pero la inestabilidad también depende de la edad de la ola, la cual se consigue dividiendo su velocidad de avance por la velocidad del viento que la origina. Cuando la velocidad del viento es superior a la de la ola, ésta es joven; pero cuando ambas velocidades se igualan o la ola supera al viento, ésta es vieja. Por otra parte, la velocidad de la ola es tres veces su periodo y aunque éstas no son simétricas en su forma, las crestas son de natural más agudas y estrechas que los valles, estando para el nivel medio de la mar, media altura (amplitud) de la ola por debajo del mismo. Para una mar completamente desarrollada, existe una relación entre longitud de la ola, periodo y velocidad. L = (T³) (para una medida en pies)

(6.11)

L = 1,5(T²) (para una medida en metros)

(6.12)

V = 3T 7

Categoría en la escala Saffir-Simpson.

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(6.13)

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H = 5(T²)

(6.14)

I.e.: una ola con un período de 5 segundos, tendrá una longitud de 125’ dada la relación de L = T³ = (5³=125’) o L = 1,5(5²) = 37,5 metros y una velocidad de 15 nudos, sí V=3T (3x5=15). Cuando un viento entablado sopla sobre la mar, se empiezan a levantar olas de corto periodo, pequeñas y lentas. A medida que éstas reciben más energía del viento, se aceleran e incrementan su periodo, hasta que la velocidad de avance de las mismas se iguala a la velocidad del viento, llegando entonces a una situación tope en cuanto a su periodo y las demás variables relacionadas. El tamaño de una ola simple está limitado por su agudeza, y más allá de una relación física límite, empieza a romper formando espumosos borreguitos o white horses. En mar abierta, dicho límite alcanza la relación de 1/13, quedando la expresión por tanto en: H = L/13, es decir que antes de romper una ola con un periodo de 10 segundos y longitud de 150 metros podría alcanzar una altura de 12 metros mientras que una ola con un periodo de 20 segundos y una longitud de 600 metros, alcanzaría una altura de 46 metros, si el viento se mantuviera soplando con una persistencia suficiente a 60 nudos (ver relaciones anteriores). La limitación física se produce de forma real para periodos de ola pequeños, hasta 8 segundos, mientras que para olas de mayor periodo dicha limitación no siempre se cumple; aparte de la posible mutación en las características de la propia ola, debido a la intervención de factores como la topografía local y en concreto la llegada a fondos someros. En la práctica, el estado final de las olas vendrá determinado no sólo por el campo de viento existente sino también por el efecto de los trenes de olas de mar de fondo, levantados con anterioridad por vientos distantes. La expresión que refleja la altura de la ola resultante en este caso, será Hs = (Hfdo² + Hvto²)½ 8

(6.15)

(siendo la altura real de la mar de fondo y la altura significativa para la mar de viento). A la vez, debido a la propia variabilidad de la intensidad del viento, podemos encontrar diferentes tamaños de olas, siendo una de las consecuencias la de que la longitud de ola para cualquier periodo tenderá a ser menor que la obtenida por fórmula. También dada la naturaleza no lineal de la misma, la altura instantánea de una ola puede diferir fácilmente del valor dado por la ecuación, sobretodo cuando las mares de viento y tendida, avanzan en direcciones distintas. En esta circunstancia, la ola toma una forma piramidal. Generalmente, si el viento crece, favorece la generación de olas, pero si declina, el primero se ve avanzado por las propias olas; se deduce de este hecho que dada la mencionada variabilidad del viento, la mar raramente alcanza el estado de equilibrio. A efectos prácticos, la velocidad de una ola tiende a ser mayor que la del viento, si éste sopla por debajo de los 25 nudos, mientras que la ola tiende a ser más lenta si el viento sopla a mayor velocidad. De todos modos, una vez la ola abandona la estela de la tormenta generadora, se extiende por el 8

Young & Holland (1996), Atlas of the Oceans: Wind and Wave climate. Pergamon.

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océano, disipando una pequeña porción de su energía en forma de borreguitos pero con muy poca disminución en su altura, trazando una derrota de círculo máximo. Se han podido registrar olas, con un periodo de 20 s, generadas por tormentas en las cercanías de Ciudad del Cabo (generadas por vientos de más de 60 nudos) y con una longitud de 600 metros, llegadas en sólo 9 días a las costas de Cornualles, mediando una distancia entre los dos puntos de entre 10.000 y 12.000 kilómetros9. La mar de fondo de más edad puede tener un impacto grande a medida que llega a fondos más someros. No sólo es la incomodidad que sentimos al entrar o salir de puerto consecuencia de la mayor altura que toman las olas al recalar en la costa, sino que en áreas expuestas como la zona de explotación petrolífera al oeste de las Shetland, se realiza un seguimiento de las tormentas del Atlántico Norte occidental para prevenir daños o, como es el caso de la costa NW de España, también se realiza un seguimiento en el punto en que los trenes de mar de fondo provenientes del oeste, sobrepasan la isobática de 100 brazas (2.750 m) en la bahía del Golfo de Vizcaya. No sólo son los daños a los artefactos en la mar, sino que las propias costas bajas de la Europa occidental se ven afectadas. Un ejemplo de ello en el Canal de la Mancha en febrero de 1979, una profunda depresión extra tropical de 952 mb, que se hallaba al sur de Terranova, entre 2 ó 3 días antes, avanzaba a la misma velocidad que las olas que generaba (30 nudos) y produjo una mar de fondo de 18-20 segundos desplazándose por el Atlántico Norte. En el buque meteorológico LIMA (57ºN, 20ºW) y la boya de adquisición de datos nº1 en la zona de Western Approaches se registró una mar tendida de 18 segundos de periodo y una altura significativa de 7 metros a las 0000 del 13 de febrero. Mientras que sobre la misma hora se registró al sur de Lisboa una ola de 17,2 metros de altura con un periodo de 20 segundos. Aunque la altura de las olas no fuere tan excepcional, la combinación de una longitud de ola muy larga con una leve pleamar, ocasionó importantes inundaciones a lo largo de las costas del Canal de la Mancha. Los efectos lejanos de profundas depresiones también juegan un papel considerable en el oleaje tropical, donde el estado de la mar es dominado por la mar de fondo generada en latitudes superiores. Una de tantas leyendas marinas versa sobre el tamaño de gigantescas olas. La mayor de ellas reportada por estimación visual, data de 1933 a bordo del buque USS Ramapo en el Pacífico Norte, y registró una altura de 112´ de valle a cresta10; existen otros muchos avistamientos de entre 80’ y 100’ de altura. De hecho, la actual tecnología de registro de parámetros oceanográficos, nos permite medir con mayor exactitud la altura de las olas. Pero estos métodos no hacen más que corroborar la existencia de tan fabulosas como excepcionales, masas de agua. Como una forma de justificación, podemos asegurar que en la mar juegan un gran número de componentes en las olas; cada una con sus propios periodo y altura, desplazándose a velocidades constantes aunque diferentes entre ellas. Cuando tales componentes se entremezclan e interaccionan entre sí, se producen grupos de olas más altas seguidos de masas de agua relativamente quietas.

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Barber & Ursell (1947). Nickerson, W.J., Freak Waves. Mariners Weather Log. (1993).

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Este hecho es justificable porque la principal perturbación actúa sobre una longitud de ola que refleja el viento medio que ha producido ese estado de la mar, por tanto sus longitudes de ola no difieren más que un 20% por encima o debajo.

Fig. 6.12 Gráfica reflejando la variación en la altura de las olas, al paso por un punto dado. (Fuente: Maritime weather &climate, Burroughs, W. Ed. Whiterby, Londres, 1998, pág. 40.)

Lo anteriormente citado implica que las olas entre ellas suman o restan de una a otra, cada cinco a diez longitudes de ola, produciendo olas mayores cada dichos espacios, y llenándose con olas menores entre las primeras. La leyenda de las Siete olas o las Tres Marías, según la proveniencia en nuestra geografía del proverbio. En cambio, en ciertos estados de la mar, las cosas son más complicadas, especialmente cuando la mar de viento y la mar tendida recalan en diferentes direcciones, produciendo olas excepcionalmente más altas en respuesta a un fenómeno reflectivo que se dispersa en breves minutos a medida que los diferentes componentes se desfasan. Este proceso descrito implica que no hay un límite teórico para el confuso efecto aleatorio de convergencia de olas que desembocan en la llamada ola gigante o freak wave. Claro que este término denota indeterminismo y un poco algo no natural que se escapa a la estadística. Por tanto significa que una ola de cada diez puede tener hasta un 30% más que la altura significativa del espectro y que una de cada 500 olas tendrá cerca del doble de la altura del tercio más alto de las olas de ese tren. En la práctica, una de cada cien mil olas podrá tener dos veces y media la altura significativa de la mar existente, y es la que hemos denominado al principio como ola extrema. A lo largo del tiempo, en cambio, es más difícil describir la distribución de la altura significativa de las olas. Cualquier análisis debe reflejar no sólo las variaciones estacionales sino también la contribución de temporales importantes como ciclones tropicales o profundas tormentas extra tropicales, las cuales deben considerarse como un subgrupo dentro del amplio abanico de eventos que se pueden desatar en un lugar en concreto. En esta situación, es preferible tomar una visión práctica de

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cualesquiera fenómenos considerados como severos aunque poco frecuentes, los cuales tendrán una persistente conclusión en los más altos niveles. Dichos eventos no son los gigantescos aludidos, sino que son parte del clima en sí, y por ello deben contemplarse aunque tengan una baja frecuencia de ocurrencia. La climatología de estos fenómenos no es bien conocida ni tampoco, por tanto, está bien documentada en la literatura publicada. Otra génesis que puede desembocar en situaciones de tiempo son las mares excepcionalmente picadas, las cuales provienen de un incremento fortísimo en la intensidad del viento debido tanto a fuertes temporales o líneas de turbonada como a las llamadas ciclogénesis explosivas. Estas últimas están formadas por jóvenes depresiones extra tropicales que se profundizan repentinamente (una profundización de 24 mb en 24 horas se denomina bomba meteorológica), y existen casos extremos como la pequeña depresión a la altura de la Bahía del Chesapeake con un valor de 996 mb a las 0000 horas el 4 de enero de 1989, que 24 horas después se hundió a 936 mb mientras se desplazaba al SW de la isla de Sable. Dichas casos se designan como ultrabombas. En circunstancias como la anterior, la intensidad del viento crece con tal rapidez que la altura de las olas puede provocar una mar escarpada, con alturas significativas de ola de 8 metros, periodos alrededor de 10 segundos y longitudes de 150 metros; pero con algunas olas sustancialmente mayores. Otro efecto combinado del viento y la mar es el cambio producido en el nivel de la mar bajo depresiones desarrolladas y en tormentas tropicales. La combinación del movimiento de la borrasca y la elevación producida por la menor presión de la columna atmosférica sobre la mar; es la llamada marea de temporal o storm surge. El efecto de la misma en costas desnudas y bajas es evidentemente desastroso, pero si la marea formada es canalizada entre estrechos y fondos someros como la parte meridional del mar del Norte, la elevación de las aguas se amplifica. En el caso de huracanes o de tormentas tropicales, la propia elevación del nivel de la mar es un signo indicador de su proximidad a las costas.

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Meteorología/climatología

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7 Meteorología/climatología 7.1 Materias coincidentes pero diferentes En general se puede llamar clima al conjunto de condiciones atmosféricas, limitadas a una área determinada; y con una escala temporal suficientemente grande para de que sea geográficamente representativa. En contrapartida, podemos diferenciar entre dos tipos de climatología, la estadística y la sinóptica. La primera de ellas utiliza conceptos estadísticos para determinar la probabilidad de que unas condiciones determinadas vuelvan a manifestarse. En segundo lugar, en la climatología sinóptica se recogen los estados y evoluciones del tiempo. En la definición de climatología, hemos introducido el concepto de conjunto ya que el clima no depende de un único factor, sino de varios en común. Todos estos actores son los que determinarán el clima. Estos factores se pueden clasificar en los siguientes: Situación geográfica Continentalidad Factores del clima Orografía Temperatura del agua marina En cuanto al factor de la circulación general atmosférica, se ha explicado con anterioridad que en superficie podemos diferenciar tres capas: entre el ecuador y los 30º l, entre los 30º y 60º l y de los 60º hasta los 90º de latitud. En segundo lugar, respecto al factor de la continentalidad, la mar actúa como un gigante receptor de radiación solar gracias al valor elevado que tiene el calor específico del agua. Esto provoca que la oscilación térmica diaria del agua de la mar se mantenga en un valor más o menos constante. A diferencia de lo anterior, la superficie terrestre se comporta a la inversa; es decir que la oscilación

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térmica no se mantiene constante, de día el suelo se calienta pero de noche se enfría. La manifestación de estos fenómenos a gran escala, se traduce en el hecho de que durante el verano el recalentamiento del suelo da lugar a la formación de centros de bajas presiones. En tercer lugar el factor orográfico tiene su importancia en el clima, la altura de las montañas en una determinada región o el relieve, principalmente. Finalmente el factor de la temperatura del agua tiene su importancia a la hora de determinar el clima de una región. Tener cerca una superficie acuosa como pueda ser un mar, provoca que el contenido de humedad de ese lugar sea en muchas ocasiones elevado, la aportación de vapor de agua, entre otros. No obstante, los anteriores no son los únicos factores que debemos tener en consideración. Hay otros menores pero también de importancia, que afectan al clima, de entre los cuales podemos distinguir la vegetación (en lugares donde la vegetación es escasa la probabilidad de precipitación disminuye), como la altura sobre el nivel de la mar. Entre los elementos definitorios del clima podemos considerar los siguientes: La insolación La temperatura del aire La presión atmosférica Elementos del clima El viento La lluvia La humedad La insolación La cantidad de energía solar que es retornada al espacio, representa un 40%, reflejada en su mayor parte por las nubes. Una parte del 60% restante es dispersada o se absorbe por las moléculas de aire, tanto las partículas sólidas como líquidas que contiene el aire. El resto llega al suelo, donde se absorbe buena parte de esta energía. La temperatura del aire Es un elemento más intuitivo, posiblemente porque podemos notar sus efectos sobre nosotros mismos, sin la utilización de aparatos que nos indiquen su variación relativa. Para una correcta descripción térmica de un lugar se tiene que tomar la variación anual de cinco parámetros como mínimo, temperatura media, máxima media, mínima media, máxima absoluta y mínima absoluta. El viento En climatología, podemos identificar diferentes tipos de vientos locales: brisas marinas, vientos ascendentes, descendentes, etc. Un factor importante en la creación de vientos locales es la configuración orográfica. Este factor implica cambios en los vientos reinantes como el efecto de

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barrera (cadenas montañosas que se oponen a que el viento continúe circulando), efecto de embudo (el aire es obligado a pasar por un determinado lugar como en Cataluña se puede comprobar en el valle del río Ebro), el efecto de esquinera (caso típico de los vientos que doblan un cabo, etc). Pero el cambio más notorio en las mutaciones del viento como consecuencia de la orografía es el denominado efecto Föhn. Cuando en la planificación de las operaciones marítimas se tienen en cuenta las fluctuaciones en el tiempo y el clima, no se trata solamente de una cuestión de estar preparados ante fenómenos adversos. Dicho análisis exige un conocimiento completo de las condiciones normales y de cómo éstas pueden fluctuar respecto a las primeras, lo que nos conduce a un conocimiento cabal de las estadísticas sobre lo que puede esperarse en el mundo.

7.2 Climatología en las latitudes intermedias Dado que la mayoría de líneas marítimas comerciales cruzan las regiones de latitudes intermedias, del Atlántico Norte y Pacífico Norte, zonas además sujetas a patrones estacionales muy marcados, empezaremos por definir las características definitorias de su clima. De hecho, el frente polar es el responsable del movimiento y generación de las depresiones. En el hemisferio norte, las depresiones se forman en la costa este de los continentes y se profundizan a medida que se desplazan hacia el NE. Dentro del océano Atlántico, normalmente se forman al sur de Terranova y se desplazan hacia Islandia, donde normalmente llegan al límite de profundización, antes de que lentamente se vayan llenando mientras se dirigen hacia el mar de Noruega. Durante el invierno este proceso se amplifica debido a dos factores: - El suministro desde el golfo de México o la costa norteamericana de bajas que van captando energía a lo largo de la costa este del continente americano. - Las aguas cálidas que forman la corriente del golfo, que bombean enormes cantidades de energía a las masas de aire ártico que con frecuencia se dirigen al sur cruzando el océano. Este intercambio de masas de aire puede ser el detonador de una intensa ciclogénesis con depresiones que maduran en tormentas desarrolladas en quizás sólo 24 horas. Al otro lado del Atlántico, se forman bajas secundarias a bajas latitudes que pueden llegar y atravesar el Reino Unido, pasando a Rusia u ocasionalmente profundizarse en la cuenca Mediterránea. Las depresiones del Atlántico norte llegan a una amplia variedad de intensidades y tamaños, y por eso son difíciles de categorizar. Cada año entre cincuenta y cien depresiones seguirán diferentes trayectorias por el océano, desde pequeñas bajas de no menos de 990 mb de centenares de kilómetros de extremo a extremo, hasta monstruos de 3.000 kilómetros de anchura con presiones mínimas de 920 mb. La localización de sus mayores intensidades es variable y puede desarrollarse en cualquier punto al norte de los 40º N, aunque la mayor probabilidad reside al sur de Islandia entre Groenlandia y las Islas Británicas. De media llegan a valores alrededor de los 980 mb, pero en invierno pueden tomar valores menores, incluso en algún caso caer por debajo de los 950 mb en algún momento de su vida.

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La velocidad media del viento en la región central del Atlántico (entre 45º y 60º N y de 025 a 050º W) durante el mes de enero oscila entre 24 y 30 nudos, con los valores más altos en la parte SW de la región y una altura significativa de ola, en la mayor parte del área por encima de 5 metros. Estos valores son ligeramente mayores que los descritos en los atlas marinos y pueden ser debidos al crecimiento registrado de la altura de las olas, en los últimos años.

Fig. 7.1 Estadística de depresiones muy profundas (mínimo menor de 950 mb) de las respectivas mitades invernales, mostrando una intensificación a principio de los ochenta y noventa. ( Fuente: Maritime weather &climate, Burroughs, W. Ed. Whiterby, Londres, 1998, pág. 62.)

Durante el mes de marzo, estas cifras se reducen a unos 20/25 nudos y 3,5 metros de altura. El área de mayor intensidad se desplaza al NE hacia Islandia y durante el mes de mayo, la media del viento oscila entre 15 y 20 nudos y la altura significativa de la ola un poco por encima de los 2 metros. En el verano las cifras quedan por debajo de estos valores crecen rápidamente durante el otoño, de forma que en el mes de noviembre la mayor parte del Atlántico al norte de los 45º N, sufren una media de vientos por encima de los 20 nudos y una altura significativa de ola en la región central, por encima de los 4 metros. Dado que el ciclo anual es muy marcado, como regla general podemos decir que, al norte de la línea entre Cape Hatteras y el canal de la Mancha, incluido el mar del Norte y la parte sur del Báltico, se desarrollan vientos de más de 30 nudos de media durante el 10% del tiempo. Estas condiciones tormentosas, obviamente, se producirán eminentemente durante el invierno. Alturas significativas de ola por encima de los 5 metros, ocurrirán en un 10% de probabilidades en la región entre 45º y 65º N, y de 010º a 045º W, otra vez durante el invierno11. En la parte NE del Atlántico, las cifras de viento y olas medias, disminuyen un poco. Este hecho es debido a la protección que ofrecen las islas británicas, pues reducen de forma apreciable la altura de las olas (fetch obstaculizado por las mismas). Así el viento medio durante el mes de enero al este de 11

Se recomienda consultar los Pilots Atlas del Atlántico Norte.

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las Shetland ronda los 25 nudos, cae a los 20 nudos en la parte sur del mar del Norte y baja la altura de las olas de unos 4 metros a menos de 2 metros. Dichas cifras son ligeramente mayores que las que figuran en el US Navy Atlas, otro ejemplo donde los datos provenientes de satélites reflejan el periodo más tempestuoso en el que nos hallamos en los últimos años.

Fig. 7.2 La tormenta del Braer, en una carta de análisis en superfície del 10 de enero de 1993 a las 1800 GMT, y la derrota seguida, cada 6 horas, junto a los valores de presión central (Royal Meteorological Society).

La protección ofrecida por las islas británicas es patente durante todo el año. Pero, por otro lado, genera unos patrones locales de altura de olas y velocidad del viento, con las condiciones más tormentosas en el área central septentrional alrededor de los 58º N y 002º E, y a la vez tormentosas también en el sur, entre Inglaterra y Holanda. Debido a las necesidades de la industria del gas de la región, el Real Instituto Meteorológico Holandés (KNMI) ha publicado estadísticas de las condiciones climáticas en la zona12. En el Pacífico, la mayoría de depresiones se forman en el mar de China, cerca de Japón, avanzando hacia las Aleutianas y profundizándose a medida que llegan. Normalmente se van disipando en el golfo de Alaska, pero de vez en cuando, pueden absorber vapor y profundizarse a medida que se desplazan hacia el SE, hacia la isla de Vancouver y después a lo largo de la frontera canadiense con los Estados Unidos. Otras depresiones secundarias se pueden formar ocasionalmente al norte de las islas Hawaii, sobre el frente frío que se arrastra hacia el sur desde la baja de las Aleutianas. Ambas pueden llegar a ser sistemas muy vigorosos.

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Korevaar (1990). Existen otros ejemplos como Draper (1991) e Isemer & Lutz (1985), mientras que las condiciones del Adriático, hielo en el Báltico y huracanes en el Pacífico NW, se pueden hallar en la National Meteorology Library de Bracknell, Inglaterra.

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El Pacífico Norte es marginalmente menos tormentoso que el Atlántico Norte, aunque las estadísticas para las regiones al norte de los 30º N muestran los mismos comportamientos que los atlánticos. Las diferencias halladas se relacionan con las regiones de vientos más fuertes, que están un poco más al sur y ocupan una amplia franja desde los 40º N, 165º E a los 50º N, 135º W. En esta región los vientos son en general un 10 ó 20% más bajos en intensidad que en la misma región en el Atlántico Norte, con promedios de unos 20 ó 25 nudos en el mes de enero con alturas significativas de ola de unos 4 metros, y bajando a unos 12 nudos en verano con alturas significativas de ola de unos 1,5 metros. 7.2.1 El ciclo anual La amplia climatología en el movimiento de las depresiones del Atlántico y Pacífico Norte no nos dice mucho respecto de sus variaciones estacionales, durante largos periodos de tiempo. El citado ciclo anual es gobernado eminentemente por la duplicación de la intensidad en la fuerza de los vientos de poniente, de verano a invierno. Este hecho, junto al desplazamiento hacia el sur del frente polar, supone la apertura a las tormentas, de nuevas derrotas más meridionales en invierno, hacia latitudes más bajas sobretodo en el Mediterráneo. Como parte adicional a este ciclo anual, en la parte oriental del Atlántico Norte alrededor de las islas británicas, la incidencia de los ponientes (entre los cuadrantes NW y SW) cae desde un 50% del tiempo en el mes de enero, a un 20% en el mes de mayo, antes de elevarse al 40% en el mes de julio, permaneciendo a este nivel el resto del año. Al mismo tiempo, la frecuencia de tiempo anticiclónico muestra también un marcado ciclo anual, con valores más altos durante el verano, debido en parte a la expansión hacia el norte del anticiclón de las Azores, mientras que la frecuencia de los vientos del norte y levante, culmina durante la primavera. Además, la incidencia de un tipo de tiempo ya situado, es clara.

Fig. 7.3 Gráfico con el número de días con tormentas de invierno en las proximidades de las islas británicas en los últimos cien años, reflejando un incremento nulo en los últimos años y fluctuaciones a largo plazo. (Fuente: Maritime weather &climate, Burroughs, W. Ed. Whiterby, Londres, 1998, pág. 65.)

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Es decir, que la tendencia del tiempo a mantenerse durante largos periodos, es más clara durante los meses de verano de julio y agosto o de mediados de otoño (octubre) y menos probable entre los meses de abril y junio o en septiembre. El establecimiento de patrones de circulación fijos es una constante de la climatología de las latitudes intermedias del hemisferio norte. La característica principal es que estos patrones exhiben unos cambios regulares casi cíclicos, que se diferencian claramente de los patrones climáticos normales. Estas variaciones pueden ser visualizadas en términos de diferencias de presiones entre las latitudes de 35º N y 55º N en el Atlántico Norte. Cuando existen grandes diferencias de presiones a lo largo del océano, se producen fuertes ponientes a nivel de la superficie de la mar y un patrón de ondas largas en el comportamiento de los vientos de la alta atmósfera. Cuando, en cambio, se dan pequeñas diferencias de presión, se produce una rotura de los ponientes a nivel de la mar, para desarrollarse en pequeñas células de circulación y una correspondiente estructura de pequeñas ondas sinusoidales en los vientos en altura. 7.2.2 El índice NAO Ulteriores razones se pueden hallar mediante el estudio de las fluctuaciones interanuales, de los patrones de presión en el Atlántico Norte. Una medida de la fuerza de los vientos de poniente en este sector se conoce como la oscilación del Atlántico Norte (NAO). Ésta utiliza las diferencias de presión existentes entre las islas Azores e Islandia durante cada invierno, para registrar las fluctuaciones en intensidad de la circulación. Los valores de la NAO en los últimos 130 años, no muestran una tendencia apreciable. En lugar de esto, hay periodos de inviernos tormentosos, seguidos de años mucho más tranquilos. La característica más destacable en los últimos 100 años, está marcada por una pronunciada bajada de intensidad en los años sesenta y una elevación de la tendencia con posterioridad. Este cambio puede explicar el incremento observado en la altura de las olas en los últimos cuarenta años, pero la falta de estadísticas más recientes hace difícil el poder valorar si el incremento último es debido a una inflexión en los cambios del índice NAO desde los años sesenta. Este análisis se hace más difícil por el hecho de que el índice NAO cambia hacia atrás o hacia delante, a lo largo de los años. El retorno a valores negativos durante los inviernos desde 1996 a 1998 puede suponer otra vez una reducción drástica a la tendencia de elevación de la altura de las olas en el Atlántico Norte. De forma que entender cuáles son las causas de la inflexión sufrida por el NAO aún es un desafío para las operaciones marítimas. El mismo tipo de cambios se desarrollan en el Pacífico Norte, pero no necesariamente durante los mismos periodos de tiempo. De hecho, se percibe algún indicio de lo anterior en las imágenes satélite, por el hecho de que las variaciones interanuales en las dos cuencas pueden estar desfasadas. Los años en los que se generan olas altas (respecto a la media) en el Pacífico Norte, tienden a coincidir con capítulos cálidos del ENSO,13 en el Pacífico ecuatorial; mientras que en el Atlántico Norte se registran alturas de olas más bajas durante la ocurrencia de los citados fenómenos.

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El Nino Southern Oscillation.

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Igualmente los patrones de presión del Pacífico, siguen el ciclo, como la profundización súbita de la baja de las Aleutianas en 1976, la cual persistió de hecho hasta el año 198814. Desde entonces, la circulación ha retornado al patrón observado antes de 1976. Estos cambios se han relacionado también con episodios de calentamiento en el Pacífico ecuatorial y dejan sobre la mesa una serie de cuestiones importantes en cuanto a la predicción a largo plazo y el cambio climático. En el hemisferio sur la situación es más simple. Los ponientes soplan de una forma más intensa y constante, debido a la relativa escasez de masas continentales. En invierno la velocidad media del viento en las latitudes de 35º S y 60º S, es groseramente mayor que el valor más alto en el hemisferio norte en una latitud de 50º N. Posteriormente, mientras que la región de vientos fuertes se estrecha en verano, el valor límite, si se alcanza, incrementa alrededor de los 50º S, así que los epítetos de los “cuarenta rugientes” (The roaring forties) y los “cincuenta bramadores” (The screaming fifties) están plenamente justificados. Las estadísticas de viento y olas en el cinturón tormentoso en los océanos australes, se ajustan a las condiciones invernales del Atlántico Norte, aunque no lleguen a las condiciones límite de pleno invierno del centro Atlántico Norte. Sólo durante el mes de julio (invierno austral) en el océano Índico, alrededor de los 50º S, entre Ciudad del Cabo y Australia, la altura significativa de ola pasa de los 5 metros, hecho que casa con las condiciones en enero por el Atlántico Norte central. Estas cifras son algo mayores que las que figuran en los atlas marinos, pudiéndose deber a las consecuencias del cambio climático o simplemente a que los satélites proporcionan datos de mayor calidad. Incluso podría reflejar la limitación de las observaciones realizadas antiguamente, con los medios de los que se disponía en los barcos, en aquellas remotas zonas. De hecho, la intensidad del viento durante el verano no afloja, con la mayor parte de la banda de los 50ºS sufriendo medias por encima de los 20 nudos. La altura significativa de ola, en cambio, decrece ligeramente y bajando desde los 4 metros (13 pies) en extensas áreas, a alrededor de 3 metros en el mes de enero. El único lugar que experimenta alguna protección frente a estos vientos implacables, son ciertas partes del Atlántico Sur a resguardo del paso de Drake y la Patagonia. Contrariamente en la banda de barlovento, las depresiones se canalizan entre la parte meridional de Chile y la Antártida, una región de fuertes y variables vientos. Quizás una de las consecuencias más importantes del oleaje generado por los ponientes más persistentes de los océanos Australes, para los marinos, es la fuerte mar de fondo que se propaga a latitudes más bajas. Es importante conocer, que la mar de fondo se propaga describiendo una curva ortodrómica, dificultando por tanto su proyección en grandes distancias en las cartas tanto de navegación como en las meteorológicas. Un área particularmente peligrosa se da cuando la mar de fondo generada por tormentas importantes en los océanos australes recala en la corriente de las Agujas, a lo largo de la costa SE de Sudáfrica. La costa entre Durban y East London es conocida como The Wild Coast, donde la plataforma continental tiene su parte más estrecha y la corriente fluye rumbo SW entre 4/5 nudos Si esta corriente se combina con fuerte mar de fondo del SW, y además con una baja que se desarrolle cerca de la costa sudafricana que derive al SE, hacia el océano Austral, y se profundice sustancialmente, entonces se desarrolla un área que se expansiona y se refuerza con vientos del S-SW 14

Trenberth & Hurrell (1994), Decadal atmosphere-ocean variations in the Pacific. Climate dynamics,

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(en el lado occidental de la baja), que presionan una mar de fondo, progresivamente más alta y larga, hacia la costa SE de Sudáfrica. Pero la situación se torna aún más peligrosa cuando un frente frío intenso se mueve lentamente al NE sobre las aguas costeras de la parte SE de Sudáfrica, encabezado por un fuerte viento del NE. Estos condicionantes incrementan la velocidad de la corriente de las Agujas, aumentando entonces la probabilidad de existir olas de tamaños anormales. En estas circunstancias, el South African National Research Institute of Oceanology avisa a los marinos para que permanezcan dentro de la citada plataforma continental (donde la corriente de las Agujas es mucho más débil) entre la Richard’s Bay y Great Fish Point. De hecho, cuando se navega hacia el SW con el barómetro en descenso y con viento fresco del NE, el navegante puede encontrase con un cambio de intensidad a viento fresco o fuerte del SW en tan sólo 24 horas15. Otra característica importante de los fuertes ponientes en el hemisferio sur es el hecho de que manifestaciones periódicas de sistemas de tiempo de bloqueo son mucho menos comunes que en el hemisferio Norte. Pero, en cambio, si se producen a sotavento de las costas de Australia y Nueva Zelanda, y de vez en cuando a sotavento de los Andes, estos fenómenos son menos duraderos que sus homónimos del hemisferio norte y, dadas sus situaciones son de limitadas consecuencias para el marino, aparte del ubicuo navegante de recreo. Finalmente, se debe de puntualizar que, como en el caso del Atlántico Norte, las medidas y observaciones han supuesto un mejor entendimiento de la climatología en estas regiones. Posteriormente, las boyas a la deriva, que son un hecho común en el océano austral, han ido descubriendo que las depresiones al S/SE de Australia son más profundas de lo que se creía. Esto puede explicar en parte el hecho de que la altura de las olas registradas sea mayor que los datos de los Atlas. Posiblemente por la falta de observaciones en el pasado, aunque de momento tampoco es posible realizar ningún análisis para comprobar si estas diferencias están relacionadas de alguna manera con las variaciones climáticas en el océano austral. De hecho, no hay serias equivalencias al índice NAO o al índice UK Gale para aquellas aguas desiertas.

7.3 La climatología del Mediterráneo Aunque el Mediterráneo da nombre a un tipo de clima caracterizado por inviernos húmedos y suaves, y veranos cálidos y secos, la vertiente mediterránea en sí misma tiene una climatología más compleja. Este hecho es debido a que a diferencia de otras partes del mundo con un clima similar (California, centro de Chile, Sudáfrica Austral y el SW de Australia), el mar Mediterráneo está bordeado por masas de tierra. Este hecho que no hace variar el arquetipo de veranos secos e inviernos húmedos, pero precisamente en invierno se manifiesta un clima regional más dinámico, que supone un desafío superior para la navegación. En tiempos pretéritos, la navegación se restringía al periodo entre los meses de mayo a octubre, incluso dicho de una manera más drástica, el invierno era un tiempo para preparar la guerra que 15

Torrance (1995), Some aspects of the South African coastal low and its rogue waves. Weather, 50.

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estallaba en verano. Durante el mes de octubre, el invierno puede llegar en estas latitudes por el declinar y retirada de la alta presión de las Azores, que dejan que la influencia de su clima16 permita que las borrascas que discurren más al norte puedan sentirse.

Fig. 7.4 El cosmos mediterráneo según el Dr. Fontserè. (Fuente: Associació Catalana de Meteorologia (Vilaclara i Ribas, E.), V jornades de meteorologia Eduard Fontserè, Barcelona, 1999.)

En estas fechas, las masas de tierra de Eurasia más septentrionales se enfrían rápidamente, mientras que la temperatura en toda la vertiente mediterránea, se mantiene aún alta. Esto quiere decir que las masas de aire polar y ártico que llegan a la mar son mucho más frías que éste y se produce entonces una intensa convección. Estas condiciones se pueden producir cuando el aire marítimo Polar (mP) es empujado al sur por una baja que se sitúe entre Escandinavia y el norte de Francia y el oeste de Alemania. La consecuencia inmediata de esta incursión de aire frío en el Mediterráneo es la ciclogénesis. La combinación de agua cálida y terreno montuoso en la vertiente norte son los condicionantes ideales para la generación de sistemas de bajas presiones eminentemente en el golfo de Génova, al sur del mar Jónico y alrededor de Chipre. Todo ello, supone un Mediterráneo excepcionalmente tormentoso sobretodo durante el invierno. Por otro lado, como estos temporales se generan localmente (menos de un 10% provienen del Atlántico), su desarrollo es rápido y requiere de previsiones muy exactas que reflejen los efectos de la orografía local. Y a la vez, un conocimiento también local para saber interpretar las previsiones.

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Esta ruptura se puede producir incluso un mes antes. En setiembre de 1969, una baja explosiva al SE de Malta provocó el día 23 vientos atemporalados y el hundimiento del petrolero de 20.000 Tm “Ángel Gabriel”. Después se desplazó al SW, produjo inundaciones en el norte de África y mató unas 600 personas al NE de Argelia y Túnez.

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Fig. 7.5 Esquema de les condiciones sinópticas en las que sopla el mistral por el valle del Ródano hacia el golfo de León. Esta previsión para el día 14 de febrero de 1996, parte del análisis del día 9 (cortesía deECMWF).

Ocasionalmente, los inviernos tempestuosos pueden tener comportamientos parecidos a los de los ciclones, aunque el hecho de que se desaten sobre una superficie marina relativamente fría (alrededor de 15ºC) sugiere que deben ser más parecidas a las bajas polares. De hecho, cualquiera que sea su designación representa un serio fenómeno al que los buques se deben e enfrentar. Un ejemplo gráfico en el año 1995: un sistema de baja presión formado cerca de los 38º N y 014º E el 13 de enero y que se movía al este, posteriormente cambió a sur durante los siguientes dos días, llegando a valores mínimos de presión de 990,6 mb durante el día 14. Al mediodía del 16 de enero, desde el espacio parecía un verdadero ciclón tropical, pero con el ojo ligeramente diferente y vientos máximos de 75-80 nudos al inicio del día. Un fenómeno similar ocurrió el día 26 de enero de 1998, y golpeó un buque porta contenedores en situación 37º N y 018º E con vientos de hasta fuerza 11, y mares montañosas. El barco perdió 37 contenedores que posteriormente fueron un peligro para la navegación.

Fig. 7.6 Imagen Meteosat de una tormenta en el Mediterráneo, el 16 de enero de 1995, que muestra una circulación tan simétrica como la de un ciclón tropical. (© EUMETSAT 2002)

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El patrón de la ciclogénesis, se refleja en el comportamiento del viento y el de las olas. Los vientos máximos cercanos a 25 nudos se desarrollan durante el mes de enero al oeste de Córcega y Cerdeña; y cuando las depresiones se desarrollan rápidamente, pueden producir vientos huracanados entre las dos islas. Una área secundaria de fuertes vientos en aquel momento del año (invierno), se halla en el área desde el sur del mar Egeo, al sur de Creta, donde los vientos medios llegan a 25 nudos. La altura significativa de las olas alrededor de metro y medio es, en cambio, más modesta debido a la protección que ofrecen las masas de tierra cercanas. El área de vientos más fuertes comentada a occidente de las islas Tirrenas se mueve dentro del golfo de León durante el mes de marzo y se reduce a unos veinte nudos. Entonces se va abatiendo hacia la costa española en el mes de mayo, mientras se disipa. En verano, los vientos más fuertes se asocian con los efectos más locales, y en otoño los vientos medios más fuertes (hasta 25 nudos en noviembre) se desarrollan en el estrecho de Gibraltar, aunque las zonas más abiertas del Mediterráneo experimentan vientos medios de alrededor de 15 nudos. Un segundo hecho definitorio, que nos permite entender mejor la climatología local, es el papel que desarrollan los vientos locales. Alguno de ellos como el Mistral, son parte integrante de la climatología a gran escala de la región, mientras que otros no pasan de ser más locales. El mistral, que sopla hacia abajo por el valle del Ródano y después desemboca en el golfo de León, usualmente se presenta con un patrón caracterizado por la situación de un centro de baja presión en los Balcanes, junto con el centro de altas presiones de las Azores, lo que genera de forma conjunta un patrón de situación del norte (vientos de norte) en territorio francés, que posteriormente la orografía dará la dirección final de mistral. Durante el invierno, este viento se refuerza por el efecto enfriador de la cobertura nivosa de la zona citada, provocando que el flujo implique descendencia de aire desde los Alpes y el Massif Central. Este hundimiento gravitacional de aire frío, y por tanto denso, hacia el fondo de los valles, se denomina viento catabático. Es un viento seco y frío, generado por el contraste térmico explicado antes, que baja por el valle del Ródano y que cuando se combina con un fuerte patrón sinóptico de viento del norte puede producir velocidades de viento de hasta 80-85 nudos en las proximidades del delta del Ródano, con un cielo claro y sol brillante. Entre los meses de diciembre y mayo se desata una media de unos 26 días, durante los cuales el mistral puede soplar a 3 nudos o más, con una ligera punta de actividad entre el mes de marzo y de abril (hasta 11 días entre ambos). El resto del año sólo se producen episodios raros, aunque aún menos intensos a lo largo del verano. Estos vientos decrecen rápidamente cuando penetran en la mar, aunque ocasionalmente pueden extenderse hasta la isla de Malta o el norte de África. El peligro para la navegación supone el levantamiento en muy poco tiempo de mares elevadas, fenómeno que se desata fundamentalmente en el mes de marzo, cuando la altura significativa de la ola en la parte meridional del golfo de León llega a los 2 metros, el valor más alto de entre las estadísticas del Mediterráneo.

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Los mismos efectos catabáticos se asocian al Bora, el cual es un viento del NE que sopla en la costa oriental del Adriático septentrional en invierno, donde produce violentas tempestades y ráfagas a veces de hasta 100 nudos. Estas condiciones se intensifican cuando la baja presión mediterránea está bien desarrollada y se mantiene una alta presión persistente encima de Europa. En particular, detrás de un frente frío moviéndose al SE sobre el Adriático, el efecto se refuerza por el descenso catabático de aire frío de las montañas Dálmatas. Y aunque podemos hallar estas características bien definidas a lo largo del año, nos encontramos también efectos más espontáneos que sí que suponen un mayor peligro para la navegación. A lo largo de la costa este de España nos encontramos las llevantades y vendavales, que son la manifestación invernal clásica aparte de los vientos locales. Las primeras características de estas tormentas patrón del NNE y ENE, asociadas a borrascas que pasan el Mediterráneo entre Francia y Argelia, pueden producir mares verdaderamente duras, cuando el viento se entabla del NE y encuentra un considerable fetch. Estas tormentas son más frecuentes y peligrosas en otoño y especialmente en primavera. Los vendavales se caracterizan por vientos fuertes del SW a través del estrecho de Gibraltar, subiendo por la costa española, asociados a depresiones que avanzan desde las postrimerías de otoño a principios de la primavera. El peligro principal son las violentas tempestades desencadenadas y el aparato eléctrico que comporta. La transición de vientos dominantes entre las dos mitades del año altera completamente el carácter de los vientos locales. En ausencia de ciclogénesis, los patrones de vientos locales están dominados por las siguientes cuestiones: de dónde viene el viento y qué pasa mientras sopla. Por ejemplo el Sirocco (conocido como Leveche en España o Llebeig en las islas Baleares, Ghibli en Libia o Khamsin en Egipto), es el viento cálido del SW, asociado al avance de una depresión que se mueva rumbo este a través del Mediterráneo. Es más común durante la primavera dado que la alta presión subtropical se mueve al norte. Desde que se presenta cálido, seco y cargado de polvillo del Sahara, cuando atraviesa el Mediterráneo, absorbe grandes cantidades de humedad, que lo convierten en un cálido y bochornoso viento. La consecuencia más evidente del khamsin, es su surgir de forma casi espontánea sin indicios previos y en forma de estrecho canal de viento, lo que supone un peligro para las amarras en las terminales costeras abiertas, donde puedan estar atracados grandes buques (bulkcarriers, supertankers, ...). Otro problema para la navegación se da cuando este aire pasa por encima de aguas más frías en el Mediterrráneo Septentrional, durante la primavera o principios de otoño, formando rápidamente una densa niebla. Pero quizás los vientos más conocidos durante el verano son los Etesios (el meltemi turco) que soplan entre el NE y el NW en el mar Egeo. Esta es una de las consecuencias del sistema de baja presión, que se extiende desde Anatolia al NW de la India, formado por el intenso caldeamiento sufrido en la región (baja cálida). Estos vientos, llegan a la máxima intensidad durante el mes de agosto, cuando rondan los 15 nudos en el Egeo meridional y produce condiciones de tiempo variable, hecho que beneficia a las regiones costeras pues moderan la temperatura. Ocasionalmente pueden asociarse a tormentas violentas que producen vientos repentinos y turbonadas (conocidas como bourini en Grecia) y causando daños considerables a la navegación local. Estos episodios más extremos son más probables cuando el patrón de la circulación general atmosférica se combina con el influjo de aire frío a niveles superiores provinente de latitudes más altas, mientras que en superficie el aire cálido continúa llegando a la baja térmica. Esta combinación

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hace de la atmósfera un mecanismo altamente inestable, que se convierte en un escenario ideal para la actividad convectiva y la formación, por tanto, de tormentas vigorosas. Tabla 7.1 Principales vientos en el Mediterráneo

NOMBRE BORA

GHIBLI

GREGALE

KHAMSIN

LEVANTE LEVECHE, LLEBEIG LLEVANTADES

MELTEMI (ETESIOS) MISTRAL

SIROCCO VENDAVALES

DESCRIPCIÓN Viento frío, muy seco, del NE y a menudo violentamente racheado y chubascoso, que sopla descendiente por las montañas en la costa oriental del Adriático. Más común en invierno. Viento cálido, seco, de mediodía, que sopla en Libia por delante de las depresiones y se mueve al este en el Mediterráneo. Más a menudo, al final de la primavera. Viento fuerte del NE en la parte occidental y central del Mediterráneo, durante la mitad invernal, particularmente importante en Malta por la orientación norte de muchos de sus puertos. Viento cálido, seco, de mediodía, que sopla en Egipto por delante de las depresiones que se mueven hacia el este en el Mediterráneo a menudo a finales de la primavera. Viento del este en el estrecho de Gibraltar. Más frecuente de julio a octubre y marzo. Viento cálido, seco y de mediodía que sopla en la costa SE de España por delante de una depresión avanzando. Tormentas del NE potencialmente peligrosas, que soplan a lo largo de la costa este de España en primavera y otoño; asociadas con el movimiento lento de las depresiones que cruzan el Mediterráneo occidental. Vientos del norte que soplan durante el verano en el Egeo. Viento del NNO que sopla en la costa mediterránea desde el Ebro a Génova. Puede desatarse durante cualquier momento del año pero es más intenso y frecuente entre diciembre y abril. Viento templado, cargado de polvillo y del sur, que proviene del Sahara, más común en primavera y otoño. Normalmente encabeza un frente frío. Chubasco intenso del SO, en el estrecho de Gibraltar y en la costa este de España. Se asocia a las depresiones y es propio de la mitad invernal del año.

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7.3.1 Situaciones características del Mediterráneo La costa mediterránea española es una de las regiones meteorológicas más complicadas desde el punto de vista sinóptico. La mayoría de las perturbaciones que circulan por el Mediterráneo se forman en su mitad occidental, es decir la que linda con la costa española por el oeste, que es la bañada por aguas más templadas y con unas condiciones climáticas más favorables. Por otra parte, esta zona del Mediterráneo se ve sometida con frecuencia a los efectos de las borrascas atlánticas pero de una forma distorsionada por la orografía y por la temperatura del agua. Es frecuente la situación, especialmente de verano a otoño, de que un frente atlántico poco activo se revitalice con el agua cálida del mar, formando una borrasca secundaria que suele provocar fuertes aguaceros en el caso de que en las capas altas de la atmósfera exista inestabilidad. Los principales vientos de componente norte son: el mistral, la tramontana y el gregal, y todos son los que estadísticamente dan las situaciones más atemporaladas. El mistral y la tramontana soplan encajonados por los valles del Ródano y del Ebro, que desembocan en el mar con notable violencia. Corresponde a los vientos de esas direcciones la máxima frecuencia observada de casos de temporal mediterráneo. a) Situación del NW Es la situación en la que se da el cierzo o mistral en el valle del Ebro, que sopla con especial intensidad en la zona de su desembocadura y que suele alcanzar con fuerza la zona media del mar balear. La presencia de una borrasca en la península escandinava suele generar estas situaciones cuando el anticiclón de las Azores se halla en suposición habitual. El NW también golpea con fuerza el golfo de León, y se puede registrar rachas de más de 30 nudos con frecuencia y situaciones atemporaladas de más de 40 nudos. b) Situación del norte: la tramontana La situación isobárica que origina el viento del norte en el golfo de León y el mar balear se caracteriza por la presencia de una borrasca en el norte de Italia. Ésta suele devenir de la evolución de un frente atlántico que se ondula al llegar a las aguas cálidas del Mediterráneo o de la evolución de una situación del NO en la que la borrasca principal se desplaza desde las islas británicas en el sentido NW-SE gracias a que el anticiclón de las Azores no tiene una cuña fuerte en la península. El descenso de la temperatura es notable y las peores condiciones para la navegación se dan en el golfo de León y norte del mar balear, en especial en la zona situada a 90 millas del cabo Bagur sobre el paralelo 42. En la costa, la zona del cabo de Creus es la que registra las rachas más intensas, que con frecuencia sobrepasan los 40 nudos. c) Situación del NE: El gregal El viento del NE se suele dar en primavera, verano y otoño, tanto como una evolución de una situación de tramontana como de levante. En invierno se suele dar cuando el anticiclón de las Azores se alarga hacia las islas británicas y una borrasca se sitúa en la zona de Italia y los Balcanes; en esta situación se forma una corriente de aire frío continental que provoca las denominadas olas de frío que afectan preferentemente a la mitad este de la península. El aire es relativamente seco, por lo que genera pocas nubes y menos precipitaciones. Las situaciones suelen persistir unos 4 días de media y el viento, en estos casos, no suele sobrepasar los 20 nudos.

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d) Situación del este: el levante Las situaciones de levante son las más peculiares meteorológicamente y de mayor trascendencia climática en la costa mediterránea de la península ibérica. Se dan cuando un anticiclón se centra en la zona de Francia o Alemania, más o menos oval, y una depresión se sitúa en el norte de África. En función del recorrido del viento sobre el agua del mar el viento se carga más o menos de humedad, con sensibles variaciones en cuanto a las precipitaciones, que pueden llegar a ser muy fuertes si el viento llega húmedo y en las capas altas de la atmósfera hay aire frío. e) Situación del oeste: ponientes secos y calientes En el Mediterráneo, las situaciones de poniente son poco frecuentes pero cuando se dan alteran sustancialmente las condiciones climáticas habituales originando temperaturas altas y ambiente seco en casi todas las costas levantinas y del sur de Cataluña. El poniente alcanza especial intensidad cuando hay varias borrascas consecutivas en el Atlántico entre las latitudes 40 y 50. En estos casos, las costas de la Comunidad Valenciana reciben el máximo calentamiento y sequedad del aire por el efecto Foehn, mientras que en las costas Baleares se origina fuerte oleaje. Cuando esta situación se da en verano aunque sea más frecuente en invierno se suelen originar los más devastadores incendios forestales.

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8 Formación de nieblas, propagación y dispersión 8.1 Introducción La niebla es una nube que está tocando la superficie de la tierra, por tanto es el resultado de la condensación del vapor de agua contenido en la atmósfera en pequeñas gotitas que dificultan la visibilidad del observador que sea envuelto por ella. Los factores ineludibles que van a dar lugar a la formación de la niebla serán la existencia de un alto contenido de vapor de agua en la atmósfera o una alta humedad relativa que, al llegar al nivel de saturación por alcanzar el aire la temperatura de punto de rocío, se puedan depositar en las partículas higroscópicas en suspensión que existan en el mismo ambiente.

8.2 Formación de las nieblas. Saturación del aire La saturación se puede lograr a través de dos caminos, por enfriamiento de la masa de aire hasta la temperatura de punto de rocío o saturación del aire por una mayor evaporación de humedad hasta alcanzar el 100% de humedad relativa o por los dos procesos a la vez. Los núcleos de condensación son partículas higroscópicas que proceden de la erosión o polvo de meteoritos desintegrados o residuos de combustiones. La densidad de la niebla varía y con ello también la visibilidad del observador que está inmerso en ella. Internacionalmente se acepta la siguiente clasificación en función de la diafanidad del aire: Niebla muy espesa Niebla espesa Niebla regular Niebla moderada Neblina Bruma

<50 m 50-200 m 200-500 m 500-1200 m. 1-2 km 2-5 km

Cuando la opacidad del horizonte a ras de tierra no es causada por gotas de agua, sino por la suspensión de partículas sólidas de polvo, sales, etc., dicho fenómeno se denomina calima o calina.

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8.2.1 Clasificación de las nieblas Como se ha citado anteriormente, si los fenómenos que provocan la saturación del aire son el enfriamiento del mismo o la evaporación, las nieblas resultantes de cada proceso se clasifican en: Enfriamiento

Irradiación Advección Orográficas

Radiación

Vapor Frontales

Mezcla Las nieblas de enfriamiento se producen, en general cuando sobre una superficie fría se sitúa una masa de aire relativamente más cálido que ésta. De forma que la humedad contenida a consecuencia de la temperatura más cálida, al enfriarse la masa de aire, es excesiva y empieza a condensar el exceso de dicha humedad. Niebla de Irradiación o radiación: cuando en las noches o madrugadas el suelo empieza a enfriarse, el aire que está más en o con dicha superficie se va enfriando hasta que llega a su temperatura de punto de rocío, a partir de la cual comienza a condensar el exceso de humedad. La niebla formada a partir de esta situación se denomina terral o de radiación y es más propia de zonas terrestres, aunque puede encontrarse en las costas o desembocaduras de los ríos. Niebla de advección: si se trata de una masa de aire húmedo relativamente más cálido que la superficie sobre la cual se desplaza, se trata entonces de una niebla de advección; típicas de las situaciones en que sobre una mar fría sopla aire cálido desde la tierra o inversamente cuando una brisa marina, templada y húmeda, sopla sobre una tierra relativamente más fría. Son las celebres nieblas que existen en el estrecho de Gibraltar al soplar un aire cálido desde el Mediterráneo sobre una agua fría que proviene del Atlántico. Nieblas de tipo orográfico: son las formadas al ascender de forma adiabática el aire por la ladera de barlovento de una montaña cuando éste satura empieza a formar una niebla de esta clase; favorece su formación la existencia de vientos flojos. Se puede distinguir la llamada niebla de inversión, la cual se forma al producirse una inversión de temperatura y, por enfriamiento o evaporación, se forma un estrato de niebla. Cuando sobre una superficie relativamente más cálida se interpone una masa de aire más frío, el contraste térmico puede dar lugar a una saturación del aire más cálido y a una posterior condensación de la humedad en exceso contenida por éste. Nieblas de vapor: clásicas en otoño en las latitudes medias cerca de los lagos o ríos, si la superficie de los mismos está más caliente que el aire que descansa sobre ellas, o en los polos cuando en invierno el aire más frío que procede de los casquetes polares, llega a la mar que se halla a mayor temperatura, y en este caso se denominan nieblas fumantes.

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Niebla Frontal: Cuando la lluvia procedente de un estrato de aire templado cae sobre una capa de aire frío (como en una superficie frontal), se produce una sobresaturación a consecuencia de que la evaporación de la lluvia cálida al entrar en o con la capa de aire más frío da lugar a una condensación de la misma en la superficie frontal; la cual, si se halla a baja altura, forma la llamada niebla frontal. Nieblas de mezcla: se forman al enfriarse la masa de aire más cálido al entrar en o con la masa de aire más frío y son frecuentes al paso sobre la mar de un frente cálido u ocluido.

8.3 Dispersión de las nieblas La dispersión de las nieblas es debida a la desaparición de la causa que las provoca, de forma que una elevación de la temperatura por encima del punto de rocío implica un cese de la condensación para pasar a evaporar de nuevo la humedad en estado líquido; dicho paso es provocado por la afluencia de aguas más cálidas bajo el estrato de niebla, el caldeamiento del suelo por parte del sol o el soplar aire más cálido sobre las zonas de evaporación. También una intensidad superior de viento, origina turbulencias que mezclan la niebla con masas de aire más seco. La niebla en navegación implica una disminución de la visibilidad y por ello una aumento del riesgo de abordaje y la dificultad de situar el buque respecto a referencias visuales. Se puede prever la formación de niebla cuando la temperatura de la mar descienda por debajo de la del punto de rocío del aire, o recalando en las desembocaduras de los ríos en invierno. En situación de niebla, deben de observarse escrupulosamente las prescripciones del Reglamento Internacional para la Prevención de Abordajes, en referencia a la vigilancia, reducción de velocidad y señales acústicas; tampoco exime de su cumplimiento la disponibilidad de radar, ya que la información obtenida por él puede ser interpretada de forma errónea o estar afectada por factores meteorológicos que la falseen. En función del tipo de niebla, se podrá presentar a diferentes alturas sobre la superficie y por ello es conveniente conocer sus diferentes tipos para, en el caso de barcos grandes, reforzar la vigilancia en puntos elevados o bajos del buque.

8.4 Previsión de las nieblas Existen ciertas regiones en las que es de esperar la formación de nieblas de advección o de mar durante determinados meses del año, y hay mapas en los que se representan las frecuencias e intensidades, de las mismas. La niebla puede presentarse tanto de día como de noche, y la previsión que puede llevar a cabo el navegante consiste en observar las temperaturas de la mar y las del punto de rocío, que se obtendrán con la ayuda del psicrómetro y las tablas. En el caso de no disponer de tablas, se puede tomar como regla bastante válida hasta los 16º, restando de la temperatura del termómetro de bola húmeda, la diferencia existente entre las bolas seca y húmeda.

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Por ejemplo:

T = 11º y T´= 9º 9-(11-9)= 7º es la T de punto de rocío.

Se confecciona entonces un gráfico con los valores de las temperaturas obtenidas y en el momento en que ambas curvas de temperatura de la mar y de punto de rocío converjan, al cortarse entraremos en niebla. Es previsible la niebla también cuando la diferencia entre temperaturas es muy pequeña y arrumbamos hacia aguas más frías o en la desembocadura de los ríos cuando brisas más cálidas lleguen a la zona y la temperatura del agua del río sea más fría que la del agua del mar.

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9 Instrumentos de observación del tiempo local 9.1 Termómetro 9.1.1 ¿Qué es la temperatura? De una manera cualitativa, nosotros podemos describir la temperatura de un objeto como aquélla determinada por la sensación de tibio o frío al estar en o con él. Esto es fácil de demostrar cuando dos objetos se colocan juntos (en física se define como o térmico), el objeto caliente se enfría mientras que el más frío se calienta hasta un punto en el cual no ocurren más cambios, y para nuestros sentidos, ambos tienen el mismo grado de calor. Cuando el cambio térmico ha cesado, se dice que los dos objetos (o sistemas) están en equilibrio térmico. Entonces podemos definir la temperatura de un sistema diciendo que la temperatura es aquella cantidad que es igual para ambos sistemas cuando ellos están en equilibrio térmico. Si nuestro experimento fuese hecho con más de dos sistemas, encontraríamos que muchos de ellos pueden ser llevados a equilibrio térmico simultáneamente, de hecho el equilibrio térmico no depende del tipo de objeto usado. Siendo más precisos, si dos sistemas están separadamente en equilibrio térmico con un tercero, entonces ellos deben estar en equilibrio térmico entre sí. Y ellos tienen la misma temperatura sin tomar en cuenta el tipo de sistema que sean. Lo expresado en letras itálicas es llamado ley cero de la termodinámica y puede ser escrita más formalmente como: Si tres o más sistemas están en o térmico entre sí y todos en equilibrio al mismo tiempo, entonces cualquier par que se tomen separadamente estarán en equilibrio entre sí17. Ahora uno de los tres sistemas puede ser calibrado como un instrumento para medir temperatura, definiendo así un termómetro. Cuando se calibra un termómetro, este se pone en o con el sistema hasta que alcanza el equilibrio térmico, y así se obtiene una medida cuantitativa de la 17

T. J. Quinn, “Temperature”.

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temperatura del sistema. Por ejemplo, un termómetro clínico de mercurio es colocado bajo la lengua del paciente y se espera que alcance el equilibrio térmico con su boca. Podemos ver como el líquido plateado (mercurio) se expande dentro del tubo de vidrio y se puede leer en la escala del termómetro para saber la temperatura del paciente. 9.1.2 La Temperatura en meteorología La temperatura de un cuerpo indica en qué dirección se desplazará el calor al poner en o dos cuerpos que se encuentran a temperaturas distintas, ya que éste pasa siempre del cuerpo cuya temperatura es superior al que tiene la temperatura más baja; el proceso continúa hasta que las temperaturas de ambos se igualan. La temperatura se expresa mediante las llamadas escalas de temperatura o escalas termométricas (Celsius, Fahrenheit, Réamur, Kelvin). La escala Kelvin o absoluta, que se emplea en física, está fijada por dos valores concretos de la temperatura para los que se producen dos efectos muy determinados. El inferior es el llamado cero absoluto y corresponde a aquella temperatura en la que una molécula tiene una energía térmica nula. El valor superior corresponde a la temperatura del punto triple del agua, aquella en la que pueden coexistir los estados sólido (hielo), líquido y gaseoso (vapor de agua) y al que se ha asignado el valor 273,16. La escala está, además, dividida en un cierto número de intervalos que reciben el nombre de grados Kelvin. De este modo el valor superior corresponde a 273,16 ºK, mientras que el inferior es de 0 ºK. Las demás escalas de temperaturas se emplean normalmente para expresar las temperaturas. Así, por ejemplo, la escala centígrada o Celsius es aquella en la que el punto triple del agua corresponde a 0,01°C y el cero absoluto a -273,16°C. 9.1.3 Aparatos para la medición de la temperatura. El termómetro Un termómetro es un instrumento que mide la temperatura de un sistema de forma cuantitativa. Una forma fácil de hacerlo es encontrando una sustancia que tenga una propiedad que cambie de manera regular con la temperatura. La manera más “regular” e intuitiva es la forma lineal: t(x)=ax+b

(9.1)

donde t es la temperatura que cambia con la propiedad x de la sustancia. Las constantes a y b dependen de la sustancia usada y deben ser evaluadas en dos puntos de temperatura específicos sobre la escala, por ejemplo 32° para el punto de congelamiento del agua y 212° para el punto de ebullición. Después se aclara que éste es el rango de una escala ya conocida como la Fahrenheit. Por ejemplo, el mercurio es líquido dentro del rango de temperaturas de -38,9° C a 356,7° C (la escala Celsius se discute más adelante). Como un líquido, el mercurio se expande cuando se calienta; esta expansión es lineal y puede ser calibrada con exactitud. El dibujo del termómetro de vidrio de la figura 9.1 contiene un bulbo fijo con mercurio que le permite expandirse dentro del capilar. Esta expansión ha sido calibrada sobre el vidrio del termómetro.

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Termómetro de máxima

Termómetro de mínima Fig. 9.1 Imagen de termómetro de máxima arriba y de mínima, debajo

9.1.4 El desarrollo de termómetros y las escalas de temperaturas La reseña histórica más interesante en el desarrollo de los termómetros y sus escalas aquí expresada se basó en “Temperatura” de T. J. Quinn y “Heat” de James M. Cork. Uno de los primeros intentos para hacer un estándar de temperaturas ocurrió alrededor de AD 170, cuando Galeno, en sus notas médicas, propone un estándar de temperatura “neutral” completando cantidades iguales para la ebullición del agua y el hielo. Sobre cualquier lado de esta temperatura tenía cuatro grados de calor y cuatro grados de frío respectivamente. Los primeros equipos usados para medir la temperatura fueron llamados termoscopios. Consistían en un bulbo de vidrio que tenía un largo tubo extendido hacia abajo colocado dentro de un recipiente que contenía agua con colorante (aunque Galileo en 1610 utilizó vino). Algo del aire contenido dentro del bulbo se expulsaba, por lo cual el líquido se elevaba a través del tubo para tomar su lugar. Como el aire remanente del bulbo se calentaba o enfriaba, el nivel de líquido en el tubo variaba reflejo del cambio de la temperatura del aire. Colocando una escala grabada sobre el tubo, se podían medir cuantitativamente estas fluctuaciones. El aire dentro del bulbo era referido como medio termométrico, o medio cuya propiedad cambiaba con la temperatura. En 1641 el primer termómetro sellado que usó líquido en vez de aire como medio termométrico fue desarrollado por Ferdinand II, Gran Duque de Toscana. Su termómetro usó un equipo sellado en vidrio dentro del cual había alcohol, con 50 “grados” marcados sobre el tubo pero un “punto fijo” para el cero de la escala no fue utilizado. Éstos fueron referidos como termómetros de “espíritu”. Robert Hook, párroco de la Royal Society, en 1664 usó un tinte rojo en alcohol. Su escala, para la cual todos los grados representaban un igual incremento de volumen equivalente alrededor de 1/500 partes

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del volumen del líquido del termómetro, necesitó sólo un punto fijo. Él seleccionó el punto de congelación del agua. Con una escala determinada de esta manera, Hook presentó que un mismo patrón puede ser establecido para termómetros de tamaños diferentes. El termómetro original de Hook quedó conocido como un estándar del Gresham College y fue usado por la Royal Society hasta 1709. (El primer registro meteorológico inteligible usó esta escala.) En 1702, el astrónomo Ole Roemer de Copenhague basó su escala en dos puntos fijos: nieve (o hielo comprimido) y el punto de ebullición del agua, y registró la temperatura diaria en Copenhague desde 1708 a 1709 con su termómetro. Fue en 1724 que Gabriel Fahrenheit usó mercurio como liquido termométrico. La expansión térmica del mercurio es amplia y suavemente uniforme; esto permite que no se adhiera a el vidrio y permanezca líquido ante un amplio rango de temperaturas. Su apariencia plateada hace que sea fácil de leer. Fahrenheit describió cómo calibró la escala de mercurio de su termómetro de la siguiente manera: “Colocando el termómetro en un mezcla de sal de amonio o agua salada, hielo, y agua, un punto sobre la escala pudo ser encontrado, el cual llamé cero. Un segundo punto fue obtenido de la misma manera, si la mezcla es usada sin sal. Denotando este punto como 30. Un tercer punto, designado como 96, fue obtenido colocando el termómetro en la boca para adquirir el calor del cuerpo humano18”. Sobre esta escala, Fahrenheit midió el punto de ebullición del agua obteniendo 212. Después adjudicó el punto de congelamiento del agua a 32 así que el intervalo entre el punto de congelamiento y ebullición del agua puede ser representado por el número racional 180. Temperaturas medidas sobre esta escala son designadas como grados Fahrenheit (°F). En 1745 Carlos Linneo, natural de Upsala (Suecia), describió una escala en la cual el punto de congelamiento del agua era 100 y el punto de ebullición cero, lo que hacía una escala centígrada. Anders Celsius (1701-1744) usó la escala al revés, en la cual el cero representó el punto de congelamiento y 100 el punto de ebullición del agua, manteniendo los 100 grados entre los dos puntos. En 1948 el término grado centígrado fue reemplazado por el de grados Celsius. Temperaturas medidas sobre una escala centígrada, con el punto de congelamiento del agua como cero, son designadas como grados celsius (°C). Para convertir de grado centígrado a Fahrenheit hay que multiplicar por 1.8 y sumar 32: °F=1.8° C+32

(9.2)

En 1780, J. A. C. Charles, físico francés, defendió que para un mismo incremento de temperatura todos los gases tienen el mismo aumento de volumen. Porque los coeficientes de expansión de los gases son tales que están muy cerca uno del otro; con esto es posible establecer una escala de temperatura basada en un solo punto fijo en vez de dos, tal como en la Fahrenheit o Celsius. Esto nos lleva a termómetros que usen gas como medio termométrico.

18

D. G Fahrenheit, Phil. Trans. (London) 33, 78, 1724.

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En este termómetro de gas a volumen constante el bulbo B que contiene hidrógeno (por ejemplo) bajo un cierta presión, se conecta con un manómetro de mercurio por medio de un tubo de volumen muy pequeño. (El bulbo B es la porción sensible a la temperatura y debe procurarse que todo sea de mercurio.) El nivel de mercurio en C puede adjudicarse al elevarse o no el nivel en el reservorio R. La presión del hidrógeno x varía en relación lineal con la temperatura, y es la diferencia entre dos niveles D y C más la presión encima de D. P. Chappuis en 1887 dirigió extensos estudios sobre los termómetros de gas con presión constante o con volumen constante usando hidrógeno, nitrógeno y bióxido de carbono como medios termométricos. Basado en estos resultados, el Comité Internacional de Pesos y Medidas adoptó la escala de hidrógeno a volumen constante tomando como puntos fijos el punto de hielo (0° C) y de vapor (100° C) como escala práctica para la meteorología internacional. Experimentos con termómetros de gas han divulgado que es muy pequeña la diferencia en la lectura de temperaturas utilizando diferentes gases. Así es posible fijar una escala de temperatura que sea independiente del medio termométrico si es un gas a baja presión. En este caso, todos los gases se comportan como un gas ideal y tienen una relación muy simple entre la presión, temperatura y volumen: pV=(constante)T

(9.3)

Esta temperatura es llamada temperatura termodinámica y es aceptada en la actualidad como medida fundamental de temperatura. Nótese que hay una definición natural del cero en esta escala: es el punto donde la presión del gas ideal se hace cero, y por lo tanto la temperatura es cero. La discusión sobre el cero absoluto se hará posteriormente. En 1933, el Comité Internacional de Pesos y Medidas adoptó como punto fijo el punto triple del agua (la temperatura a la cual el hielo, el agua líquida y el vapor coexisten en equilibrio). Este valor es 273,16, la unidad de temperatura de esta escala fue llamada Kelvin, por Lord Kelvin (William Thompson) 1824-1907, y su símbolo es K (no utiliza grados). Para convertir de Celsius a Kelvin sumamos 273,16: K=°C+273,16

(9.4)

La temperatura termodinámica es la temperatura fundamental, y su unidad es el Kelvin, que se define como una fracción de 1/273,16 de la temperatura termodinámica del punto triple del agua. Sir William Siemens en 1871 propuso un termómetro donde medio termométrico es un conductor metálico cuya resistencia cambia con la temperatura. El platino no se oxida a altas temperaturas y tiene un cambio relativamente uniforme con la temperatura en un amplio rango. El termómetro de resistencia de platino es ampliamente usado como termómetro termoeléctrico y cubre un rango de temperaturas que va desde -260° C a 1235° C. Algunas temperaturas fueron adoptadas como referencias primarias, tal y como las definió la Escala Internacional de Temperaturas Prácticas en 1968. En 1990 la escala internacional de temperaturas adoptó por el Comité Internacional de Pesos y Medidas, los siguientes estándares mantenidos desde 1989: entre 0,65K y 5,0 K, la temperatura se definió en términos de la presión de vapor (relación de temperaturas del isótopo de Helio). Entre 3,0 K y el punto triple del Neón (24,5561 K) la temperatura

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se definió por medio de un termómetro de gas (helio). Entre el punto triple del hidrógeno (13,8033 K) y el punto de congelamiento de la plata (961,78º C) la temperatura se definió por medio de termómetros de resistencia de platino. Por encima del punto de congelamiento de la plata la temperatura se definió en términos de la ley de radiación de Planck. T. J. Seebeck en 1826 descubrió que cuando alambres de diferentes metales son fusionados en un terminal y calentados, fluye corriente de uno a otro. La fuerza electromotriz generada puede ser cuantitativamente relacionada con la temperatura y así el sistema puede ser usado como termómetro y conocido como termocouple. La termocouple es usada en la industria con diferentes metales: níquel / aluminio y platino / platino-rodio, por ejemplo. El Instituto Nacional de Estándares y Tecnologías mantiene bases de datos para estandarizar termómetros. Para las medidas a muy bajas temperaturas, la susceptibilidad magnética de una sustancia paramagnética es usada como una cantidad física termométrica. Para algunas sustancias, la susceptibilidad magnética varía inversamente con la temperatura. Cristales como (nitrato ferro magnésico y aluminato cromo potásico han sido usados para medir temperaturas por debajo de 0,05 K; estos cristales son calibrados en un rango de helio líquido. Para temperaturas tanto o más bajas que éstas, el termómetro es también usado como mecanismo de enfriamiento. Algunos laboratorios de bajas temperaturas llevan a cabo interesantes aplicaciones e investigaciones teóricas sobre cómo alcanzar la temperatura más baja posible, como trabajarla y encontrarle aplicaciones.

9.2 La medida de la presión. El barómetro La palabra barómetro viene del griego dónde: Báros = presión Métron = medida Por lo tanto, es un aparato para medir la presión atmosférica. Un barómetro de mercurio de Torriccelli se puede construir fácilmente. Se llena de mercurio un tubo delgado de vidrio de unos 80 cm de longitud y cerrado por un extremo; se tapa el otro extremo y se sumerge en una cubeta que contenga también mercurio; si entonces se destapa se verá que el mercurio del tubo desciende unos centímetros, dejando en la parte superior un espacio vacío (cámara barométrica o vacío de Torriccelli). La altura de la columna de mercurio en el tubo, medida desde la superficie del mercurio de la cubeta, es de 760 mm al nivel del mar y en condiciones normales. Torriccelli dedujo que la presión ejercida por la atmósfera sobre la superficie libre de mercurio de la cubeta era suficiente para equilibrar la presión ejercida por la columna. La altura de dicha columna constituye, por lo tanto, una medida de presión atmosférica. Lo mismo puede decirse de una columna de agua que, a causa del menor peso específico, puede ascender en el tubo de una bomba aspirante a una altura algo mayor de 10 m, exactamente a 10.33 m = 0.76 m * 13.59 Kg/dm3, siendo 13.59 el peso especifico del mercurio.

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Posteriormente, habiendo observado que la presión atmosférica disminuye en proporción a la altitud sobre el nivel del mar y comprobada la dependencia entre condiciones atmosféricas y presión, se trato de idear otros barómetros de mercurios más adecuados al uso normal, entre ellos el llamado de “sifón”. Esquemáticamente, este barómetro consiste en un tubo en U, con uno de los brazos cerrados y de 1 m de longitud y en el otro corto y abierto, que contiene mercurio. Al variar la presión atmosférica, varía la diferencia de niveles del mercurio en las dos ramas. 9.2.1 El barómetro de mercurio Un barómetro de mercurio ordinario está formado por un tubo de vidrio de unos 850 mm de altura, cerrado por el extremo superior y abierto por el inferior. Cuando el tubo se llena de mercurio y se coloca el extremo abierto en un recipiente lleno del mismo líquido, el nivel del tubo cae hasta una altura de unos 760 mm por encima del nivel del recipiente y deja un vacío casi perfecto en la parte superior del tubo. Las variaciones de la presión atmosférica hacen que el líquido del tubo suba o baje ligeramente; al nivel del mar no suele caer por debajo de los 737 mm ni subir más de 775 mm. Cuando el nivel de mercurio se lee con una escala graduada denominada nonius y se efectúan las correcciones oportunas según la altitud y la latitud (debido al cambio de la gravedad efectiva), la temperatura (debido a la dilatación o contracción del mercurio) y el diámetro del tubo (por los efectos de capilaridad), la lectura de un barómetro de mercurio puede tener una precisión de hasta 0,1 milímetros. El barómetro de Fortin se compone de un tubo torriccelliano que se introduce en el mercurio contenido en una cubeta de vidrio en forma tubular, provista de una base de piel de gamo, cuya forma puede ser modificada por medio de un tornillo que se apoya en su centro y que, oportunamente girado, lleva el nivel del mercurio del cilindro a rozar la punta de un pequeño cono de marfil. Así se mantiene un nivel fijo. El barómetro está totalmente recubierto de latón, salvo dos ranuras verticales junto al tubo que permiten ver el nivel de mercurio. En la ranura frontal hay una graduación en milímetros y un nonius para la lectura de décimas de milímetros. En la posterior hay un pequeño espejo para facilitar la visibilidad del nivel. Al barómetro va unido un termómetro. Los barómetros Fortin se usan en laboratorios científicos para las medidas de alta precisión, y las lecturas deben ser corregidas teniendo en cuenta todos los factores que puedan influir sobre las mismas, tales como la temperatura del ambiente, la aceleración de gravedad de lugar, la tensión de vapor del mercurio, etc. 9.2.2 Los barómetros aneroides Con vistas a la difusión de los barómetros para mediciones de altura y para la previsión del tiempo se han ideado unos barómetros metálicos más manejables y económicos que el de Fortin, los llamados aneroides y holostéricos, si bien son menos precisos. El primero está formado por un tubo de sección elíptica doblado en forma de aro, en el que se ha obtenido una alta rarefacción. También denominado metálico, fue inventado por Vidi y se fundamenta en la deformación elástica que experimenta, bajo la acción de la presión atmosférica, una caja

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metálica plana y de paredes delgadas en la que se ha hecho el vacío; la deformación elástica se transmite a una aguja que se desplaza en una escala graduada. El tubo doblado queda fijo en un punto y la extremidad de los semicírculos así obtenidos es móvil. Con el aumento de la presión atmosférica, el tubo tiende a cerrarse; en el caso contrario tiende a abrirse. La extremidad de los semicírculos está unida a los extremos de una barrita que gira sobre su centro; ésta, a través de un juego de engranajes y palancas, hace mover un índice. El barómetro metálico holostérico está formado por un recipiente aplanado, de superficies onduladas, en el que se ha logrado una intensa rarefacción antes de cerrarlo; en una de las caras se apoya un resorte que, con las variaciones de presión atmosférica, hace mover un índice por medio de un juego de palancas. El barómetro de Bourdon consiste en un tubo flexible, cerrado y curvado en forma de herradura, en cuyo interior reina el vacío. Las variaciones de presión del aire modifican la curvatura del tubo y estas modificaciones se registran en una escala.

Fig. 9.2 Detalle de un barómetro aneroide

El barómetro registrador o barógrafo está formado por varias cápsulas aneroides que mueven una aguja inscriptora que registra de forma continuada, sobre un cilindro de papel móvil, los valores de la presión atmosférica durante un periodo de tiempo. 9.2.3 Barómetros en servicio en los servicios meteorológicos Los barómetros modernos suelen ser electrónicos y transmiten la información de forma digital en pantallas de cristal líquido. Con la aplicación de la nueva tecnología digital se ha podido incorporar un barómetro más evolucionado en cuanto a la previsión: el barógrafo. Los barógrafos no sólo representan el valor actual de la presión sino también su evolución durante el tiempo pasado, una información decisiva para saber lo que ocurre en la atmósfera. Se emplean casi siempre en tierra, ya que aunque son muy precisos también son muy sensibles a los movimientos.

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Fig. 9.3 Fotografía de un barógrafo

Pueden ubicarse en cualquier parte de una embarcación e incorporan mucha información adicional: reloj, calendario, alarmas, etc. Gracias a la técnica digital, se ha podido integrar alrededor de estos barógrafos el resto de aparatos de medida de las otras variables meteorológicas, como el higrómetro y el termómetro (medidores de la humedad y la temperatura respectivamente) y configurar una estación completa en una sola unidad. Actualmente los barógrafos digitales han alcanzado un alto grado de exactitud y fiabilidad y presentan un buen número de prestaciones complementarias de gran utilidad para realizar un predicción meteorológica sinóptica a bordo de cualquier nave.

Fig. 9.4 Detalle de un sensor cerámico

El barómetro SPA – 70 El modelo SPA-270 es un barómetro electrónico de salida analógica dotado de un sensor cerámico de capacidad variable de gran precisión y estabilidad. Su cápsula cerámica simétrica se deforma por la acción de la presión atmosférica. Cuando dicha presión aumenta, los electrodos de oro situados en el interior de la cápsula se aproximan entre sí, y aumentan, por tanto, su capacidad. Dichas variaciones de capacidad son detectadas y convertidas a una señal de salida de 0 a 5Vcc por un circuito integrado incorporado al sensor. La precisión del sensor barométrico SPA-270 está dentro de

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± 0,005 % F.E. en todo el rango de 600 a 1100 mbar. El sensor ofrece también una bajísima histéresis y una alta estabilidad en el tiempo.

9.3 La medida de la humedad. El higrómetro 9.3.1 Introducción El higrómetro es el instrumento utilizado para la medida de la humedad. Entre los diferentes tipos existentes, destacaremos el de condensación y el de cabello. El primero consiste en una cápsula metálica en cuyo interior se evapora éter para bajar la temperatura; cuando se alcanza el punto de rocío correspondiente a la humedad existente, se observa visualmente la condensación sobre su superficie. El higrómetro de cabello utiliza el alargamiento que experimenta el cabello con la humedad para efectuar una medición que se traduce en términos de humedad relativa. El tipo de cabello considerado más sensible es el rubio rizado.

Fig. 9.5 Fotografía de un higrómetro

9.3.2 El higrómetro electrónico El modelo descrito es una sonda combinada de humedad y temperatura diseñada para usos de intemperie. El sensor de humedad es de tipo capacitivo y proporciona un excelente comportamiento sin efectos de histéresis, tal como se precisa en las aplicaciones meteorológicas. Sus características más importantes son: fiabilidad y precisión durante años, sin derivas en todo el rango de humedad; compensada a todas las temperaturas; gran resistencia a la contaminación; insensible a la condensación; bajo consumo y tiempo de precalentamiento nulo.

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9.4 El psicrómetro Instrumento utilizado en los centros meteorológicos para la determinación de la humedad relativa del aire. Consta de un termómetro seco o de bola seca, ts, que mide la temperatura del aire, y de un termómetro cuyo depósito está rodeado de una mecha de algodón empapado en agua (termómetro húmedo o de bola húmeda), th. En tiempo seco el termómetro húmedo, debido a la evaporación, marca una temperatura inferior al seco, y la diferencia entre ambos es una función de la humedad relativa que se expresa en unas tablas. Para mayor precisión el aire que rodea ambos depósitos debe renovarse mediante una corriente de aire producida por un ventilador (aspiropsicrómetro). Siendo la humedad la cantidad de vapor de agua contenido en el aire, en un lugar e instante determinados, la humedad atmosférica puede expresarse en valor absoluto (humedad absoluta), indicando la masa de vapor de agua contenida en un litro de aire. Pero es más significativo su valor relativo, ya que la cantidad máxima posible de vapor de agua presente en el aire (saturación) es variable y depende de la temperatura. La humedad relativa se define como el tanto por ciento de vapor de agua presente en un momento dado con respecto al total que podría haber a la misma temperatura. Cuando baja la temperatura, disminuye la cantidad de vapor posible en el aire; como cota inferior existe el punto de rocío, por debajo del cual el vapor se condensa en gotitas que dan lugar a precipitaciones.

Fig. 9.6 Fotografía de un psicrómetro

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10 Metodología de observación (1) 10.1 Pautas de observación. Las observaciones no son hechos 10.1.1 Introducción Unas operaciones marinas seguras y eficientes necesitan de una observación cuidadosa del tiempo. Este análisis se centra principalmente en el hecho de cómo tienen que desarrollarse las operaciones marinas, lo que mediatizará las actividades de los predictores, justificando también la necesidad de la industria para estar atenta a los fenómenos meteorológicos (Prestige, Ievoli Sun, Derbyshire, ... ). Todo lo anterior se relaciona con el mantenimiento de unas operaciones eficientes y el conocimiento de las tramas que el mal tiempo interpone a la industria marítima y a sus s. De modo que el hecho de mantener una atenta observación de la evolución del tiempo meteorológico nos permite en la práctica hasta beneficios desde el punto de vista de los resultados de explotación de la naviera. Además permite que : - Se incremente el conocimiento del desarrollo del tiempo meteorológico, que supone un valor en términos de operatividad del buque en la mar y conocimiento del medio. - Permite la interpretación de los partes de tiempo a escalas de desarrollo local, además de identificar por qué el tiempo evolucionó de manera diferente. - Permite a los patrones de las embarcaciones anticiparse a la necesidad de tomar medidas de emergencia de una manera más efectiva. - Si dichas predicciones se transmiten a tierra, proporcionan una fuente de medidas que pueden ayudar a los predictores del tiempo en sus partes. Una de las más claras justificaciones para la formación de buenos predictores o interpretadores del tiempo, es que el factor común en la mayoría de los accidentes relacionados con el tiempo meteorológico, estriba en que los s de las prediciones las tomaron como acto de fe y asumieron las mismas como extrapolables al 100% a otras actividades, igualmente efectivas. Se escucha que la

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navegación se reanudó o no interrumpió, mientras el tiempo no evolucionaba como se esperaba. El aprendizaje de este hecho se resume en que ninguna predicción será un 100% de efectiva y siempre habrá necesidad de considerar las limitaciones de las previsiones en sí y cómo deberían de ser interpretadas cuando se tienen que tomar decisiones. Un acto de asunción de realismo sería asomarse por el portillo y mirar lo que está pasando y qué tiempo hace. Los marinos profesionales deben haber tenido algún tipo de adiestramiento en meteorología y haber pasado exámenes de teoría y práctica, básicas. Pero, a su vez, si este conocimiento no se mantiene al día, mediante la aplicación de metodologías actuales se puede oxidar. 10.1.2 Las observaciones a bordo Existe una amplia variedad de guías publicadas, en cuanto a las técnicas de observación e 19 instrumentos en sí, para recopilar y realizar las medidas, de las condiciones del tiempo en la mar . De hecho, no se trata de repasar los detalles contemplados en tantas publicaciones, sino de ir un poco más allá de la práctica con sus limitaciones de medida, y discutir cómo éstas afectan para mejorar las observaciones. Ello implica cuestiones como la obtención de medidas fiables y como reconocer dónde están los límites de su exactitud, hecho que se relaciona directamente con su uso para las predicciones actuales y las previsiones de tiempo disponibles. a) La presión La medida más importante de entre todas las variables meteorológicas es la presión. Las medidas exactas y regulares de la misma proporcionan una evidencia directa de cómo están cambiando las condiciones en cualquier parte, y la confirmación de si el tiempo cambia tal y como se había previsto. Un barómetro aneroide normal es completamente capaz de dar unos valores suficientemente exactos al nivel de la mar, si se le proporciona una corrección para la altura a la que esté situado (cerca del nivel de la mar, la corrección es de 0,1mb por metro de elevación, de forma que un barco que tenga el puente a 30 metros, debe de aplicar una corrección de 3 mb, que es bastante importante). De hecho, es conveniente realizar comprobaciones periódicas con un barómetro patrón, del que puedan disponer las oficinas meteorológicas en los puertos. Esto permite controlar cualquier desvío que pueda sufrir el aparato y evitar mediciones inexactas, demasiado comunes en los buques, debido a un simple problema de calibración. Dentro de la interpretación de los cambios de presión que indica un barómetro en el contexto de la predicción, hay un hecho importante que es la variación regular, variación diurna o marea barométrica, que se superpone a las variaciones que induzcan las fluctuaciones, consecuencia de los cambios de tiempo. En las latitudes medias y altas, las variaciones son enmascaradas por los sistemas de tiempo que se aproximan, pero en los trópicos se produce una clara regularidad entre los conocidos máximos y mínimos de presión a lo largo del día. La amplitud de la curva diurna de presión oscila desde unos 3 mb en el ecuador a sólo unos 0,4 mb en latitud de 60º N y S, apareciendo los máximos a las 10:00 y 22:00 horas de tiempo local y los mínimos a las 04:00 y 16:00 horas (también locales). La importancia de mantener un seguimiento de 19

UK Meteorological Office. Marine Observer’s Handbook (1995).

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estas variaciones, reside en el hecho de que en los trópicos, la presión se mantiene constante, siempre que no pase un ciclón tropical por la zona. De modo que cualquier caída por debajo de los 3mb en los valores mensuales normales, después de la corrección debida a la variación diurna, significa un riesgo real del próximo desarrollo o desarrollo avanzado de una tormenta tropical en las cercanías. b) La Temperatura Los cambios día a día de la temperatura son normalmente de pequeño interés para la mayoría de navegantes. Sí que pueden ser seguidos con más cuidado si se transporta carga sensible a la temperatura, en bodegas aisladas o contenedores. La humedad absoluta o relativa puede ser un factor importante en algunos casos, debido al daño que pueden sufrir ciertas cargas por condensación de la humedad. Pero aparte de las consideraciones con la carga o provisiones, en términos generales, sólo cuando los valores de la temperatura se aparten de la tónica de los patrones climáticos usuales debemos de considerarlos antes de una decisión importante. No obstante existe una serie de factores relacionados con la observación de las temperaturas del aire y agua superficiales que deben mencionarse, el desafío de realizar medidas precisas a bordo de las embarcaciones, es el primer paso. Aunque no sea un problema operativo, es importante en el momento en el que se busca la evidencia de un posible cambio climático de entre los millones de observaciones realizadas por los marinos a lo largo de un siglo y medio. De modo que para realizar medidas a bordo, válidas para los servicios meteorológicos, éstas deben realizarse bajo condiciones genéricas, es decir que los instrumentos deben estar en abrigos termométricos; o de lo contrario las observaciones se verán afectadas seriamente por la radiación reemitida por las cubiertas del buque, o un guardacalor próximo. Uno de los esfuerzos realizados para obtener datos fiables de medidas estandarizadas en muchos buques son los esquemas de buques voluntarios o VOS (Voluntary Observing Ships), organizados por la WMO, NOOA o el UK iralty, los cuales proporcionan un beneficio para los países participantes, a sus navieros y en general a todas las operaciones marinas. El esquema británico supone actualmente 600 buques, estructuras flotantes y unidades, mientras que en la WMO son 7.300 buques mercantes. La principal razón para mantener el esquema de los sistemas de observación es que la exactitud de los sistemas de observación condiciona la exactitud de las previsiones del tiempo; es decir de la cantidad y calidad de los datos de observación que permitan dar los valores de inicialización a los modelos de predicción numérica. Nunca se cuenta con suficientes observaciones de buena calidad, de manera que cada una de las observaciones precisas adicionales es un beneficio potencial. Las observaciones costeras son tan importantes como las oceánicas. Los predictores, en general, aprecian las observaciones proporcionadas por los buques, para poder ser comparadas con los productos derivados de los modelos numéricos. En muchas circunstancias, las medidas de la temperatura en la mar, sirven sólo para confirmar lo que es evidente para otros observadores del tiempo. Deberemos darles una mayor importancia, en el momento en que las diferencias entre la temperatura del aire y de la mar, empiezan a hacerse más evidentes, teniendo en cuenta las implicaciones de seguridad que precisan las embarcaciones, ya sea la visibilidad reducida, el engelamiento en invierno o la seguridad de la tripulación en general.

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También cuando la temperatura a menudo se desvía apreciablemente del patrón climático normal, puede ser un signo indicativo de que el tiempo no se está desarrollando como debería; y es una herramienta útil para comprobar las previsiones meteorológicas. En las latitudes medias, es de particular importancia durante el invierno, cuando la temperatura está por encima de los valores normales, la advección de aire de latitudes más bajas, que se combina con el aire frío adyacente y rápidamente genera tormentas de brusca y rápida profundización. En resumen, es recomendable la toma regular de la temperatura, por que en comparación con los datos climáticos generales es una herramienta más en la predicción. c) La velocidad del viento La inmensa mayoría de los registros de las intensidades del viento a bordo de los buques corresponden a la relación empírica construida alrededor de la escala Beaufort y relacionada con el estado de la mar. Los textos generales que hablan sobre el estado de la mar contienen fotografías del mismo, que se corresponden a las velocidades del viento en las citadas escalas. Pero no es muy difícil advertir que dichas relaciones no son completamente correctas, y que es muy difícil precisar cuál es el estado de la mar en un momento dado, sobretodo si cambia rápidamente. De otra forma, la habilidad para poder comparar las velocidades instantáneas del viento con los valores esperados de las cartas de predicción del tiempo (con la ayuda de los ábacos de viento geostrófico en función del gradiente de presión), permite comprobar si las condiciones se desarrollan tal y como se preveía en dicha información meteorológica o éstas cambian. Los estudios estadísticos de las estimaciones de la velocidad del viento, utilizando las especificaciones de la escala Beaufort frente a las observaciones físicas (recomendables siempre que sea posible), sugieren que la dispersión media es un poco mayor de la mitad del rango en cualquier nivel de 20 fuerza . Esto significa que, para un grado de fuerza 1B o 2B, la exactitud es difícil de que sea superior de ≅ 1 nudo (error entre el 20 y el 50%, para estos niveles), aunque tenga esto poca importancia. Pero en cuanto tenemos fuerzas entre 5B y 7B, la exactitud puede variar en unos 3 nudos (error entre el 10 y el 16%). Para valores de fuerza hasta 10, el error puede alcanzar sobre el 10%. Los anemómetros, en cualquier condición de operativa normal, no proporcionan mayor exactitud, debido a que acostumbran a quedar fijos en alturas no establecidas sobre el agua y en estructuras que ejercen un significativo impacto aerodinámico sobre las lecturas finales. Como regla general no se acostumbra a dar velocidades con precisiones ≅ 4 nudos a cualquier velocidad de viento no nula. Incluso en los estudios científicos, donde se toman precauciones importantes en lo que atañe a la calibración del equipo, los efectos aerodinámicos provocados por las estructuras del buque y sus movimientos sobre las olas; ejercen un impacto que puede ser apreciable. d) Altura de ola, periodo y dirección Las observaciones a bordo de las alturas de ola se llevan a cabo siempre a la vista. Ésta no es una forma fácil de medir y menos con mares levantadas. Las medidas se hacen mejor a crujía donde el efecto del balance y el cabeceo del buque puede ser minimizado. De modo que, aún no siendo una ciencia exacta, conociendo la altura a la que se encuentra la vista del observador sobre la mar, es posible evaluar la altura de las olas más significativas. 20

Korevaar, C.G. “North Sea Climatology”. Kluwer academic press (1990).

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Los estudios comparativos entre las alturas de ola aproximadas y las alturas medidas físicamente son testimonio de que en el caso de olas pequeñas la valoración subestima su tamaño; mientras que en el caso de olas más altas, se sobreestima su tamaño. El punto de inflexión en esta tendencia se halla en los 8 metros, lo que implica que la mayoría de estimaciones visuales, es demasiado pequeña.

Fig. 10.1 Imagen de una ola extrema, que golpeó la proa del buque en la imagen, doblando el palo 20º hacia popa y salpicando la cabeza del piloto que se hallaba en el alerón a más de 100 m a popa. (Fuente: Mariner’s weather log. NOAA.)

El periodo de las mismas, en cambio, puede medirse contando el número de olas que llegan al barco, aunque el avance del propio buque introduce un movimiento relativo que complica en extremo la correcta evaluación del citado periodo. Si la velocidad de desplazamiento de las olas es tres veces el periodo en segundos -el rango que encaja entre los 4 y 7 segundos de período- está por tanto navegando a mayor o la misma velocidad que la mayoría de embarcaciones. Como consecuencia de ello, los periodos reportados por los propios oficiales de a bordo, se han encontrado más cortos que los reales, que implica un abanico de error considerable. Parecidas dificultades se han encontrado con las estimaciones de la dirección de las olas. Normalmente las olas de viento coinciden en dirección con la mar de viento. Pero incluso en este caso puede llegar a haber diferencias de hasta 20º en la dirección de su punta de energía respecto a la dirección del viento local. Mientras que para la mar de fondo, ésta puede llegar de cualquier dirección, según donde se hayan generado por sistemas distantes de tiempo.

10.2 La previsión local Antes de considerar cómo las observaciones de a bordo se pueden conjugar con las previsiones disponibles, es útil recordar cuánta cantidad de información se puede recabar sin la ayuda de fuentes externas. De hecho, con unos mínimos conocimientos del tiempo, se puede llega a hacer una previsión

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local a corto plazo del tiempo. Mediante la observación del cielo, el viento, la presión y el conocimiento meteorológico del marino se puede hacer una situación inicial válida, para llegar a una previsión de la tendencia unas horas por delante. Los signos indicadores de tiempo estable, están asociados a las masas de aire estable (es decir termodinámicamente cálidas) y a una regular o lenta elevación de la tendencia barométrica. Este hecho debería de corroborarse con los siguientes indicios que el marino puede hallar: - A la vista de la costa, la cantidad de nubes va decreciendo a lo largo del día y las restantes se elevan por las montañas. - Temperaturas próximas a las usuales, para la época y clima. - Vientos suaves. - Cielos abiertos con ausencia de cirros altos que formen halos alrededor de la luna de noche o del sol durante el día. - En latitudes medias, cielos abiertos en la tarde con puestas de sol rojizas, aunque para los patrones de tiempo móvil del oeste la duración de la quietud atmosférica se mantenga mientras pasa el eje de la dorsal.

Fig. 10.2 Fotografía de cúmulos bumilis de buen tiempo sobre la costa del Garraf, Barcelona. La situación respondía a una curvatura anticiclónica de las isobaras en la zona, que secó la nubosidad generada días atrás.

Los signos de mal tiempo están normalmente asociados con las masas de aire inestables (termodinámicamente frías) con una considerable actividad y una rápida caída del barómetro. Además el marino debería ver: - Nubes moviéndose rápidamente, incluso las nubes de diferentes niveles desplazándose en direcciones distintas. - Nubes bajando y haciéndose más densas. - Temperaturas bastante por debajo de lo normal para la época del año.

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10.3 Interpretación de partes de tiempo Actualmente las previsiones del tiempo son producto de modelos numéricos de previsión, que contienen una enorme cantidad de datos, que alimentan un número proporcional de operaciones de cálculo a partir de la situación de análisis. De hecho, sólo una pequeña parte de estos productos resultantes están disponibles para el marino, es decir el que disponga de un equipo estándar de receptor de fax, recibirá las previsiones del tiempo, de la zona por la que está navegando. Además, y en función de la zona, puede tener también cartas de tiempo en altura, imágenes por satélite e incluso todo un abanico de material para s especializados. Ésta última información se debería usar con mucho cuidado, ya que es más importante saber qué es lo que se tiene que preguntar, qué figura en las cartas y cómo esto se interpreta. Es decir, que se trata de extraer la máxima información del producto para poder tomar decisiones operacionales efectivas. 1) Puede parecer obvio, pero el primer paso es saber si la previsión de la que disponemos es específica para alguna actividad y lugar o no, ya que en el caso de hallarnos con predicciones generales para el mercado masivo, los errores e inexactitudes son más evidentes. 2) Posteriormente, debemos considerar la proximidad a la costa. En mar abierta es mucho más fácil interpretar las predicciones, y asumir que la dirección y fuerza del viento y olas se ajusta fácilmente a las predicciones emitidas. En cambio, en el caso de estar cercanos a la costa, la topografía local puede alterar los vientos y el perfil del fondo marino y corrientes costeras, modificar también las características de las olas. Situaciones extremas pueden implicar vientos, flujos de corrientes de marea importantes y mar tendida, todas ellas viajando en diferentes direcciones, creando lo que venimos a denominar como estado de la mar “confusa”. En circunstancias donde se deben realizar operaciones difíciles y arriesgadas, la utilización de previsiones específicas justifica también cualquier consulta que se haga a los predictores con conocimiento local. 3) En tercer lugar, siempre se produce un retardo entre la generación de la previsión y su emisión; existe normalmente un vacío de seis horas entre la base del análisis y la emisión del parte, lapso de tiempo que puede crecer hasta el siguiente parte de previsión. De hecho, cuando el tiempo está cambiando rápidamente, el marino puede observar toda una serie de variaciones de gran valor para después extrapolar al parte de previsión de que disponga, que le permita rectificar y corregir. Al realizar este análisis, es importante entender el contenido de cada previsión además de la escala sinóptica en la que se está representando todo el proceso. Esto permite afinar la previsión mediante la observación precisa del tiempo local, hecho que se facilita con la recepción de las cartas mediante un weather-fax. Algunas emisiones contienen imágenes satélite que permiten situar los frentes y la posición de las bajas, que en muchos casos están más actualizadas que las últimas previsiones disponibles en carta. La línea divisoria entre las actividades marinas que están cubiertas por previsiones específicas y las que no disponen de otras más específicas, no está bien definida. En muchos casos, las previsiones de

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áreas específicas están basadas en criterios comerciales siempre y cuando se obtenga algún beneficio de las mismas. De hecho, las previsiones genéricas no acostumbran a abarcar más de 24 ó 48 horas de previsión, mientras que las específicas se pueden obtener de hasta 5 días por delante. Teniendo en cuenta que, en el caso de previsiones marinas se hallan potenciales clientes, que tienen necesidades de posicionamiento en las plataformas petrolíferas o los remolques de baja velocidad. Las previsiones de área general son válidas para cualquier actividad marina que sólo se vea afectada por episodios severos de tiempo y que requiera un corto periodo de tiempo para alertar, de forma que la navegación mercante rutinaria, así como la de recreo, entran de lleno en este grupo. Podemos aseverar también que las previsiones de tiempo específicas son apropiadas para cualquier actividad marina que cumpla una o más de las siguientes características: - Limitación de altura de ola relativamente baja (e.g.: 3 metros). - Duración de la actividad sensible al tiempo, de más de 36 horas. - Un remolque con una velocidad de tránsito en buen tiempo de menos de 8 nudos. Estas condiciones no sólo se refieren a viajes en sí, sino también a operaciones portuarias que pudieran ser afectadas por el tiempo (e.g. carga de mercancías peligrosas o la tarea de los propios prácticos). Las previsiones de lugares específicos, que proporcionen un aviso de la aproximación repentina de tiempo duro, como líneas de turbonada, pueden ser capitales para unas operaciones portuarias seguras. Un caso cercano en el tiempo, fue el de la pérdida de un barco mientras descargaba gasolina en un puerto expuesto a la mar. La rápida advección de una tormenta severa provocó la ruptura de las amarras, la manguera de descarga se rompió produciéndose una ignición de la gasolina rebosante, y se propagó el fuego a la acomodación del buque. El posterior juicio declaró que la ausencia de un servicio de aviso, que anunciara el deterioro de las condiciones meteorológicas de la zona, hacía del muelle un lugar poco seguro, lo que provocó que los fletadores no volvieran a descargar en un puerto inseguro. Pero además de disponer de una predicción precisa y fiable, se debe mantener una observación de las condiciones locales como guía para comprobar que el tiempo se estará desarrollando tal y como se ha predicho. Los puntos principales son: - Si el viento está rolando en un sentido o en el inverso, tanto como o menos de lo que se prevé. - Si la velocidad del viento está incrementando o bajando más o menos rápido de lo previsto. - Si hay resaca que no coincide con la evolución predicha del tiempo. - Si el cielo está cambiando su aspecto de una forma diferente a la que se esperaría según la previsión. - Si la presión cae o sube más o menos rápido de lo que se ha previsto. - Si la lluvia ha parado o empezado, antes de lo que se había predicho. Cualquiera o todos estos indicios, nos dan una indicación de cómo los sistemas de presión se desarrollan, en relación a cómo se había predicho. Posteriormente, si estas reglas se aplican a la evolución de los sistemas de baja presión, nos permiten sentar las bases para poder decidir si tomamos una acción evasiva o no.

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Obviamente, enseguida nos aparece en la mente la previsión de los ciclones tropicales, donde la necesidad de gobernar a los vientos más fuertes es vital, y donde la previsión de la derrota de los mismos es aún una ciencia inexacta: podemos hablar de errores medios en la previsión de la situación de un ciclón de unas 300’ en predicciones de 72 horas. Por eso en la práctica, y teniendo en cuenta esta incertidumbre, es recomendable observar los indicios anteriores y compararlos con el modelo de cómo se distribuyen los vientos alrededor de estas tormentas en el momento de decidir una derrota u otra para evadirlas.

Fig. 10.3 Fotografía de un cielo con nubes de altura media y alta, en el puerto de Estocolmo, 2002.

10.4 Orden de observación de los parámetros meteorológicos La sistemática es un término que hace referencia a un conjunto de datos de análisis (en este caso) debidamente ordenados. Y, aunque la dispersión y naturaleza de los diversos campos afectos al análisis del tiempo en la mar es patente, cualquier intento de agrupación de los mismos permite obtener una visión de conjunto de la situación existente. Nos estamos refiriendo a los parámetros físicos de la atmósfera, pero es necesario también referir estos datos a unas horas determinadas en el tiempo, ya que muchos sistemas meteorológicos son móviles y variables en su intensidad. Para ello, se establecen una serie de horas internacionalmente, siempre respecto al tiempo universal: 00:00, 06:00, 12:00 y 18:00. Si a bordo el oficial de guardia o patrón es el único que puede estar pendiente de estos factores, deberá de seguir un orden, tomando primero los datos de variación más lenta y terminando por los más cambiantes. 21 Este orden, establecido por la OMM , es el siguiente:

21

Publicación número 8 TP 3.

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1) Viento: dirección e intensidad 2) Presión atmosférica 3) Tiempo presente y pasado 4) Nubes: Cantidad y altura 5) Visibilidad 6) Temperatura 7) Oleaje 8) Hielo

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11 Metodología de observación (2) 11.1 Interpretación de los partes meteorológicos En este apartado y una vez definidas brevemente las pautas de observación, estudiaremos los partes de tiempo en superficie y al nivel de 500 mb, su significado y simbología.

11.1.1 Los mapas de superficie Los mapas de superficie reflejan las diferentes configuraciones de presión, que vienen dibujadas por las isóbaras, líneas que unen puntos geográficos con idéntica presión atmosférica, en este caso al nivel de la mar, y generalmente trazadas a intervalos de 4 mb o hPa. En estos mapas, si hay una coincidencia entre la ubicación de las vaguadas (o depresiones frías en altitud) y borrascas frontales o desarrollos ciclogenéticos en superficie, o bien dorsales (o crestas) en altura y campos de alta presión en superficie, significa que los centros de acción son de origen dinámico; si por el contrario, esta coincidencia entre configuraciones de presión en altitud y superficie no se producen y áreas de baja presión en superficie se corresponden con dorsales en altitud o anticiclones con vaguadas, nos hallamos ante de centros de acción de tipo térmico, que por su propia naturaleza aparecen invertidos en su naturaleza a una altitud a partir de 2500-3000 metros (topografía de 600 ó 700 hPa). También en los mismos se dispone del campo térmico, es decir, la presencia de superficies frontales, que permiten apreciar y confirmar las circulaciones de viento en superficie teniendo en cuenta los sentidos de giro anticiclónico y ciclónico de las configuraciones de presión existentes.

11.1.2 Los mapas de altura Dan a conocer la distribución geográfica de los diferentes grosores de un estrato aéreo comprendido entre dos superficies isobáricas dadas.

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Reciben el nombre de topografías relativas, y las líneas que utilizan son también las isohipsas, pero en este caso no vienen referidas al nivel de la mar (nivel 0 ó geopotencial cero), sino a la altitud en la que se sitúe la isohipsa en la superficie isobárica y no a partir de la superficie terrestre. El interés de estos mapas radica en que en ellos se pueden apreciar las características térmicas de la masa de aire que afecta a un determinado ámbito geográfico. Las depresiones corresponden a zonas frías (mínimos de grueso), mientras que los anticiclones a zonas cálidas (máximos de grosor). De esta forma se evidencia la estrecha relación entre el campo de presiones y el de las temperaturas. En los boletines meteorológicos marinos, es usual que se trasmitan los siguientes tipos de mapas, referentes a diferentes niveles de presión: Mapas de altitud Son mapas topográficos que representan superficies de presión atmosférica mediante curvas de nivel. Permiten la representación de las figuras topográficas que provienen de la presencia de un determinado tipo de masa de aire en una superficie isobárica concreta y se representan mediante el trazado de las isohipsas. Las isohipsas se definen, como la proyección en el plano del conjunto de puntos del espacio en los que una presión de referencia se halla a una determinada altura sobre el nivel del mar. Normalmente se analizan las topografías de 300 hPa, 500 hPa, 700 hPa y de 850 hPa. a) Topografía absoluta de 300 hPa Ésta es la que marca las pautas del tiempo atmosférico en superficie, ya que el movimiento del viento en las capas superiores de la troposfera se transmite hacia los niveles inferiores. Esta superficie isobárica se halla a una altitud media de 9.000 metros y en el mapa topográfico las isohipsas se representan a intervalos de 120 metros. Estas cartas nos permiten evaluar el tipo de circulación existente; es decir si es de alto o bajo índice de circulación zonal. En el primer caso, las isohipsas presentarán un trazado rectilíneo y zonal (de oeste a este), mientras que si la circulación es de bajo índice dibujarán dorsales y vaguadas. También es muy importante determinar la posición geográfica de los sectores de divergencia (o difluencia) de las isohipsas en los sectores de salida de vientos en las vaguadas, ya que se traducen en una intensificación de la inestabilidad atmosférica en la zona afectada. En dichos mapas se suelen situar las corrientes en chorro polares, con un trazo negro que destaca entre las isohipsas. b) Topografía absoluta de 500 hPa Sirve de enlace entre la alta troposfera y el análisis de superficie, ya que la altitud media de esta superficie isobárica es de unos 5.500 metros. En ella, las isohipsas se representan a intervalos de 60 metros y normalmente al observar su trazado, vemos que el tipo de circulación señalada por la alta troposfera lo confirma dicha topografía. En estos mapas es importante precisar la ubicación de los embolsamientos de aire frío (bajas desprendidas, gotas frías, depresiones frías en altura), ya que su presencia está asociada a un incremento de la inestabilidad atmosférica en la columna de aire donde se instalan.

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En dicha topografía y hasta la de los 850 hPa, se suelen representar las líneas isotermas, que se representan en trazo discontinuo con indicación en cada una de ellas del registro térmico. c) Topografía de 700 hPa Se sitúa a una altitud media de 3.500 metros, y debe de reflejar los aspectos de la circulación determinados en las topografías anteriores; es conveniente en esta topografía señalar la ubicación de la isoterma de cero grados isocero, ya que su posición geográfica y altitud media pueden estar vinculadas al registro de precipitaciones sólidas en superficie. d) Topografía de 850 hPa Nos encontramos entonces con una superficie isobárica muy próxima a la superficie terrestre (1.500 metros), y por tanto sometida a las turbulencias del viento propias de la capa inferior de la troposfera, hecho que puede provocar que algunos aspectos de la circulación que se han señalado a lo largo de las capas medias y altas de la troposfera no coincidan exactamente. 11.1.3 El nivel de los 500 milibares Cuando examinamos en una escala mensual los patrones de la alta atmósfera, es decir los niveles de 500 mb, no hallamos ninguna diferencia significativa a lo largo del año. En el hemisferio norte, ello es, en parte, como consecuencia del tamaño de los cambios a lo largo del año, pero también refleja el hecho de que cambios sutiles en los patrones de comportamiento pueden enmascarar diferencias climáticas mayores. Este hecho se refleja en los patrones de los meses de febrero de 1996 y febrero de 1997, donde las cartas muestran muchas similitudes mientras que las diferencias entre ambos años son a la vista de la gráfica, que las vaguadas sobre la parte oriental de Norteamérica y el este de Asia; son ligeramente más pronunciados y manifiestos; hay una dorsal sobre el Atlántico Norte y la tendencia descendente de la vaguada está más claramente sobre el Mediterráneo y sobre el Medio Oriente. Los patrones de 500 mb son la clave del comportamiento a largo plazo. Éstas pueden cambiar repentinamente entre patrones (regímenes) perfectamente definidos, los cuales duran desde unos pocos días a varias semanas. La mezcla de regímenes y su duración definen tanto las aproximaciones al tiempo climatológicamente normal como suponen un mantenimiento en un estado más extremo. En términos de estudios climatológicos, lo que cuenta es el papel que juegan los vientos en la alta atmósfera para la generación de situaciones de tiempo extremas. El fuerte patrón de ponientes que se manifestó en el año 1997 es efectivamente una variante vigorosa de las condiciones climatológicas genéricas. El flujo de poniente (en el gráfico posterior) es particularmente fuerte sobre el Atlántico Norte, el cual experimenta un mes excepcionalmente tormentoso y una serie de profundas depresiones desplazadas en dirección NE. Al mismo tiempo este fuerte flujo transportaba aire templado hacia el interior de Eurasia, con unas temperaturas muy por encima de lo normal en gran parte del continente. El patrón más sinuoso de 1996 conllevó tiempo más frío tanto al este de Norteamérica como en la Europa septentrional, con tiempo nivoso anormalmente duro extendido desde Escandinavia hasta el oeste de Rusia.

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Fig. 11.1 Una carta del nivel de 500 mb, del 2 de enero de 1997, que muestra la predicción del patrón para el 8 del mismo mes. Es decir la estructura meandriforme con diferentes bloqueos sobre las islas británicas y a la altura de la costa oeste de Norteamérica. (Con permiso del ECMWF.)

En este contexto, los patrones sinuosos tienden a ser más interesantes porque acostumbran a generar regiones adyacentes de comportamiento opuesto. La característica principal de estas condiciones es la formación de un anticiclón de bloqueo, que altera el régimen de flujos de la atmósfera. Sobre los continentes septentrionales, los bloqueos comportan situaciones de mal tiempo consecutivas, pero de cara al navegante lo importante es conocer de qué forma las derrotas de las borrascas se verán afectadas. Un bloqueo cerca de las islas británicas, supone un desvío de las bajas presiones hacia el norte o hacia el Mediterráneo y produce unas condiciones anormales de quietud en las aguas británicas. Similarmente un bloqueo en el sector del Pacífico Este lleva las depresiones y el aire templado hacia Alaska y California. Las consecuencias para las líneas de navegación son substanciales, dado que la naturaleza del bloqueo es prolongada y deja a los predictores con la incertidumbre del momento de su disipación. Los cambios a más largo plazo en la incidencia de estos patrones en las últimas décadas pueden ser un síntoma de calentamiento global. La característica más destacada ha sido la formación de profundas depresiones en el Atlántico norte en los años ochenta y primeros de los noventa. Aunque estos incrementos puedan responder a desarrollos temporales, también los modelos de análisis por ordenador nos permiten profundizar y conocer mejor estos fenómenos.

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Otro hecho es que la existencia de estas depresiones suponen un peligro para la navegación y las actividades prospectoras en la mar; particularmente las largas olas de mar de fondo generadas por profundas bajas, que suponen un peligro real para las plataformas semi sumergidas, las cuales tienen un periodo de cabeceo de entre 20 y 25 segundos, coincidiendo con el período real de los trenes de olas citados. La derrota real de estas bajas supone que el fetch de su cuadrante sur a veces supera los 3.000 kilómetros y produce una dañina combinación de olas de periodo largo y gran amplitud.

11.2 La tormenta del Braer Ejemplos de la extrema intensidad que pueden tener estas manifestaciones se pueden contemplar en el caso de la depresión de primeros de enero de 1993 (conocida como la Braer storm, porque siguió a continuación del naufragio del petrolero Braer en las islas Shetland). Esta depresión, que llegó a su máxima profundidad de entre 912 y 915 mb durante la tarde del 19 de enero de 1993 alrededor de la l= 62ºN y L = 015ºW, proporciona un buen ejemplo de la escala de este tipo de depresiones. Esta baja se había identificado primero a las 18:00 GMT del día 8 de enero, en situación 42ºN, 061ºW, con una presión central de 1008 mb. Al principio se desarrolló lentamente, pero a las 24 horas se profundizó de forma explosiva con una presión central de 974 mb en situación 52,5ºN, 030ºW; se había desplazado 475’ (900 kilómetros) en las últimas 6 horas (lo que supone una velocidad de 80 nudos). Su desarrollo fue entonces complicado por la coalescencia sufrida con una segunda baja, para formar una depresión única que a las 06:00 GMT del día 10 de enero llegaba ya a 926 mb, habiéndose profundizado 32 mb en las últimas 6 horas, y situándose en 58,5ºN, 018ºW.

Fig. 11.2 Carta de análisis en superficie a las 18:00 GMT del 10 de Enero de 1993 que mostrando la trayectoria y presión central de la Tormenta del Braer, a intervalos de 6 horas, desde las 48 horas anteriores. (Cortesía del Royal Meteorological Office.)

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La altura significativa observada de las olas al oeste de las Shetland llegó a 17,3 metros (55 pies), con vientos entablados de 67 nudos. En la tarde del día 10, el gradiente de presión a través del océano Atlántico Norte llegó a los 120 mb. Los vientos en superficie de intensidad tormentosa o mayor se reportaron en toda la cuenca entre Terranova y el norte de España, y en la vertiente de barlovento de la mayor parte de Europa occidental y septentrional, además del océano Ártico entre Noruega, Islandia y Groenlandia. Posteriormente, la baja fue abatiéndose por el mar de Noruega y llenándose en los tres o cuatro días siguientes. Una evidencia a posteriori del peligro que suponen estos sistemas para las operaciones prospectoras, proviene de las estadísticas obtenidas durante el invierno entre 1982/83, marcadas por un número no despreciable de profundas bajas. Esto muestra el hecho de que la mar de fondo que recala en la costa de Noruega puede producir unas 22 condiciones muy duras y sostenidas . En concreto, hablamos de periodos observados de hasta doce horas con alturas significativas de ola del orden de los 9,1 metros (30 pies) y periodos límite de ola de 21 segundos (longitudes de ola de 700 metros).

Fig. 11.3 Estadística, con el número de depresiones muy profundas (mínimo por debajo de los 950 mb) durante los inviernos, desde los años 1960/61 a 1996/97. Se aprecia un incremento entre finales de los ochenta e inicio de los noventa. (Fuente: Maritime weather amd climate, Burroughs W. J. Witherby, Ed. 1999.)

Veamos un ejemplo: Una plataforma semi sumergible en situación 65ºN, 008ºE registró mares de once metros e indicó para estupor de los meteorólogos, que el periodo de las olas era cercano a su periodo natural. A veces, se registraban olas con tres periodos diferentes (14, 17 y 20 segundos) debido a olas generadas localmente, mar de fondo proveniente del centro del mar del Norte y mar de 22

Barstow & Lygre (1985).

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fondo también proveniente del Atlántico norte a través de la ventana que se abre entre Escocia y las islas Faroe. Estas condiciones extremas no eran un simple producto de una baja especialmente profunda, sino la consecuencia de dos bajas presiones especialmente seguidas. En consecuencia, la climatología de las olas en el Atlántico Norte no se puede expresar simplemente en términos de frecuencia o intensidad de los sistemas de baja presión. Para anticipar las condiciones severas, se requieren detalladas previsiones de cómo las condiciones prevalentes de tiempo azuzan las olas. Las cifras medias disfrazan la variabilidad interanual del clima. Año tras año, pueden darse cambios espectaculares en el régimen de viento y olas, especialmente en la parte más tormentosa del mundo (altas latitudes). Por ejemplo en la estación oceánica Lima, en el Atlántico norte (57ºN, 020ºW), la altura significativa de la ola durante los meses de diciembre de 1983 y enero de 1984 fue de 6,25 metros (20,5 pies); pero en el siguiente periodo de diciembre a enero bajó a 4,58 metros (15 pies), es 23 decir que se produjo un decremento del 27% entre dos años consecutivos . Los cambios de esta magnitud representan un desafío las operaciones marítimas año tras año, y nos recuerdan la importancia de conocer más sobre las causas de esta variabilidad. Aunque eventos como la tormenta del Braer son considerados consecuencia del calentamiento global, necesitan ser situados dentro de un contexto meteorológico. Mientras la incidencia de bajas presiones excepcionalmente profundas llegó a un límite entre finales de los años ochenta y comienzos de los años noventa, posteriores análisis más detallados proporcionan un panorama más complicado. Los estudios de patrones de presión sobre la región del Reino Unido y el mar del Norte, de finales del siglo diecinueve, no muestran incremento alguno en el viento a lo largo del año 24. En cambio, las medidas de la altura de ola significativa media en el Atlántico Norte, muestran un incremento de un 80% entre los primeros años cincuenta y los primeros años noventa, aunque los cambios sufridos en otros momentos del año son mucho menores en número 25. De manera que ninguna causa física ha sido identificada como generadora del incremento, en parte porque los datos primigenios están disponibles para muy pocos lugares. El incremento observado se explica en general debido a que la disponibilidad de datos procedentes de los satélites para las alturas significativas de ola dan valores más altos que los registrados tradicionalmente en los atlas generales de altura de olas.

11.3 Interpretación del grueso de la sección atmosférica entre los 1000 y los 500 milibares Conocidos los cambios de presión al nivel del mar y de la altura geopotencial de 500 mb producidos en las últimas 24 horas, al marino le interesa conocer las variaciones de la presión al nivel del mar y de la altura geopotencial de 500 mb que se producirán en las próximas 24 o 30 horas, con objeto de determinar las líneas isobaras del mapa de superficie y los contornos de 500 mb. 23

Bacon & Carter (1991). Hulme & Jones (1991) proporciona una detallada descripción de les dificultades para obtener medidas reales de tormentas sobre las islas Británicas. Las cifras estacionales correspondientes a la media de vistosidad en la parte meridional de la mar del Norte WMO de 1995, pág.78. 25 Intrnational for Climate Change (2002), WMO, Ginebra. 24

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Determinados los campos de presión del nivel del mar y de la altura geopotencial de 500 mb, conoceremos los gradientes correspondientes que son responsables de los movimientos de las masas de aire que originan variaciones de la temperatura y de la humedad. La sustracción gráfica entre los potenciales de 1.000 mb y de 500 mb, además de fijarnos la posición de los frentes, nos permitirá determinar las áreas sujetas a movimientos verticales ascendentes, donde las masa húmedas producen nubes y precipitaciones. Es evidente, por lo tanto, que para resolver el problema de la previsión del tiempo hace falta conocer los procesos físicos que están en juego con objeto de predecir su tendencia. 11.3.1 Ahondamiento de las depresiones El físico Verdeman estudió las variaciones de densidad de las columnas de aire asociadas a las depresiones que, al cruzar los Estados Unidos, sufrían un ahondamiento. Observó que el aire por debajo de 300 milibares era más frío y más denso que el situado por encima de la tropopausa. Explicó que el aire troposférico era más frío y más denso por estar sujeto a un movimiento vertical ascendente, mientras que el situado en la estratosfera era más cálido y menos denso por estar sujeto a una subsidencia. El calentamiento observado en la estratosfera iba acompañado de un descenso de las alturas geopotenciales de las superficies isobaras, por ejemplo la de 200 mb, lo que indicaba un decrecimiento de la masa de aire por encima de la tropopausa no compensado por la entrada de aire de niveles más altos. Según Verdeman la principal causa del ahondamiento de las depresiones era el movimiento vertical descendente del aire estratosférico que, a su vez, hacía descender la altura de la tropopausa. También extrajo que es posible calcular el descenso de presión atmosférica del centro de una borrasca, tomando el 60% de la diferencia de la altura geopotencial de 200 mb que el citado centro sufre durante el periodo de previsión. El 40% restante es compensado por el aumento de densidad del aire por debajo de la tropopausa. Para fines sinópticos dividiremos la atmósfera en dos niveles: 1) La capa de advección, situada entre el nivel del mar y 600 mb, donde las variaciones de presión atmosférica se deben especialmente a la advección de aire frío o de aire cálido. 2) La capa de divergencia horizontal, situada por encima de los 600 mb, donde las caídas de presión atmosférica o de geopotencial son debidas especialmente a la divergencia horizontal de velocidad de la columna de aire situada encima. En la práctica, se determina la variación de presión atmosférica al nivel del mar estimando la variación de espesor por advección en la topografía relativa de 1.000 a 500 milibares y la variación de altura geopotencial de 500 milibares por efecto de la divergencia isobárica. La suma de estos cambios nos da la variación de la altura geopotencial de 1.000 milibares que, multiplicada por 0,13, nos da la variación de presión a nivel del mar.

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11.4 Topografia relativa Se llama topografía relativa a un mapa cuyas líneas unen los puntos de igual espesor h’ entre dos superficies isobaras, una p1, situada en un nivel inferior, y otra p2, situada en un nivel superior. También se la conoce como mapa de espesor y a las líneas se las llama líneas de igual espesor. En la práctica sinóptica las topografías más utilizadas son las de 1.000 a 700 mb y las de 1.000 a 500 mb. Para elaborar, por ejemplo, la topografía relativa de 1.000 a 700 mb, se empieza por preparar la topografía absoluta de 1.000 mb, partiendo del mapa de superficie, y rotulando cada línea isobara en metros geopotenciales (que no difieren de los metros geográficos si consideramos la atracción gravitatoria constante en toda la superficie e igual a 9,8 m/s2). Para este mapa es necesario usar bolígrafo negro. En una mesa, provista de luz y cristal transparente, se coloca primero la topografía absoluta de 700 mb. y encima la topografía absoluta de 1.000 mb. Utilizando un lápiz de grafito se anota en cada punto de intersección entre un contorno de la primera y contorno de la segunda, la diferencia algebraica de sus respectivos geopotenciales. En la práctica, se sigue un contorno de 1.000 mb., buscando las intersecciones con el contorno de 700 mb. En ausencia de la topografía relativa de 1.000 a 700 mb puede utilizarse el mapa de líneas isotermas de 850 mb por ser ésta la superficie isobara media entre 1.000 y 700 milibares, sus líneas isotermas se parecen a las líneas de igual espesor de la topografía relativa de 1.000 a 700 mb. Sin embargo, en regiones montañosas, debido al enfriamiento o calentamiento no adiabático, las isotermas de 850 mb sufren grandes distorsiones que impiden su aplicación para este fin.

Fig. 11.4 En la figura siguiente tenemos una topografía relativa de 1.000 a 700 mb y el mapa de líneas isotermas de 850 mb del mismo día y hora; puede observarse que existe gran semejanza. (Fuente: Meteorología Superior, Naya A., Espasa Calpe, 1984.)

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Fig. 11.5 La topografía relativa de 1.000 a 500 mb se elabora de modo análogo y en su ausencia se sustituye por el mapa de isotermas de 700 mb. (Fuente: Meteorología Superior. Naya A., Espasa Calpe, 1984.)

Es evidente que cuanto menor es el espesor h’ entre dos superficies isobaras menor es la temperatura virtual media de la columna de aire.

11.5 Mapa de advección: La forma más rápida para obtener el mapa de advección de líneas de espesor de 1.000 a 700 mb consiste en anotar los vientos de 850 mb. en la topografía relativa de 1.000 a 700 mb. Las líneas de espesor de esta topografía se mueve aproximadamente según la componente normal del viento. El método más exacto consiste en anotar en cada punto de la topografía relativa el viento medio entre el viento observado a 1.000 mb. y el observado a 700 mb., aplicando las reglas del paralelogramo para sumar vectores y dividiendo por dos el resultado. Sin embargo, en la práctica se utiliza la mesa provista de luz y cristal transparente, en la que se coloca primero la topografía absoluta de 700 mb. y encima la topografía absoluta de 1.000 mb. Utilizando un lápiz de grafito se unen las intersecciones de las dos topografías, cuya suma de potenciales vale lo mismo (fig. 11.6). Las líneas obtenidas determinan el valor medio del viento entre la base inferior y la base superior de la columna y se puede utilizar la escala de viento geostrófico para calcular la velocidad del viento entre las líneas obtenidas. En la rutina de trabajo, en lugar de unir los puntos de intersección, cuya suma de geopotenciales vale lo mismo, lo que se hace es dibujar flechas en la misma dirección que el viento medio.

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Si estas flechas se dibujan sobre la topografía relativa de 1.000 a 700 mb. se obtiene el mapa de advección de líneas de espesor entre 1.000 y 700 mb. Las flechas de color rojo indican advección cálida y las de color azul advección fría.

Fig. 11.6 Un mapa similar puede elaborarse para la columna de aire entre 1.000 y 500 milibares o para cualquier capa isobárica. (Fuente: Meteorología Superior, Naya A., Espasa Calpe, 1984.)

11.5.1 Topografía relativa de 1.000 a 700 mb. con relación a sistemas frontales El análisis de frentes efectuado en el mapa actual de superficies o mapa pronóstico debe estar de acuerdo con el modelo de líneas de espesor de la topografía relativa actual o prevista de 1.000 a 700 mb., de manera que los gradientes máximos de líneas de espesor deben coincidir con las posiciones de los frentes fríos y frentes cálidos. Las lenguas de aire frío y aire cálido deben estar de acuerdo con el modelo de líneas isobaras del mapa de superficie (suelo), de forma que una lengua de aire frío de la topografía relativa de 1.000 a 700 mb. debe estar situada entre la depresión y el anticiclón en el área de vientos del norte, y la lengua de aire cálido de la citada topografía relativa debe estar situada entre la depresión y el anticiclón en la región de vientos del sur. Cada oclusión está asociada a una lengua de aire cálido de la topografía relativa de 700 a 1.000 mb.

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Los sistemas de presión

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12 Los sistemas de presión 12.1 Clasificación de los sistemas de presión Los sistemas de presión se clasifican según su estructura térmica vertical en fríos, cálidos y dinámicos. 12.1.1 Depresión fría En la troposfera más baja el aire más frío se encuentra sobre el mínimo de presión del mapa de superficie. Si desde la región central caminamos hacia fuera, encontramos aire cálido. Las topografías relativas de 1.000 a 700 y de 1.000 a 500 mb. presentan un mínimo de espesor coincidiendo con el centro de la depresión fría. Por el contrario, en la estratosfera más baja, existe un máximo de temperatura asociado a un mínimo de curva de nivel, coincidiendo con el mínimo de presión de superficie. El eje de la depresión es, por lo tanto, vertical, y la circulación es más intensa en altura. Ésta es originada por el movimiento vertical ascendente en la troposfera y subsidencia en la estratosfera más baja. En los mapas de la tropopausa aparece un mínimo de altura sobre el centro de la depresión. Algunas veces la circulación ciclónica de superficie es muy débil, aunque asociada con temperaturas medias diarias más bajas que lo normal y nubes cumuliformes con chubascos, pero con intensa circulación ciclónica en altura. 12.1.2 Anticiclón frío En los mapas de superficie, el anticiclón frío aparece con presiones en el centro del orden de 1.035 a 1.040 mb y la circulación anticiclónica desaparece rápidamente con la altura. Entre 850 y 500 mb. el aire frío está sujeto a una circulación ciclónica. Las topografías relativas de 100 a 700 y de 1.000 a 500 mb. presentan un mínimo de espesor, mientras que en la estratosfera más baja, por ejemplo a 200 milibares, existe un máximo de temperatura asociado a un mínimo de curva de nivel.

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12.1.3 Depresión cálida La depresión cálida, típica de los continentes durante los meses de verano, es el resultado de un fuerte calentamiento en una región. Presenta una débil circulación ciclónica en superficie, que desaparece rápidamente en altura. Los mapas de 850 a 500 mb muestran una circulación anticiclónica y las topografías relativas de 1.000 a 700 y de 1.000 a 500 presentan una lengua de aire cálido sobre las bajas presiones de superficie. Generalmente la depresión cálida es estacionaria, aunque a veces se mueve débilmente por advecciones de aire cálido en la parte delantera e invasiones de aire frío en su parte posterior.

12.1.4 Anticiclón cálido El anticiclón cálido, llamado por algunos autores anticiclón de bloqueo, presenta circulación anticiclónica en todos los niveles. En toda la troposfera el aire más cálido se encuentra en el centro, mientras que en la estratosfera más baja aparece un mínimo de temperaturas sobre las presiones más altas de superficie. Es un anticiclón de movimiento lento. Es originado por subsidencia en la troposfera y movimiento vertical ascendente en la estratosfera más baja. En los mapas de la tropopausa existe un máximo de altura sobre el centro del anticiclón. Sobre los continentes, las temperaturas medias diarias son más altas que lo normal, con cielos despejados y capas de calima en altura. En las regiones oceánicas son frecuentes extensas áreas de estratocúmulos. 12.1.5 Anticiclón dinámico El anticiclón dinámico es un anticiclón frío con un modelo de curva de nivel a 500 y a 300 mb que favorece la llamada anticiclogénesis. En el estadio final de edad, el anticiclón dinámico se transforma en anticiclón cálido con su eje entre los centros en superficie y altura prácticamente vertical.

12.2 Movimiento de las depresiones en superficie Para conocer la dirección en que se mueve una depresión no ocluida, se dibuja el frente frío y el frente cálido en el mapa de advección de líneas de espesor de la topografía relativa de 1.000 a 700 mb. El movimiento de la depresión de superficie depende del número de intersecciones del viento medio con las líneas de espesor. Cuando la depresión está ocluida, el frente frío ha alcanzado el cuadrante SW, moviéndose principalmente de acuerdo con la divergencia isobárica de 500 o 300 mb. El centro de presión estará progresivamente caracterizado por aire más frío en la topografía relativa de 1.000 a 700 mb. 12.2.1 Previsión de las líneas de igual espesor En ausencia de movimiento vertical y de calentamiento y enfriamiento no adiabático, las líneas de igual espesor de la topografía relativa de 1.000 a 500 mb. (o la de 1.000 a 700 mb.) se mueven por

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Los sistemas de presión

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simple advección (o llegada) del viento geostrófico de la topografía absoluta de 1.000 mb. Esto es lo que podríamos llamar advección perfecta. Para periodos de unas pocas horas, por ejemplo seis, una simple extrapolación de las líneas de igual espesor da un resultado notable, aunque para periodos más grandes deben tenerse en cuenta las variaciones de los vientos de 1.000 mb. La simple advección geostrófica, en general, exagera el desplazamiento de las líneas de igual espesor al no tener en cuenta los valores numéricos de los términos dinámico y no adiabático. Por esta razón la advección perfecta es corregida subjetivamente de acuerdo con las siguientes reglas empíricas: La advección fría es compensada por calentamiento debido a la subsidencia, la cual origina por termino medio un aumento de 90 metros en la columna de aire entre 1.000 a 500 mb y la mitad de este valor para la de 1.000 a 700 milibares, en 24 horas. La advección fría es compensada por el calentamiento no adiabático de la capa más baja. Si la diferencia de temperatura entre la superficie del mar y la del aire es de n grados Fahrenheit y el movimiento convectivo no rebasa el nivel de 700 mb., entonces el espesor de la columna de aire entre 1.000 y 700 mb. aumenta en n pies por hora. Para el espesor de 1.000 a 500 mb. se aplica la misma regla, y el resultado aumenta un 10%. La advección cálida es contrarrestada por el enfriamiento del aire, debido al movimiento vertical. Para la columna entre 1.000 y 500 mb, según Rossby, el movimiento vertical produce una disminución del espesor de 12 metros por hora. El grado medio de enfriamiento por hora de la atmósfera por radiación, es del orden de 1 a 3 ºC, lo que para la columna de aire comprendida entre 1.000 y 500 mb representa una disminución de espesor de 60 metros, comparable a una disminución de presión a nivel del mar de siete milibares. 12.2.2 Variaciones de presión por advección El cambio de presión por unidad de tiempo al nivel del mar es igual al cambio de presión en un nivel más alto, más el cambio de presión debido a la variación de masa de la columna atmosférica comprendida entre ambos niveles. 12.2.3 Variaciones de la altura geopotencial de 500 mb Para pronosticar subjetivamente las variaciones de la altura geopotencial que se producirán en las próximas 24 ó 30 horas se predice el mapa de 500 mb por simple extrapolación. Por ejemplo, se dibuja con lápiz rojo la curva de nivel de 5.560 m de las pasadas 48 horas y en bolígrafo negro la misma curva de nivel de las últimas 24 horas. Utilizando un lápiz de grafito se traza por simple extrapolación la posición de la curva de nivel de 5.560 m para las próximas 24 ó 30 horas, teniendo presente los modelos de inestabilidad inercial. La diferencia de alturas de geopotencial del mapa previsto de 40 m y una advección cálida entre 1.000 y 500 mb de 60 m, entonces el geopotencial a 1.000 milibares sufrirá una disminución de:

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-40 -60 = -100 m, lo que equivale a una disminución de la presión al nivel del mar de : -100 metros /9 metros/milibar= -11.1 mb Si el mapa de 500 mb es de escala hemisférica, conviene previamente calcular las posiciones previstas de las vaguadas de las ondas principales, determinando la longitud de onda estacionaria y el viento zonal en una franja de 20 grados de longitud. Generalmente, el viento zonal se determina hallando el valor medio de los vientos zonales de dos franjas de 10 grados de latitud. Las líneas isotermas de 500 mb. se pronostican utilizando la misma técnica de extrapolación empleada para las curvas de nivel.

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13 Predicción a partir de los partes de análisis 13.1 El análisis más allá de la observación. La sospecha en ausencia de indicios Las indicaciones apuntadas en el apartado anterior son bastante buenas y en principio nos permiten hacer una mirada retrospectiva además de valorar lo que el patrón debería de haber hecho. El denominador común entre estos casos descansa en el hecho de que los predictores no tienen la información suficiente como para saber de la creciente y rápida amenaza que supone la situación de tormentas cercanas. En la mayoría de los casos, las observaciones de los marinos en las proximidades de los acontecimientos son más relevantes. Un ejemplo histórico proporciona una buena perspectiva de lo que comentamos. En el mes de septiembre de 1938 un huracán masivo devastó gran parte de la región de Nueva Inglaterra. Los predictores no pudieron avisar con tiempo, aunque días atrás se había anunciado la tormenta, ya que en ese momento se dirigía al norte del extremo oriental de las fronteras de los Estados Unidos, recomendando que toda actividad naviera respetara y mantuviera un amplio resguardo a la misma. Mientras continuaba hacia el Norte, el ciclón, en lugar de arrumbar al Este como cabría esperar (trazando la clásica recurva), y precisamente en un lapso de tiempo en el que no se dispuso de más datos y por ende, ningún conocimiento sobre su situación real, de golpe se abatió sobre Long Island con consecuencias catastróficas. En Providence, Rhode Island, la marea de la tormenta llegó a 4,2 metros por encima de la pleamar media, e inundó la zona más baja de la ciudad con 3 metros de agua. En la zona de Nueva Inglaterra se contabilizaron hasta 250.000 árboles abatidos. Otros datos que nos permiten tener una idea de la magnitud del hecho son los aproximadamente 45 nudos de velocidad máxima registrados relativos al movimiento del centro de la baja, los casi 7 metros de marea máxima de ciclón, los 170 nudos de velocidad máxima registrada del viento, los 37 mm por hora de precipitación máxima que conllevó el fenómeno, y como parámetros iniciales reinantes en la zona una temperatura superficial del agua de 18ºC y la existencia de un gradiente de presión de hasta 57 mb. del centro a los extremos de la baja.

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Fig. 13.1 Trayectoria del tifón Vera. (Cortesía del US Navy)

Otro ejemplo histórico de las dificultades asociadas con la falta de una idea clara de dónde se hallaba el ciclón tropical es lo que históricamente se conoce como la subestimación del Almirante Halsey del tifón Cobra en diciembre de 1944. La armada bajo su mando en el acorazado New Jersey, recibió un aviso de la existencia de una tormenta en desarrollo, pero se subestimaron los patrones de viento registrados. Posiblemente a consecuencia de que el sistema alcanzó a un frente frío débil produjo una intensificación del mismo y generó vientos confusos por delante del mismo. Debido a esto, la flota, pensando que realizaba una acción evasiva, se dirigió a la trayectoria del tifón. Se hundieron tres fragatas con más de 800 personas a bordo y se echaron también unos 150 aviones desde los transportes escolta (mercantes convertidos). Según los anales de la historia militar, los daños a la Task Force. fueron tan elevados que no pudieron participar en la invasión de las Filipinas. El beneficio que se extrajo después del desastre, fue el compromiso de mantener por parte de la US Navy, los vuelos de reconocimiento, para monitorizar la posición y el movimiento de los ciclones tropicales. Hoy día, los satélites y aviones aseguran a los predictores que no trabajan en la oscuridad, aunque los ciclones tropicales sigan siendo un gran desafío, debido a la trayectoria errática que a menudo siguen

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y los daños que causan. Otros dos ejemplos que podemos comentar son los casos del tifón Vera en 1986 y el tifón Gay en 1989.

Fig. 13.2 Trayectoria seguida por el tifón Tip. (Cortesía de US Navy.)

El caso del Vera fue interesante por lo diferente de sus reacciones frente al comportamiento esperado. Se formó en la estela del tifón Tip, creando inicialmente un sistema mal definido entre el 15 y el 17 de agosto, el cual desapareció casi completamente para volver a resurgir en los tres días siguientes. Empezó moviéndose hacia el oeste hasta el 22 de agosto, llegando a su máxima intensidad de viento en los 110 nudos; la presión media al nivel de la mar era 923 mb el día 21 de agosto. Posteriormente y después de seguir una trayectoria normal al WNW, recurvó de golpe sobre el Este del mar de la China, atravesando la isla de Okinawa al final del día 25. Se aceleró después y se dirigió al NE atravesando el norte de Corea del Sur, de forma que un cinturón de vientos de fuerza 9-10 del S-SW, inusualmente lejos del centro del tifón, produjo daños importantes a los barcos atracados en el puerto de Ulsan (puerto próximo a Seúl). Los problemas asociados a la previsión de este tifón se atribuyeron tanto a la dificultad en la identificación de la tormenta en las imágenes de satélite (durante varios días no se pudo evidenciar la

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verdadera circulación de los vientos), y la inesperada y fuerte influencia de una intensa vaguada monzónica en la alta atmósfera, que se extendió a través de todo el occidente del Pacífico norte en la mayor parte del mes de agosto. El segundo ejemplo es el del tifón Gay en 1989. Único debido a que aún con su pequeño tamaño, intensidad y lugar de formación, desafió a los predictores atravesando dos dársenas típicas de ciclones tropicales y entrando casi en una tercera. Inicialmente se formó en el golfo de Tailandia el 1 de noviembre y se manifestó como el peor ciclón tropical que afectó a la península malaya en 35 años. Desde un punto de vista climatológico, ocasionalmente se puede dar el hecho de que un ciclón tropical entre en el golfo de Tailandia desde el sur del mar de China, pero no es usual tanto en su génesis como en su intensificación, que se dé en el mismo golfo, dado que se trata de una pequeña porción de mar rodeada en tres de sus costados por tierra. Menos de 24 horas después de su formación, el Gay se había intensificado hasta la cota de tifón. Durante este proceso se presentó una paradoja a los predictores: mientras que las estimaciones de los satélites preveían su intensificación, los datos sinópticos en la zona de Malasia y Tailandia indicaban vientos débiles y presiones más altas. Los datos sinópticos fueron interpretados correctamente como indicadores del aumento de la subsidencia, debida a la intensificación de la tormenta tropical. De hecho, el ciclón golpeó directamente el buque prospector Seacrest, y lo hundió en medio de una mar confusa y olas de entre 11 y 14 metros; quedaron sólo 3 ó 4 supervivientes.

Fig. 13.3 Trayectoria seguida por el tifón Gay. (Cortesía de US Navy.)

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El Gay, atravesó el istmo de Kra con vientos de más de 100 nudos de intensidad, produciendo una cuantiosa mortandad. De hecho, en el momento de cruzar el istmo, se debilitó pero volvió a intensificarse en el momento en que entró en la bahía de Bengala. Alcanzó la intensidad de supertifón en la mañana del 8 de noviembre, al caer en su centro la presión hasta los 898 mb antes de llegar a la costa índica a unos 200 km. de distancia, al norte de Madrás, con vientos sostenidos de 140 nudos. Mantuvo su identidad a medida que atravesaba la India y estaba previsto que se intensificara a la altura de Bombay, pero finalmente se moderó poco antes de llegar a la costa opuesta. El mensaje obtenido de estos ejemplos es que cualquier operación de navegación desafortunadamente cercana a un evento que evoluciona rápidamente a ciclón tropical, debería de hacer un uso extensivo de la metodología de interpretación de los partes de tiempo, tanto para identificar cuán cercano está este sistema como cuál es el mejor rumbo para gobernar y evadir el tiempo más dañino. Incluso hoy en día, con cobertura satelital y aérea, es posible que los predictores sean sorprendidos con el pie en falso por los ciclones tropicales. Ello es debido tanto a fuentes poco fiables de medidas en superficie, la dificultad en la interpretación de las imágenes por satélite y el no reflejar éstas exactamente el comportamiento de la alta atmósfera. Estos problemas pueden también ocurrir cuando las perturbaciones se mueven a latitudes más altas. Hay a veces un vacío dentro del proceso de predicción entre este tipo de formas tropicales, es decir, entre los ciclones tropicales ya en desaparición y aquéllas circunstancias difícilmente predecibles, en las que se regeneran en forma de potentes depresiones extra tropicales. Éste es un complicado proceso que involucra en el juego a una parcela de aire muy húmedo y cálido, que se extiende a la alta atmósfera y es enviado a latitudes más altas por los ciclones tropicales. Dado que el sistema puede transferir energía a los sistemas de tiempo adyacentes, fácilmente puede dejar inservibles las predicciones disponibles. El huracán Lili en octubre de 1996 es otro ejemplo de este fenómeno, ya que los meteorólogos perdieron mucho tiempo intentando dar una explicación de por qué los modelos fallaron al describir la situación, ya que el ciclón no sólo no disminuyó su intensidad sino que volvió a nacer de una forma explosiva. De cualquier manera, toda embarcación que atraviese una zona afectada debe estar equipada de forma que pueda darse cuenta de que la última predicción está fallando y anticiparse a los hechos. La simple medida de la presión junto con la velocidad del viento y su dirección se pueden combinar con una correcta interpretación de que el tiempo se está comportando de una manera diferente (y en qué medida) a la que se ha predicho. El desafío en la utilización de medidas de a bordo para anticipar los cambios espontáneos, lejos de tierra firme, se añade a la dificultad de predecir también el rápido desarrollo de bajas secundarias; ello es particularmente cierto en el caso de la ciclogénesis, en el caso de la ciclogénesis en el Atlántico norte central y el Pacífico norte. Comparativamente, el mismo proceso en el golfo de México y a la altura de la frontera occidental de los Estados Unidos, donde el número de observaciones es superior, permite a los predictores disponer de una información más fiable.

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Fig. 13.4. La influencia, año tras año, de la temperatura superficial de las aguas del Pacífico, sobre la circulación de la corriente en chorro, ha sido aducida como posible explicación de los diferentes tiempos invernales sobre Norteamérica: a) dos malos inviernos, b) invierno suave.(Fuente: Watching the World’s Weather., Burroughs W. J., Cambridge University Press., 1991.)

13.1.1 La regata de Fastnet En este apartado se comentará el caso de la depresión que golpeó la zona SW de las islas británicas los días 13 y 14 de agosto de 1979 afectando la Fastnet Ocean Race, e involucrando a más de 300 yates y 3.000 tripulantes.

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La situación meteorológica que se desarrolló en aquella ocasión se denominó la Fastnet storm, los datos apuntan a 15 tripulantes muertos y 24 buques hundidos o abandonados; de los 303 que partieron de Cowes, sólo terminaron la regata 85 en Plymouth. Una o más personas, cayeron al agua desde hasta 51 yates y en total 136 de ellas fueron rescatadas por helicópteros o buques26. La tormenta se inició como una somera depresión secundaria que se desarrolló al oeste de Terranova el día 12 de agosto y rápidamente atravesó el Atlántico sin profundizarse apreciablemente; pero a medida que se aproximaba al SW de Irlanda, durante la tarde del día 13 de agosto, se desarrolló explosivamente en una zona virtualmente desnuda de observaciones. En la medianoche se alcanzaron vientos de fuerza 11 en el mar céltico y un buen número de estaciones meteorológicas de la región midieron los vientos más fuertes nunca registrados en un mes de Agosto. En aquellos momentos, los competidores de la Fastnet Race fueron desviados desde Cornualles hasta Fastnet Rock, donde muchos de ellos fueron atrapados por la furia de la tormenta. Las predicciones disponibles habían acertado la trayectoria recorrida a través del Atlántico, pero no el rápido desarrollo sufrido a medida que se aproximaba al SW de Irlanda. Este hecho es altamente sorprendente, porque las tormentas con este grado de desarrollo son raras durante el mes de agosto. Y aunque los modelos numéricos estuviesen menos desarrollados en el año 1979, un error fue que no se dio el primer aviso de temporal hasta las 15:05 del día 13 de agosto después de las noticias de la BBC Radio, añadiéndose al parte de predicción marítima, a las 17:50. En aquellos momentos las tripulaciones de la regata habían observado una caída durante varias horas del barómetro. El primer aviso de fuerza 9 fue emitido por parte del UK Meteorological Office a las 18:05, posteriormente a las 18:30 y en la previsión marítima de las 00:15 del día 14 de agosto. Los avisos apuntaban a fuerza 10 localmente, en las zonas de Sole, Fastnet y Shannon. Según declaraciones del Capitán Edward Heath del equipo British iral’s Cup a bordo del Morning Cloud, se registraron ráfagas de más de 60 nudos. La razón de describir estos hechos en detalle es para subrayar cómo la combinación de predicciones limitadas, tiempo excepcionalmente duro y embarcaciones obligadas a realizar un rumbo determinado, pueden suponer consecuencias trágicas. En estas circunstancias, sólo se presentaban dos opciones a los competidores, la primera capear el temporal como se pueda y la segunda tomar una acción evasiva interpretando las indicaciones de los instrumentos de a bordo para deducir los últimos indicios y gobernar lejos del centro de acción del peor tiempo. En la tormenta de Fastnet, los yates que no se vieron sorprendidos por la derrota de los vientos más intensos, se dispersaron buscando aguas abrigadas y puerto al sur de Irlanda, Cornualles y el oeste de Gales. 13.1.2 Las bajas polares Otro ejemplo de sistemas de tiempo peligrosos que se puedan desarrollar rápidamente y que están fuera de las zonas más monitorizadas, y por tanto hay pocas posibilidades de alertar, son las bajas 26

Pedgely (1997).

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polares. Éstas pueden alcanzar desde cien a varios centenares de kilómetros de anchura y aún en estado primigenio, ya presentan un ojo central claramente definido alrededor del cual se organiza la circulación de vientos de hasta 60 nudos, aunque la diferencia de presión hasta el exterior del sistema sea de sólo 5 mb. Son condiciones que conllevan nieve y visibilidad casi nula, y extremadamente peligrosas para la navegación. Pero dado que su tamaño es un poco más grande que las ventanas de las redes de predicción numéricas globales, son extremadamente difíciles de predecir con exactitud. Sólo la irrupción de modelos de área más reducida, para predicciones a más corto plazo, pueden permitir tomar el pulso a estos sistemas de tiempo. El problema reside en la ausencia de datos observacionales, ya que el buen funcionamiento de las predicciones se basa más en la certeza de las observaciones que no la fiabilidad de los propios modelos. De manera que una vez más estos sistemas de tiempo representan otro ejemplo donde no hay otra solución que mantener una estrecha observación de las condiciones reinantes cuando se navega por altas latitudes; sobretodo cuando la temperatura del aire está descendiendo por debajo de la temperatura del agua y se produce una vigorosa convección en las proximidades. Las bajas polares no son sólo una amenaza en las aguas polares, sino que pueden además desarrollarse en fuertes flujos de aire ártico moviéndose hacia latitudes más bajas. Concretamente estas condiciones ocurren en el Mar del Norte y el Mar Báltico, especialmente al final del invierno y a principios de primavera. Un buen ejemplo de sistemas de este tipo fue el desarrollado a finales del mes de marzo de 1985. El 28 de marzo se podían observar una serie de nubes convectivas inocuas, desplazándose suavemente desde el sur de Islandia al oeste de Dinamarca, sin anunciar su amenazante transición. En seis horas se desarrollaron en forma de una pequeña depresión que pasó barriendo Dinamarca hacia el Báltico. A su paso por Copenhague, el récord barométrico parecía el de un ciclón tropical y aunque la caída de la presión fue pequeña, se produjeron fuertes vientos de intensidad tormentosa, truenos y rayos, nieve espesa y visibilidad casi nula. Que esta perturbación no fuera prevista y se moviera con tanta celeridad, nos demuestra que no hay una posible acción para evitar este tipo de tiempo.

Fig. 13.5 La traza del barógrafo del aeropuerto de Kastrup (Copenhague), muestra el paso de la baja polar del 29 de marzo del 1985. (Cortesía de la Royal Meteorological Society.)

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El mensaje que se extrae es que no hay otra opción que mantener una estrecha vigilancia sobre el tiempo, cuando éste es susceptible de generar repentinas tormentas, incluso en áreas tan protegidas como en el Skagerrak. Otro punto donde pueden darse depresiones a pequeña escala y repentinamente es en el Mediterráneo. A menudo en la dársena occidental alrededor del golfo de Génova, aunque también se generan más al este; tienen tanto semejanzas con los ciclones tropicales, como con las bajas polares. Aúnan el hecho de combinar una vigorosa actividad convectiva, una organizada circulación, pero una relativa pequeña caída de la presión central. Esto significa que son susceptibles de ser perdidas por los modelos de predicción numéricos y por tanto verse muy obstaculizada su predicción, aunque una vigilancia constante en la zona permita detectarlas.

13.2 Las predicciones a medio plazo El progreso en la predicción de los modelos numéricos ha tenido sus beneficios más notables, en términos de mejora de predicciones, al pasar de 2 a 6 días de predicción. Estas mejoras las pueden aprovechar los servicios de asesoramiento de derrotas y demás prestaciones relacionadas con estos. El punto primordial en la mayoría de esta predicciones es que los patrones de circulación deben tener en cuenta los factores físicos estáticos y los móviles. Es decir, que interesa tanto la predicción a grandes rasgos, que refleja la trayectoria futura de las grandes depresiones, así como el tiempo que tardan en generarse y desarrollarse, pero también la situación y movimiento de los anticiclones. No es tan importante, en cambio, que la posición predicha de un sistema dado se retrase o avance en unas horas, ya que los patrones de predicción abarcan de cinco a más días.27 Por ejemplo, no predecir correctamente un cambio en las trayectorias de una serie de bajas es más grave que no saber el momento exacto del nacimiento y oclusión de una baja, porque la perspectiva de un viaje largo, como de San Francisco a Yokohama en invierno, junto con una predicción que anticipe la existencia de un conjunto de bajas por una derrota septentrional, induce al navegante a programar una derrota más meridional para evitarlas, y un error en la predicción de la derrota de las bajas conduce a una situación de rumbos de colisión entre las bajas previstas y el propio buque. En cambio, se pueden deducir cambios en las predicciones a medio plazo cuando se producen variaciones significativas en los patrones de circulación al nivel de los 500 mb. La habilidad de saber interpretar estos primeros cambios y pequeñas modificaciones proporciona las primeras claves que alerten al navegante, de situaciones que afecten de manera importante la derrota de un buque. Si estos indicios son captados demasiado tarde para permitir a los capitanes o patrones modificar una derrota ya iniciada, sí que permiten a los fletadores y cargadores predecir la posibilidad de un retraso e incluso daño en las mercancías que necesiten una entrega urgente. Si asumimos esta limitación en las predicciones, podemos tomar decisiones acertadas en operaciones de duración media como remolques de baja velocidad (de 3 a 5 días), más que las predicciones a corto plazo. Posteriormente y dados los beneficios que se obtienen de una predicción cuidadosa, no debe 27

De hecho, se obvian las predicciones más allá de este período, por ser improbables.

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sorprender que muchos operadores dispongan de interpretadores del tiempo dentro de su personal, que pueden discutir los pronósticos a los predictores sin superponerse a la ciencia en sí. De hecho, el predictor meteorológico es quien debe considerar las consecuencias del flujo en los 500 mb. y posteriormente discutir con el personal con conocimientos náuticos, los puntos más específicos de una derrota dada.

13.3 Las predicciones estacionales La ciencia de la predicción estacional se halla hoy en día en una etapa de desarrollo inicial. Aunque hay que decir que se ha utilizado de una manera práctica, sobretodo en el campo marítimo, se trata de una técnica incipiente en torno a la cual se está trabajando mucho. Los resultados de estos trabajos se van publicando de vez en cuando sobretodo cuando hay consecuencias sociales, como por ejemplo los episodios del ENSO, en los que están interesadas las industrias marinas, en previsión de la aparición de ciclones tropicales o de un cambio en las corrientes superficiales, que puedan afectar a las actividades pesqueras. Las predicciones estacionales descansan en la posibilidad de identificar nexos estadísticos entre patrones meteorológicos a largo plazo y componentes lentamente variables del sistema climático global. A la luz de los análisis, es posible estudiar el progreso realizado y evaluar si tiene algún provecho para la industria marítima, los departamentos de planificación de las navieras o la industria del seguro deben realizar un gran trabajo porque aparte de las limitaciones de la predicción en sí, es un punto de incidencia de la opinión pública. La esencia de la interpretación de las predicciones estacionales es la comprensión de cómo los diferentes factores influyentes se interpretan para preparar una previsión. El número de factores utilizados, la contribución que cada uno de ellos hace a la predicción y cuán fiable es cada uno de los mismos en el proceso de relación con los futuros patrones del tiempo; todo ello configura el análisis. Se trata, por tanto, de una tarea raramente fácil, ya que los nexos son complejos y los meteorólogos se inclinan a utilizar una variedad de predicciones superpuestas, para reforzar sus esfuerzos. Por esta razón, es mejor considerar un ejemplo de estas predicciones y, en este sentido, los trabajos realizados por William Gray sobre los ciclones en la vertiente atlántica, proporcionan un buen ejemplo de los desafíos analíticos ante los que se enfrenta el meteorólogo, de interés para varias industrias marinas. 13.3.1 Las previsiones de Gray Las previsiones de Gray utilizan un conjunto de 17 indicios para predecir 9 parámetros incluyendo el número de tormentas tropicales, huracanes y huracanes intensos; además del número de días de cada una de estas categorías juntas, con dos medidas de: - Potencial destructor. - Actividad general neta de los ciclones tropicales. Muchos de los indicios y parámetros de previsión están estrechamente relacionados y sólo algunos de ellos se utilizan para determinar los parámetros específicos de previsión.

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Típicamente el numero va de 5 a 6 (en la cuenca Caribeña), y cuando los valores observados para cada año, desde 1950 a 1995, se utilizan para realizar predicciones retrospectivas (hindcasts), esta selección puede explicar entre un 53 y 68% de la variación en las diferentes medidas de la actividad ciclónica en estos años. Los factores predictores, más típicamente usados, son: - La QBO (oscilación quasi bienal). - La anomalía pluviométrica en el golfo de Guinea entre agosto y octubre del año anterior. - Las anomalías de la temperatura superficial del Atlántico central y Pacífico centro ecuatorial. Las previsiones se emiten en el mes de diciembre, unos 8 meses antes del inicio de la temporada de huracanes, y entonces son actualizados al principio del mes de abril, junio y agosto. Proporcionan amplios detalles a los meteorólogos de las últimas predicciones, junto a la argumentación de cómo esta evidencia se ha utilizado para preparar la predicción para la temporada siguiente. De modo que cualquiera que tenga un interés en la actividad Atlántica puede seguir la estela de evolución de cómo se desarrollan los indicios y formar su propia opinión sobre cómo se puede desarrollar la temporada, en función de los cambios de los indicios en los meses precedentes. Las predicciones de Gray no mostraron variación alguna hasta que en el mes de junio de 1997, empezaron a haber claros indicios de un rápido desarrollo de un fuerte capítulo del Niño. Incluso al principio del mes de agosto, Gray estaba convencido de que la alarma suscitada en el Pacífico no cancelaría el efecto de otros predictores y la temporada presentaría una actividad superior a la normal. En la práctica, tras un inicio bastante concurrido, con hasta cuatro tormentas relativamente pequeñas entre junio y julio, la temporada llegó a un cero casi absoluto, con sólo un huracán razonablemente intenso a mediados de septiembre (el Erika). El hecho de que cambiara a condiciones de la Niña en 1998, parece haber generado una inesperada y activa temporada y motiva que este tipo de predicciones exijan de una revisión más cuidadosa. Gray considera ahora que mientras lo espontáneo del episodio de 1997 y 1998 superó este tipo de predicción, en condiciones más normales esta técnica puede generar predicciones útiles. Pero la habilidad de anticipar cambios rápidos en el Pacífico con buen tiempo es un factor claramente dominante; y esto sugiere que las previsiones ENSO son la clave del progreso en este campo. La génesis del episodio de 1997 presenta, en cambio, serias dudas sobre si las predicciones a largo plazo son una aproximación realista a la situación. Ya que si por ejemplo la actividad en el Pacífico occidental en la primavera de 1997 supuso el detonante del fenómeno, porque proporcionó un gran impulso de agua caliente hacia el este, entonces la predicción a más largo plazo queda en entredicho. Modelar la combinación de atmósfera y océano en el Pacífico hasta un año de anticipación deja de ser una aproximación realista; en lugar de esto, si los incidentes son producidos por los desarrollos de tiempo que no pueden ser predichos más que unos días por delante, las predicciones estacionales deben confiar en medidas in situ en el océano, que mostrarán categóricamente si el Niño ha empezado o no. Lo que no significa que, cuando un episodio del ENSO, una vez en marcha, vaya acompañado de un patrón con consecuencias claramente previsibles; no pueda realizarse una previsión varios meses por

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delante. Todo ello supone un cúmulo de cuestiones fundamentales en apoyo de la visión histórica de que los océanos podrían ser tildados como un sistema moviéndose lentamente, que actúa como un gigantesco volante de inercia mientras se encuentra en un clima estable. Esta asunción de que el comportamiento de los océanos es más previsible ha sido más estudiada recientemente. Si los océanos implican unos cambios significativos en cortas escalas de tiempo, como es en el caso de la atmósfera y tienen que ser modelados con la misma cantidad de detalles que las predicciones a más largo plazo, resulta aún más difícil el trabajo de predicción realmente que lo que se suponía. Los estudios oceanográficos a gran escala muestran que los océanos exhiben movimientos turbulentos en cada escala, en todo momento y de cualquier profundidad. Lo que supone que el comportamiento del océano es tan caótico como el de la atmósfera, incluso aunque los episodios como el ENSO de 1997 tienen mucha inercia y una vez en movimiento influye en el tiempo muchos meses por delante. Todas estas suposiciones de que cualquier progreso en las predicciones sobre la probabilidad de que determinado tipo de tiempo estacional se base en el carácter más previsible de los océanos, sería una conclusión errónea. Aunque todo ello no interrumpirá la publicación de las predicciones hechas, un ejemplo de ello es el 28 trabajo publicado por un grupo del ECMWF , que da una visión muy correcta en este sentido. Dicha conclusión apoyaba el hecho de que en la configuración de una predicción fiable de un episodio de calentamiento, el centro de predicción estacional generó predicciones muy exactas de precipitación por encima y debajo de la media en todo el mundo hasta 6 meses por delante. Estos resultados, junto con una predicción exacta en los Estados Unidos en invierno de 1997-98 en toda Norteamérica, se manifestó como un factor de influencia dominante en el caso del supuesto del ENSO de 1997. La prueba real de todas las actividades de predicción estacionales llegará en el momento en el que no haya ningún hecho dramático en el Pacífico ecuatorial; si se consigue entonces una predicción con un año por delante, se habrá progresado. Mientras, deberemos examinar cuidadosamente el significado de cualquier predicción disponible, ya que sea cual sea su exactitud el hecho es que las consecuencias sobre los intereses marítimos son reales. Las predicciones a largo plazo que incluyen tanto atmósfera como océanos, nos llevan naturalmente a la cuestión del cambio climático, que de hecho es una consecuencia de todo lo que se ha hablado; pero la cantidad de factores que se tienen que considerar y la intrincada manera cómo interactúan unos y otros, son factores esenciales tanto en la interpretación de las previsiones estacionales como en el entendimiento de las previsiones de un cambio climático; que no obstante quedan fuera del alcance de este libro.

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Stockdale et altri (1998).

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14 Previsión del tiempo. Fuentes de datos (1) 14.1 Introducción 14.1.1 Estaciones observadoras La meteorología y oceanografía físicas son ciencias experimentales que requieren observaciones y mediciones precisas para lograr sus objetivos. Aun cuando hacen uso de la experiencia de campos de la ciencia relacionados, tales como la física y la química, o áreas de la tecnología e ingeniería, el medio ambiente oceánico impone requerimientos únicos en la instrumentación. Como consecuencia, el desarrollo y fabricación de instrumentación oceanográfica es ahora una actividad especializada. Las mediciones en la mar requieren una plataforma relativamente estable para transportar la instrumentación requerida. La plataforma puede estar en la superficie o en el fondo del mar, en el interior del océano o en el espacio. La elección de la plataforma adecuada depende de sus capacidades para obtener, en espacio y tiempo, dicha información. a) Buques Son los utilizados como componente del sistema de observación. Se incluyen los buques de investigación, militares, meteorológicos y mercantes (eminentemente los participantes en el VOS). a.1) Buques de investigación La investigación de los océanos se ha desarrollado a grandes pasos a partir del siglo XVII, en que los viajes a través de los mares se intensificaron gracias a los esfuerzos de los descubridores que, generalmente guiados por afán de conseguir riquezas o por pura pasión científica (Malaspina, Alcalá Galiano, Cayetano Valdés los hermanos de Juan o Cook), se aventuraron a otros países del planeta y aportaron los primeros conocimientos sobre este misterioso medio que representan los océanos. Las expediciones como las de la Descubierta o del Challenger que fue el primer esfuerzo con bases científicas para estudiar los mares del mundo, por lo que se preparó con mucho tiempo y gran minuciosidad, tomando las experiencias de dos expediciones anteriores, las que realizaron el Lighting

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y el Porcupine, que permitieron perfeccionar los nuevos métodos para el trabajo del Challenger, sin escatimar gastos, para lograr que la expedición tuviera todos los medios, tanto en personal como en equipo. La oceanografía ha ido evolucionando cada día más y los buques construidos para este fin han cambiado sus diseños de acuerdo con el tipo de investigación a que van dedicadas, ya que son diferentes las necesidades para oceanografía geológica que para investigaciones pesqueras; también se tiene que tener en cuenta si se trabaja en estuarios o lagunas, mares cerrados o bahías, en los mares tropicales o polares. Al igual que cualquier otro buque que se hace a la mar, los buques oceanográficos deben cumplir con el requerimiento de poder navegar con mal tiempo. El estado de la mar y las condiciones meteorológicas en la región de estudio definen entonces el tamaño mínimo del buque. El manejo de equipo pesado en alta mar, o la necesidad de acomodar un equipo científico mayor pueden incrementar su tamaño. La eslora de buques de investigación típicos oscila normalmente entre 50 y 80 metros y cuentan con un desplazamiento de 1.000 a 2.000 tm, con capacidad para acomodar entre 10 y 20 científicos. La mayoría de los buques de investigación tienen una autonomía de 20 a 25 días, lo cual les da un rango de 6.000 a 8.000 millas náuticas, suficientes para operar en alta mar a días de distancia de tierra firme29. Sólo las principales instituciones oceanográficas operan buques con capacidad de investigación en cualquier lugar del globo terrestre. Además de los aparatos de posicionamiento y ayuda a la navegación, suelen ir equipados con instrumentos de registro de la información durante la campaña de investigación, como son: sonar, radar, ecosondas, perfiladores y grabadoras, estaciones meteorológicas computarizadas, registradores continuos de salinidad y temperatura, fluorómetro, compresores de aire de alta capacidad y fiables ordenadores. Todo buque de investigación debe estar provisto de uno o varios laboratorios, con características especiales según el trabajo que desarrolle: físicos, químicos, geológicos, biológicos o pesqueros. Cuando los buques son grandes pueden realizar campañas largas y suelen llevar tres laboratorios de diseño versátil para atender diversos tipos de actividades científicas. Sería muy difícil contar con un buque de investigación en ciencias del mar que reuniera todas las condiciones para desarrollar estudios en sus diferentes ramas, ya que generalmente alguna de ellas domina; a veces las facilidades para estudios físico-químicos predominan sobre las que se necesitan para los estudios biológicos; sin embargo, las instituciones de los países desarrollados tienen embarcaciones que reúnen muchas de estas características o su diseño permite que se modifiquen según el trabajo que se realiza. España dispone de instalaciones y centros de investigacion terrestres, pero tambien cuenta actualmente con tres buques oceanográficos, gestionados por diversos organismos. El buque Garcia del Cid perteneciente al Consejo Superior de Investigaciones Cientificas (CSIC), está gestionado por un comité de coordinacion (CENCIMAR), y se destina a la realizacion de labores científicas y oceanográficas de alto nivel. Por su parte, el buque Hespérides (recientemente actualizado) es operado por la Armada Española y gestionado a traves de la Oficina de Ciencia y Tecnologia (OCYT). El

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Oceanographic instrumentation ( http://gaea.es.flinders.edu.au/~mattom/IntroOc/notes/lecture13.html ).

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Instituto Oceanografico Español cuenta con el buque Vizconde de Eza, botado recientemente, y cuenta con los últimos adelantos en equipamiento e infraestructura de gestion de datos30.

Fig. 14.1 Buque oceanográfico “Vizconde de Eza”

No obstante aunque son muchos los países que cuentan con buques de investigación, los grandes océanos de nuestro planeta encierran gran multitud de incógnitas, lo que hace que el número de buques destinados a realizar largas campañas de investigación resulte muy limitado. La operativa de los buques de investigación suele ser muy cara, en torno a 20.000 dólares por día31. Durante muchas décadas fueron las únicas plataformas disponibles para la colecta de datos en alta mar, y a pesar de que el uso de satélites y flotadores autónomos ha reducido su importancia, aún son una herramienta esencial en la investigación oceanográfica. Los buques son utilizados principalmente para estudios cuasi sinópticos de gran escala de las propiedades del océano y para el estudio de procesos específicos, tales como la mezcla a través de frentes, determinación del balance de calor de pequeñas regiones del océano, etc. b) Satélites La oceanografía es una ciencia en la que la adquisición de datos se basa en la observación de los mares y océanos. Hasta hace 30 años la única plataforma de observación de la que disponía el oceanógrafo eran los buques oceanográficos y, por tanto, la imagen del océano carecía de una dimensión sinóptica y de una resolución temporal que se ajustara al alcance espacial de los fenómenos oceanográficos y a la dinámica temporal en la que ocurren los procesos biológicos en el medio marino. En sistemas distribuidos espacialmente, el valor de la escala sinóptica de observación es esencial, de modo que la detección remota (Remote Sensing) hace posible caracterizar los ecosistemas con una precisión mucho mayor que los buques oceanográficos. Sin embargo, el previsible incremento de la observación remota no significa la desaparición de dichos buques. La importancia de las observaciones in situ se complementa con la cobertura espacial y temporal que ofrecen los satélites.

30

C. Masso, IEO. .Primeras imágenes de la botadura del nuevo buque del Instituto Oceanográfico Español.: Revista de Divulgación Científica (http://www.bornet.es/news/OCEANOGRAFIA/270300150242.shtml) 31 Los buques: (http://omega.ilce.edu.mx:3000/sites/ciencia/volumen2/ciencia3/067/htm/sec_13.htm

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Los satélites serán la mejor opción para disponer de visiones históricas de las variables climáticas en una región dada. Entre otras ventajas, la oceanografía espacial es más barata, rápida y sinóptica que la oceanografía clásica. b.1) Sensores utilizados en la observación remota del océano La utilidad de la observación remota para explorar la tierra y los océanos comenzó con la toma de fotografías aéreas en la primera guerra mundial. En los años 30 se levantaron los primeros mapas topográficos aéreos. En los 40, coincidiendo con la segunda guerra mundial, se descubrió el espectro infrarrojo, utilizado en fotografía aérea en los 50. En 1957 se lanza el primer satélite “Sputnik” y, ante las posibilidades que se abren a la ciencia, comienza el desarrollo de sensores y plataformas específicos para la observación de la atmósfera, tierra y océanos. En 1960 se lanza el primer satélite meteorológico, en los 70 se mide la clorofila mediante sensores aerotransportados, en 1978 se lanzan el Seasat (falló a los pocos meses), Tiros N, Nimbus 7, etc. La teledeteción oceanográfica se basa en la transmisión de energía electromagnética entre el océano y un sensor a bordo de un satélite o avión. Existen tres regiones desde las cuales podemos observar el océano: - Las longitudes de onda visibles. - Partes de la región infrarroja. - Las regiones de microondas, incluyendo el radar. b.2) Sensores básicos en oceanografía Los diversos tipos de sensores se agrupan dentro de una clasificación general en la que se hace distinción entre los que emiten una señal electromagnética y los que no: a)

Los sensores activos son los que emiten una señal electromagnética y la reciben reflejada; son los instrumentos de tipo radar y su uso es extensivo en altimetría, rugosidad, batimetría, etc. La mayoría de los sensores activos trabajan en frecuencias de microondas, aunque actualmente también existen sensores láser aerotransportados (LIDAR).

b) Los sensores pasivos son los que reciben una señal de la tierra en forma de luz visible (por tanto sólo pueden trabajar de día y cuando el sol no está muy inclinado sobre el horizonte) o en forma de radiación (en las bandas infrarroja y microondas del espectro). Los sensores pasivos incluyen los térmicos y los visibles (temperatura de la superficie del mar, clorofila, etc.). A continuación se señalan los diversos tipos de sensores: a) Radiómetros térmicos Uno de los primeros objetivos acometidos por este sensor fue elaborar mapas globales de una distribución de temperaturas e identificar en ellos variaciones anómalas del clima, como el fenómeno de el Niño en el Pacífico. Estos sensores también nos dan información precisa sobre fenómenos a una escala menor (mesoescala), como los frentes térmicos que pueden ser usados por las flotas pesqueras para localizar zonas favorables a la concentración de ciertas especies

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como los túnidos, o los giros oceánicos que resultan en un océano no homogéneo y ayudan a redistribuir calor y plancton. b) Radiómetros de color Muestran variaciones de color que son debidas a concentraciones variables de fitoplancton, seston y otros componentes, cada uno con propiedades diferentes de absorción y reflexión en diferentes regiones del espectro visible. Los oceanógrafos han elaborado combinaciones matemáticas de varias de estas bandas para obtener una estimación del contenido de clorofila y, por lo tanto, de la biomasa de fitoplancton. Los sensores de color pueden mostrar procesos dinámicos de mesoescala similares a los observados con sensores térmicos. En escalas de cuencas oceánicas han sido utilizados para detectar la variación de la biomasa de fitoplancton temporal y espacialmente. A resoluciones espaciales mucho más finas, sólo alcanzables con satélites de baja altitud o aviones, los datos de estos sensores permiten observar, en estuarios y regiones costeras, fenómenos como mareas rojas o dispersión de contaminantes por plumas fluviales. c)

Radares de apertura sintética (SAR) Proporcionan imágenes relacionadas con la rugosidad de la superficie marina. Estas imágenes nos informan sobre la distribución de olas y su reflexión y refracción costera, la batimetría de regiones someras y la presencia de ondas internas. Entre otras materias de investigación, estos sensores son utilizados para investigar la evolución de manchas de petróleo o de otras sustancias de reflexión baja al radar.

d) Altímetros Miden la altura del nivel del mar en función del tiempo de retorno de un pulso de radar enviado verticalmente desde el sensor al océano. Estos sensores no generan imágenes sino medidas lineales, pero la composición de varios pases sucesivos permite observar la topografía de la superficie marina sobre cuencas oceánicas, la cual puede ser interpretada en términos de circulación. Además del tiempo de retorno, el sensor puede medir cambios en la magnitud, forma y frecuencia del pulso emitido desde el satélite, y una de estas variaciones (la forma del pulso reflejado) es utilizada operacionalmente para estimar la altura de las olas. b.3) Cobertura espacial y resolución La mayoría de los satélites siguen órbitas inclinadas: las órbitas elípticas están inclinadas respecto al ecuador. El grado de inclinación determina la distancia a la que, desde el ecuador, un satélite puede ver la Tierra. Las inclinaciones típicas son cercanas a 60°, de tal forma que el satélite cubre una región de 60°N a 60°S. Los satélites cubren esta región frecuentemente, completando una órbita alrededor de la Tierra en cerca de 50 minutos32. Algunos satélites tienen una inclinación cercana a 90° y por tanto pueden ver ambos polos; su trayectoria traza órbitas polares. La altura típica de los satélites en órbitas polares o inclinadas es de 800 km.

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Introducción al uso de la teledetección en oceanografía ( http://www.seriestemporales.net ).

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El tercer y último grupo es el de los satélites geoestacionarios. Estos satélites orbitan la Tierra a la misma velocidad con la que la Tierra rota alrededor de su eje y son, por tanto, estacionarios con respecto a la Tierra. Esta situación sólo es posible si el satélite está sobre el ecuador a una altura de 35.800 km, distancia mucho mayor que la de los otros satélites. Los satélites geoestacionarios, por consiguiente, no pueden ver los polos. La selección de un satélite como plataforma incluye la selección del sensor y la órbita adecuados. Un sensor para estudiar las capas de hielo en los polos no consigue mucho si está en un satélite geoestacionario; un sensor para la medición de la cobertura de nubes con el fin de realizar predicciones del clima no se coloca en una órbita polar. b.4) Obtención de variables y limitaciones A pesar de la gran cantidad de sensores y plataformas que han sido lanzados en estas dos últimas décadas, la observación remota del océano sólo es capaz de medir básicamente cuatro propiedades del mar: - Temperatura en la superficie. - Color de las aguas cercanas a la superficie. - Rugosidad del océano (en pequeñas escalas de longitud). - Pendiente del océano promediada sobre decenas de kilómetros. A partir de estas cuatro medidas primarias es posible derivar otras propiedades del océano. Por ejemplo, utilizando las bandas apropiadas en el espectro visible, es posible estimar el contenido de clorofila y de ahí la producción primaria. Mediante la altimetría se pueden medir pendientes y deducir la dirección de las corrientes y su velocidad. La rugosidad puede ser convertida en velocidad del viento, etc.

Fig. 14.2 Distribución de la dirección y temperatura del viento a diversas alturas

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Fig. 14.3 Mapa de distribución de la corriente

Entre otras limitaciones, no es posible determinar la salinidad, ni otros compuestos químicos esenciales (nutrientes, por ejemplo). La profundidad es una limitación severa a la teledetección y no es posible hacer grandes deducciones sobre los cambios en las propiedades del agua con la profundidad. Afortunadamente algunas de estas restricciones a la observación remota se están resolviendo en estos últimos años. c) Flotadores y boyas c.1) Sistemas a la deriva En el sentido estricto de la palabra, un flotador es un término genérico para “cualquier cosa que no se hunde en el lecho marino”. Una boya de deriva, por otra parte, es una plataforma diseñada para moverse con la corriente oceánica, que incorpora un dispositivo de flotación. Estas plataformas se utilizan principalmente en regiones alejadas tales como el océano Austral y en las partes centrales de las grandes cuencas oceánicas a las que raramente llegan los buques de investigación y donde es difícil y costoso colocar un anclaje. Las boyas de deriva superficiales disponen de una superestructura encima del flotador para facilitar el anclaje de los equipos meteorológicos y transmitir datos vía satélite. Las boyas que recogen parámetros oceanográficos tienen una extensión inferior para situar los equipos de medición debajo del flotador. Para evitar que sean arrastradas fuera del campo de interés por los fuertes vientos, las boyas disponen de un “sistema de arrastre” a una cierta profundidad. Si se diseñan para dar información sobre las características sub superficiales del océano, los sensores adicionales se colocan

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entre el flotador superficial y el peso muerto. El rango de profundidad de las boyas superficiales generalmente se limita a menos de 100 m. Los flotadores utilizados en las boyas de deriva sub superficiales se diseñan para tener flotabilidad a una profundidad de interés. Estas boyas se han utilizado para seguir corrientes oceánicas a varias profundidades, desde algunos cientos de metros hasta profundidades por debajo de 1.000 m. El primero de tales flotadores transmitió sus datos acústicamente a través del océano a las estaciones de recepción costeras. Estos flotadores se pueden utilizar solamente en profundidades cercanas a los 1.000 m como máximo. Los flotadores modernos permanecen hundidos durante varias semanas y suben a la superficie durante un periodo muy breve para transmitir sus datos a un satélite y regresar a su profundidad asignada. Estos flotadores se pueden, por lo tanto, programar para cualquier profundidad y pueden también obtener temperatura y datos de la salinidad durante su ascenso a la superficie. c.2) Sistemas fijos Las boyas fijas de superficie proporcionan una plataforma para los equipos meteorológicos que observan la variación de la capa superior del océano, interacciones aire-mar y variables útiles para la predicción meteorológica. La telemetría en tiempo real es posible desde situaciones oceánicas remotas mediante comunicaciones vía satélite. Normalmente estas boyas tienen una vida útil menor que las boyas fijas de sub superficie debido a su uso mecánico, corrosión, accidentes con buques o vandalismo. El grupo de boyas fijas del programa Tropical Atmosphere Ocean (TAO), desplegadas en el Pacífico ecuatorial, proporciona un ejemplo a gran escala de la serie de boyas fijas en superficie.

Fig. 14.4 Boya fija de superficie

Por su parte, las boyas fijas de sub superficie presentan una situación, diseño e instrumentación dependiendo del propósito científico a que están dirigidas. Por ejemplo, las boyas de sub superficie se

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utilizan normalmente para el estudio de la circulación en aguas profundas e intermedias33. En el programa de la WCRP World Ocean Circulation Experiment (WOCE), las series de boyas fijas han determinado el flujo de corriente en ciertos puntos de la circulación general. Las boyas fijas de sub superficie también pueden utilizarse en lugar de las boyas fijas de superficie en aquellos lugares donde las condiciones ambientales sean demasiado duras para la supervivencia de una boya fija en superficie; por ejemplo en latitudes polares donde las masas de hielos pueden resultar un problema, en regiones de extrema altura de ola o cerca de fuertes corrientes en superficie, etc. De forma similar, el uso de boyas de sub superficie en el fondo del océano puede ser preferido para minimizar el daño potencial del vandalismo, o por ejemplo el causado por flotas pesqueras. Las boyas fijas de sub superficie tienen normalmente una vida útil de más de dos años en el fondo del océano. En España, el sistema permanente de observación marina de puertos del estado está constituido por diversas redes estables de medida, como la Red exterior34, Red costera, Red de mareógrafos, Red de estaciones meteorológicas portuarias y Red de radares de oleaje. d) Sumergibles Los sumergibles no son una plataforma de trabajo frecuentemente utilizada en oceanografía física, sin embargo es probable que esta situación cambie en los próximos años. Se pueden distinguir tres tipos básicos: sumergibles tripulados, sumergibles controlados remotamente y sumergibles autónomos. •

Sumergibles tripulados se usan en geología marina para la exploración del fondo del lecho marino y ocasionalmente en biología marina para estudiar los ecosistemas del lecho marino. Estos no representan una herramienta para la oceanografía física.

•

Sumergibles controlados remotamente son utilizados comúnmente en alta mar por la industria petrolífera y de gas, y para recuperar registradores de vuelos de aviones que caen al océano. En el campo de la ciencia, encuentran usos similares al de los sumergibles tripulados; sin embargo, de nuevo no representan una herramienta para la oceanografía física.

•

Sumergibles autónomos son vehículos que pueden programarse para seguir un camino predeterminado bajo el agua. Tales vehículos poseen un gran potencial para la oceanografía física. Algunas importantes instituciones de investigación oceanográficas desarrollan vehículos para llevar instrumentación y examinar una área del océano mediante repetidas inmersiones y emersiones a lo largo de rutas de un lado a otro de la región oceánica y transmitiendo los datos recopilados vía satélite cuando están en la superficie. Sin embargo, pasará algún tiempo antes que estos vehículos se popularicen. A la larga, los sumergibles autónomos reducirán, en gran medida, el requerimiento de buques de investigación para la vigilancia del océano.

33

The Ocean Observing System Development , 1995 - The Scientific Design for the Common Module of the Global Ocean Observing System and the Global Climate Observing System: An Ocean Observing System for Climate 34 Formada por boyas complejas de varios tipos que portan diversos sensores oceanográficos y meteorológicos. Las boyas transmiten cada hora vía satélite Inmarsat-C los datos registrados al centro de control en Madrid. El objetivo de esta red es proporcionar información marina de las diferentes áreas costeras (I-XVI) con un número limitado de boyas situadas en aguas profundas (>200 m).

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e) Vehículos remolcados Los vehículos remolcados se usan desde los buques de investigación para estudiar los procesos oceánicos que requieren alta resolución espacial, tales como la mezcla en los frentes oceánicos y los procesos en el océano superior. La mayoría de los sistemas consisten en un cuerpo sumergido de forma hidrodinámica, un cable de arrastre electromecánico y un enrollador. El cuerpo sumergido se ajusta con un par de extensiones en forma de aleta, las cuales controlan su vuelo dentro del agua. Además del paquete de sensores de salinidad, incorpora sensores de presión, inclinación y balanceo que vigilan su comportamiento y controlan su navegación debajo de la superficie. Los datos se envían al sistema de control a bordo del buque mediante el cable conductor. El mismo cable se utiliza para enviar instrucciones al cuerpo sumergido a fin de alterar su rumbo. Un recorrido para este vehículo cubre un rango de profundidad entre 250 y 500 m, mientras es remolcado de 6 a 10 nudos y alcanza los 250 m de profundidad más o menos una vez cada 5 minutos. La instrumentación instalada a bordo recoge parámetros de la temperatura y la salinidad con una resolución horizontal de aproximadamente 1 km35. Un sistema alternativo de remolque es aquel que no emplea un cuerpo sumergido para llevar el paquete de sensores, sino que tiene sensores (por ejemplo termistores) construidos en el interior del cable de remolque a intervalos regulares. Puesto que la distancia entre los sensores es fija y los sensores permanecen a la misma profundidad, estas “cadenas de termistores” no ofrecen la misma resolución espacial como el sistema ondulante remolcado, por lo que raramente se utilizan en la actualidad. f) Plataformas de explotación de recursos Las instalaciones de extracción de gas e hidrocarburos del lecho marino presentan unas cualidades óptimas para la recogida de datos meteorológicos y oceanográficos. Por una parte son plataformas estáticas en un lugar bien definido y normalmente alejadas de la costa, dentro de la zona económica exclusiva36, y a su vez son lugares frecuentados por buques-tanque en sus viajes a puertos de descarga. Esta situación implica en ocasiones que la línea de costa, que es un claro límite físico para la obtención de variables climáticas, se vea potenciada por el tránsito de buques entre las plataformas de extracción y las terminales de petróleo de los puertos. El personal de dichas instalaciones puede realizar observaciones y recogida de datos de forma manual y automática, y disponer de instalaciones adecuadas para las comunicaciones con las estaciones costeras.

14.2 La teledetección Los satélites pueden “ver” gracias a los radiómetros que, como su nombre indica, son capaces de detectar la radiación electromagnética provinente de la Tierra, sea ésta reflejada o emitida por ella misma. La radiación que la superficie de la Tierra refleja se concentra en el espectro visible de la

35 36

Oceanographic instrumentation: http://gaea.es.flinders.edu.au/~mattom/IntroOc/notes/lecture13.html. Extensión de mar de 200’ en las que se pueden explotar los recursos costeros y litorales de un país.

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radiación, mientras que la propia emitida es principalmente del tipo infrarroja (IR). A ésta última se la denomina también emisión de cuerpo negro. La radiación electromagnética es el fenómeno que permite transmitir sin soporte físico, desde la fuente radiante y hacia cualquier dirección, en forma de superposición de campos electromagnéticos. Se puede medir la radiación en términos de potencia y su intensidad como la potencia sobre una determinada superficie. Gracias a que la radiación se propaga por el espacio, incide sobre la materia y la modifica, es posible la teledetección a través de sensores remotos, que captan la radiación y la transforman en intensidades eléctricas que luego pueden ser estudiadas y analizadas para obtener valores numéricos. 14.2.1 Los sensores remotos en los satélites Los sensores ubicados en los satélites meteorológicos, tanto polares como geoestacionarios, se llaman radiómetros y están fabricados especialmente para detectar radiación electromagnética en las bandas correspondientes a la luz visible (reflejada por el Sol) e infrarroja, que es la radiación natural emitida por la Tierra. Otra banda de absorción infrarroja es utilizada también en los geoestacionarios, para la detección del vapor de agua. En los dos primeros casos se trabaja con espectros de emisión y en el tercero con la zona del infrarrojo absorbida por el vapor de agua. Los canales 1 y 2 sensibles a la luz solar nos muestran su luz reflejada desde la Tierra. Son los apropiados para observar las nubes, los límites de los mares, continentes e islas. También el relieve del suelo, incluso de las zonas heladas. El canal 3 se encuentra entre el espacio espectral de la luz solar reflejada y la radiación de la Tierra. Es sensible a fuentes de calor extremas como el fuego. Los canales 4 y 5 miden la radiación de la Tierra. Permiten evaluar la temperatura terrestre y la observación de las nubes durante la noche. Los canales 2 (VIS) y 4 (IR) son los canales que transmiten en las pasadas durante el día y los canales 3 (mIR) y 4 (IR) en las pasadas nocturnas. Tabla 14.1 Canales espectrales de los radiómetros Radiómetro

Bandas

Canales

Resolución

METEOSAT

VISIBLE

Radiómetro Pasivo

IR

WEFAX HRI WEFAX HRI WEFAX HRI

10,5 km. 2,5 km 25 km 5 km 25 km 5 km

APT HRPT APT HRPT

4 km 1,1 km 4 km 1,1 km

TIROS (NOAA) AVHRR

VAPOR DE AGUA VISIBLE IR

Banda 1

Banda 2

Banda 3

Banda 4

Banda 5

0,4 A 1,1 µm (VIS)

5,7 A 7,1 µm (IR)

10,5 A 12,5 µm (VA)

_

_

0,58 a 0,68 µm (VIS)

0,72 a 1,10 µm (VIS)

3,55 a 3,93 µm (IR)

10,5 a 11,5 µm (IR)

11,5 a 12,5 µm (IR)

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Canal 1

de 0.58 - 0.68 µm

Canal 2

de 0.725 - 1.10 µm

Canal 3ª

1.58 - 1.64 µm

Canal 3

de 3.55 - 3.93 µm

Canal 4

de 10.3 - 11.3 µm

Canal 5

de 11.5 - 12.5 µm

luz visible - nubes diurnas - cartografía de la superficie rojo final de la luz visible e infrarrojo cercano delimitación de la superficie de las aguas superficiales, hielos y fusión de nieve nieve/discriminación del hielo (AVHRR a partir del NOAA 15, NOAA K, L y M) infrarrojo medio - temperatura de la superficie del mar cartografía de las nubes por la noche infrarrojo medio - temperatura de la superficie del mar cartografía de las nubes por la noche infrarrojo medio - temperatura de la superficie del mar cartografía de las nubes por la noche

Después del burst (disparo) de sincronización para el canal A, unos 11.5 ms a lo largo hasta la siguiente marca, se representa el espacio libre de radiación para la región espectral seleccionada. Cuando las fotografías son transmitidas en modo negativo (brillo=frío=baja radiación), este marcador es claro para los canales IR y oscuro para los canales visibles 1 y 2. La columna es interrumpida por marcas cada minuto. En el otro lado de la fotografía, se dibujará una columna con campos de ocho líneas cada uno. Estos campos representan los datos de la telemetría.

14.3 Los satélites meteorológicos 14.3.1 Introducción histórica Los satélites meteorológicos se han convertido en una de las herramientas más prácticas que ha producido la tecnología espacial para la predicción del tiempo desde que empezaron a lanzarse en abril de 1960. Podemos afirmar con gran satisfacción que la comunidad meteorológica fue de las primeras que se dio cuenta de las enormes posibilidades que le ofrecían los satélites. En efecto, si el primer satélite artificial se puso en orbita en 1957, en 1959 el satélite Explorer 8, fue el primero que llevó un instrumento para la observación de la atmósfera desde el espacio a través de un radiómetro global (ERBE). Posteriormente el primer satélite meteorológico de los Estados Unidos de América, el TIROS 1 (Televisión and Infrared Observation Satellite), circulaba alrededor de la Tierra en abril de 1960. Superada la fase experimental en 1966, los satélites de la serie TIROS cambiaron su denominación por ESSA (Environmental Science istration), siendo substituidos más tarde por una versión mucho mas mejorada: ITOS (Improved Tiros Operational Satellite). Los EE.UU, además de desarrollar el programa de satélites meteorológicos de la serie TIROS, crearon los satélites NIMBUS, que fueron una serie más avanzada. En 1972 aparece una nueva serie de vehículos meteorológicos: los satélites ERTS (Earth Resources Technology Satellite) con la finalidad de localizar recursos naturales, yacimientos, minerales, campos petrolíferos o bancos de pesca.

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En cuanto a los satélites meteorológicos de la antigua Unión Soviética, el primero fue el COSMOS 122 lanzado en junio de 1966 aunque ya otros COSMOS anteriores, por ejemplo el COSMOS 14 lanzado en abril de 1963, tuviesen alguna experiencia meteorológica. Si se toma la lista de satélites de la antigua URSS, llama la atención que los satélites sean de las pocas series con personalidad, al tener nombre específico METEOR, puesto que la mayoría están englobados en la denominación genérica COSMOS. En poco más de 20 años se han puesto en órbita con éxito alrededor de 100 satélites meteorológicos y cabe preguntarse si el enorme esfuerzo que ello representa ha valido la pena. Se piensa que sí, aunque bien es verdad que las posibilidades que ofrecen los satélites meteorológicos superan en gran medida la capacidad de asimilación de muchos países. La utilización de todas la posibilidades que brindan estos satélites exige unas inversiones importantes en instalaciones y equipos, un mantenimiento costoso y cualificado, y un personal bien instruido y bien formado. Por ello pocos países han alcanzado un alto nivel en el uso de los satélites meteorológicos. De todas formas, con personal adecuado y equipos más sencillos, pueden también realizarse aplicaciones muy útiles y tanto más valiosas cuanto peor sea la infraestructura meteorológica del país que se trate. No debe creerse, sin embargo, que los satélites meteorológicos pueden reemplazar a otros procedimientos más convencionales; vienen a complementarlos y mejorarlos pero no a sustituirlos. Los satélites meteorológicos están manejados por muy pocos países y son además muy vulnerables, por lo que en una situación conflictiva es posible que no pudiesen ser utilizados como en la actualidad. Desde que el TIROS 1 se colocó por encima de la tenue envoltura gaseosa de nuestro planeta y comenzó a transmitir fotografías en visible e infrarrojo hasta hoy, el avance puede calificarse de espectacular. Actualmente, varios satélites meteorológicos desarrollan continuamente misiones como observatorios complejísimos y como centrales de comunicaciones. Aparte de la obtención de transmisión de fotografías, que es la aplicación más conocida de los satélites meteorológicos, las aplicaciones cuantitativas cobran cada vez más importancia ya que permitirán mejorar paulatinamente la cantidad y calidad de los datos que se utilizan en meteorología para analizar y predecir los fenómenos meteorológicos a distintas escalas y, como consecuencia, podrán producirse mejoras en los distintos campos de aplicación meteorológica: pesca, agricultura, recursos hidráulicos, etc. La información suministrada por los satélites meteorológicos es de valor especial en regiones de escasa cobertura convencional, como los trópicos y el hemisferio sur. Entre las aplicaciones cuantitativas, aparte de la obtención y transmisión de fotografías, que es la aplicación más conocida, figuran las siguientes: a) Atmósfera • • • • • •

Distribución de la temperatura con la presión. Componentes variables y contaminantes. Balance de radiación en la cima de la atmósfera. Viento a distintos niveles. Distribución de las nubes y su estructura. Altura y temperatura de la cima de las nubes.

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• • •

Fases del agua de la capa superior de la nube. Contenido total de agua en las nubes. Zonas de precipitación y su intensidad aproximada.

b) Superficie • • • • • • • • •

Temperatura de superficie (mar y tierra). Localización de corrientes oceánicas superficiales. Oleaje. Hielos marinos. Zonas contaminadas sobre los océanos. Humedad del suelo. Distribución de la capa de nieve. Características del suelo y de la vegetación Zonas de fusión de la nieve y el hielo.

c)Comunicaciones • • •

Recolección automática de datos de globos, boyas y estaciones automáticas. Transmisión de datos obtenidos por el propio satélite. Recepción y transmisión de datos meteorológicos de distinto nivel.

Los primeros satélites iban equipados con un registrador magnético que almacenaba toda la información recogida durante la órbita de reconocimiento. Al pasar por la vertical de una estación de adquisición de telemetría, el satélite transmitía, a alta velocidad, todas las imágenes almacenadas. A partir de 1963, la NASA, con el lanzamiento del TIROS-8 , puso en servicio un nuevo sistema de transmisión: el sistema APT (Automatic Picture Transmisión). Este sistema, perfeccionado con el NIMBUS-1 (1964) y el ESSA-2 (1966), permite a cualquier estación de tierra recibir la comunicación del satélite meteorológico mientras la sobrevuela o bien recorre alguna órbita adyacente. Las imágenes recibidas corresponden a la zona (nadir) que está sobrevolando. De esta forma, se consigue un a estos satélites, sin depender de las estaciones de seguimiento de la NASA. El equipo necesario es mucho más simple y económico y permite que los organismos meteorológicos e instituciones educativas de muchos países hayan montado servicios de seguimiento de satélites con excelentes resultados. En la actualidad todos los meteorólogos europeos pueden observar con precisión las depresiones y la evolución de los frentes que generalmente se forman en el Atlántico y se van desplazando hacia el este, en dirección a Europa. El esfuerzo económico que efectúan los gobiernos en el mantenimiento y actualización de los sistemas de teledetección es compensado por la mayor rapidez y exactitud de los datos, que en las anteriores observaciones convencionales se obtenían a partir de barcos científicos. 14.3.2 Sistemas de transmisión de datos Existen cuatro diferentes sistemas de transmisión de imágenes meteorológicas desde satélites. Para los satélites polares tenemos APT y HRPT y para los satélites geoestacionarios WEFAX y GVAR. Para

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recibirlos en cada caso se necesita una antena, un conversor de frecuencia (sólo para WEFAX, HRPT y GVAR), un receptor, un equipo demodulador o interfaz para computadora, una computadora para procesar la imagen y software de recepción y procesamiento. a) E1APT polar El sistema de transmisión de imágenes que usan estos satélites, es el APT (Automatic Picture Transmisión) y consiste en una portadora modulada en frecuencia por una subportadora de 2400 Hz, que cambia de amplitud con la señal de vídeo. Dicho sistema nos envía aproximadamente 12 imágenes (de 6 pasadas del satélite, 6 visibles y 6 infrarrojas) al día, independientemente de la localización de la estación receptora. La resolución es de 4 km por píxel y tiene sensores de luz visible y de luz infrarroja. Las diferentes tonalidades, desde el nivel de negro hasta el de blanco, dependen de la profundidad de la modulación. De esta forma se definirá la intensidad de los puntos que forman la imagen o píxels. La antena receptora puede ser una de tipo de dipolos cruzados o una hélice cuadrifilar. Estas antenas tienen la ventaja de que no necesitan ser apuntadas al satélite ya que son omnidireccionales. El satélite emite una señal lo suficientemente fuerte como para que pueda ser recibido desde que se eleva unos 10 grados sobre el horizonte. La interfaz APT o demodulador tiene la misión de adaptar las señales recibidas de los satélites al software que emplearemos para su descodificación. Un interfaz muy aconsejable es el EASYFAX. Está fabricado en Alemania, pero goza de gran difusión entre todos los aficionados al FAX y SSTV (Slow Scan Televisión). Tiene una tecnología muy moderna con varios conversores analógicodigitales. La resolución se aprecia a simple vista, aunque cuando realmente se nota, es al efectuar un zum de alguna parte de una fotografía. El HARIFAX es otro excelente interfaz de características parecidas, desarrollado en España. b) HRPT polar Los satélites HRPT nos permiten una resolución de 1 km por píxel en 5 bandas espectrales. Dos son visibles y tres infrarrojas. Nos permiten recibir 6 imágenes al día, y éste es el sistema de satélites meteorológicos que ofrece la máxima resolución posible. Debido a que hay 5 sensores, las imágenes pueden ser procesadas para obtener imágenes de colores que muestran una gran calidad de detalles. Este sistema tiene una resolución 13 veces mayor que el sistema APT, además de tener 5 bandas espectrales; los datos digitales que transmiten son de 10 bits, lo que permite visualizar 1024 tonalidades de gris. El sistema HRPT es complejo: se requiere una antena de 1 m de diámetro la cual debe tener un mecanismo motorizado para seguir al satélite a medida que éste se órbita en el espacio. Este proceso es automatizado generalmente por un controlador dedicado al alimentado con los datos orbitales. c) Wefax geoestacionaria Los satélites que transmiten WEFAX envían más de 300 imágenes por día, y además de las imágenes propias de la observación del satélite envían retransmisiones de otros satélites, lo que permite recibir imágenes de todo el globo. Tienen 3 sensores, luz visible, luz infrarroja y vapor de agua. La señal que

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transmiten es de 1691 MHz, por lo que se necesita una antena parabólica de un metro de diámetro o una antena tipo yagui especial para esta frecuencia. Además de la antena se necesita un aparato conversor de frecuencia (downconverter) que lleva la frecuencia de 1691 MHz a 137.500 MHz para así ser recibida con un receptor que puede ser de uso doble, para recibir APT y WEFAX. d) GVAR geoestacionario La transmisión en formato GVAR (GOES variable) está disponible en los satélites geoestacionarios GOES 8 y 10. Transmite continuamente imágenes en 5 espectros diferentes, uno visible, uno de vapor de agua y tres infrarrojos. La resolución de la imagen transmitida es de 1 km. en visible, 4 km en infrarrojo y 8 km en vapor de agua a 10 bits de precisión. La transmisión GVAR se ubica en la frecuencia de 1685.7 MHz, con una alta tasa de bits de 2.111 Mb/s: se trata de una señal de gran ancho de banda, factor que unido a lo débil de la señal debido a la distancia Tierra-satélite, requiere para su recepción una antena parabólica fija de 10 a 14 pies de diámetro, un receptor especial (de gran ancho de banda) y un sincronizador de bits para extraer los bits del torrente de datos. 14.3.3 Sistemas de recepción de datos En el caso de los satélites polares, éstos ya están equipados para la obtención de imágenes cualitativas o de baja resolución (APT) y datos con una cabecera de calibración para el procesamiento de las imágenes cuantitativas (HRPT) en tierra. Para el primer modo sólo es necesario que la estación disponga de una antena omnidireccional estática, pero para el segundo es necesario contar con una antena parabólica de no menos de tres metros de diámetro. Para la recepción de wefax/apt de satélites meteorológicos, se necesitan una antena omnidireccional, un preamplificador Gaas-Fet, una parabólica de no menos de metro y medio, un receptor de 1,6 GHz para geoestacionarios, un convertidor Down (1,6 GHz –137 MHz), un receptor de banda ancha de 137 MHz, un demodulador-digitalizador, un PC y un programa adecuado. Para el caso de los polares es necesario la antena omnidireccional de alta ganancia solamente, y un receptor de la banda de 137 MHz. Los geoestacionarios requieren de la antena parabólica ya que trabajan en frecuencias de GHz. Listado de elementos para una estación de recepción de imágenes APT y WEFAX: • Antena parabólica de 1,5 metros con iluminador y todos sus componentes . • Antena omnidireccional cuadrifiliar de 20 dB. • Cable coaxial de 75 Ohms. • Amplificador de antena (Gaas-Fet) de 18-20 dB. • Convertidor de la banda de 1,6 GHz a la banda de 137 MHz. • Conmutador (opcional). • Receptor de banda ancha, muy bajo ruido, para 137 MHz. • Demodulador-digitalizador para PC. • Programa de obtención de imágenes para PC. 14.3.4 Utilidad de las imágenes de alta y baja resolución Al ser las imágenes de los canales APT y WEFAX de menor resolución y de menor número de datos, ya que carecen de calibraciones precisas, son sólo útiles a los fines de observación y para

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la meteorología sinóptica. Análisis de nubes, formas, frentes, estimaciones globales, etc., son los productos posibles. Las imágenes cuantitativas, en cambio, que contienen gran cantidad de información porque son de alta resolución y las componentes de la imagen están sumamente procesadas, pueden utilizarse para la observación, análisis y estudio más exacto de la atmósfera y el suelo. a) Imágenes en el espectro visible Alrededor de la mitad de la energía radiada por el Sol pertenece a las longitudes de onda visible y los radiómetros de los satélites miden la radiación solar reflejada en ese intervalo; entonces la radiación detectada en la banda visible es una medida de la reflectividad de la Tierra. Las zonas de alta reflectividad aparecen blancas y las de menor más oscuras hasta el negro. A esta radiación se la asocia un albedo de 1 a 100 y las componentes de una imagen HRPT se expresan en albedos relacionados con un tono de gris. Mediante la utilización de los contrastes es posible definir la forma de los objetos en estas imágenes, principalmente las nubes, por lo que la banda visible es útil sobretodo en la meteorología sinóptica. b) Imágenes en el espectro infrarrojo (IR) La tierra y la atmósfera emiten radiación térmica confinada dentro del intervalo espectral 3 a 100 µm, donde se encuentra la banda infrarroja media (3 a 30 µm). En estas longitudes de onda la reflectividad es virtualmente nula y la radiación solar es despreciable, por eso se considera como radiación de cuerpo negro y se relaciona con la temperatura, medida en grados Kelvin. En los productos HRI y HRPT los componentes de las imágenes IR se expresan en ºK y se relaciona un tono de gris. Las imágenes en IR, se utilizan principalmente para la observación de las estructuras cuando no hay radiación solar, es decir de noche. En estas imágenes, los puntos cálidos aparecen oscuros y los fríos blancos. c) Imágenes de vapor de agua (VA) Las imágenes en visible e infrarrojo térmico utilizan las bandas del espectro electromagnético donde la absorción por los gases atmosféricos es pequeño; sin embargo, son de interés también los intervalos espectrales donde la radiación infrarroja emitida por la Tierra es absorbida por el vapor de agua de la atmósfera. Las imágenes en VA son en su mayoría representativas de la humedad de la media y alta troposfera. En definitiva el canal de VA se utiliza en la banda de absorción de 6µm dentro de la radiación IR y en general las imágenes representan la humedad media de la troposfera. d) Otros tipos de imágenes En las imágenes RAINSAT se pueden obtener mediante diversas técnicas de comparación de bandas y aplicación de matrices (obtenidas por combinación de datos de satélite y radar) y algoritmos zonas de intensidad de lluvia y zonas de probabilidad de precipitaciones. A través de otras técnicas de comparación de bandas, filtrados, etc, es posibles obtener productos relacionados con la temperatura del mar, del suelo o índices de vegetación, entre otros. 14.3.5 Interpretación de las imágenes de los satélites meteorológicos Las imágenes más utilizadas son las VIS (visibles), IR (infra rojo), WV (vapor de agua).

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a) Las imágenes visibles Las VIS o de espectro visible nos muestran los continentes y mares tal como los veríamos a bordo del satélite, aunque en blanco y negro (256 tonos). Permiten ver la posición y estructura de las masas nubosas, que ofrecen una buena reflectividad a la luz solar y en consecuencia aparecen muy blancas, mientras que la mar aparece oscura por la poca reflectividad de su superficie. Cuando cae la noche la observación es más difícil. La capacidad de reflexión que tienen algunas nubes todavía permite clasificarlas, como el caso de los estratocúmulos, que al ser unas nubes muy espesas provocarían una intensa reflexión. Todo lo contrario de lo que producirán los cirros, que pasen casi invisibles. Este sistema de observación no permite precisar la naturaleza de las nubes, especialmente en el amanecer y en el crepúsculo, cuando los juegos de luz y sombras no permiten ver la resolución vertical de las nubes.

Tabla 14.2 Reflectividad a la luz solar

IMÁGENES VIS

IMÁGENES WV

IMÁGENES IR

Reflectividad del suelo

Detecta la radiación emitida por el vapor de agua.

Las imágenes recibidas en este canal constituyen un mapa térmico de la Tierra y de las cimas de las nubes.

El agua de la mar tiene poca reflectividad. Se distingue por los colores oscuros

No se perciben los contornos del suelo.

Los cuerpos más fríos tienen escasos valores de radiación. Y los cálidos al revés. Nubes blancas (fríos), colores blancos. El suelo cálido (Sáhara) oscuro

Nubes, gran reflectividad. Colores claros. Los suelos desnudos y arenosos más claros que los vegetales

Gris oscuro o negro: seco en todos los niveles o húmedo solamente en los niveles más bajos. Gris medio: humedad media en la media y alta troposfera. Blanco brillante: humedad alta a todos los niveles y/o presencia de nubes densas.

Se pueden identificar capas de nubes a diferentes alturas, debido a las diferentes tonalidades correspondientes a las temperaturas de sus cimas

b) La imagen infrarroja (IR) Corresponde a la radiación térmica emitida, que es proporcional a la temperatura de la zona observada. Normalmente se presenta invertida. Los tonos oscuros se corresponden a temperaturas

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elevadas, mientras que los claros corresponden a las temperaturas más bajas. Es necesario saber relacionar los tonos de la imagen con la temperatura. África aparece en verano prácticamente negra. Las nubes de hielo aparecen más o menos blancas, y sombreadas en su parte superior. Debido a que en la atmósfera la temperatura decrece con la altura, las nubes se perfilan con tonos más claros que la tierra. Las fotos tomadas en infrarrojo ofrecen la temperatura de la parte superior de las nubes. En su ausencia, de la capa terrestre, aportando datos sobre las diferentes alturas de las nubes. Las nubes frías situadas en capas muy altas se verán blancas como la parte superior un cumulonimbus a unos 10.000 m, o algo grisáceos si se trata de cirroestratos. Las nubes bajas, más calientes, serán de tonalidad gris oscura, como los estratos y estratocúmulos, mientras que las de desarrollo vertical aparecerán con un color gris blanquecino: cúmulos y cumulonimbus. c) La imagen de vapor de agua (WV) Las radiaciones de la capa terrestre quedan absorbidas por los vapores del atmosférico. Las zonas negras o gris oscuras corresponden a masas de aire seco ligeramente humedecido. Por lo contrario, las zonas blancas o gris claro constatan aire muy húmedo.

14.4 Clasificación de los satélites meteorológicos Los satélites meteorológicos se dividen en dos categorías, dependiendo del tipo de órbita en la que se encuentren: - Satélites meteorológicos de órbita polar - Satélites meteorológicos de órbita geoestacionaria. 14.4.1 Satélites meteorológicos de órbita polar Los satélites de orbita polar o heliosíncrona tienen como la misma palabra dice, una órbita sincrónica a la que tiene el Sol y una altitud de entre 850 km y 870 km, por lo que sus imágenes son de una extraordinaria belleza. Incluso en días claros es posible divisar perfectamente ríos o ciudades. Esencialmente pasan dos veces sobre todas las partes de la Tierra cada 24 horas, una vez durante el día y nuevamente por la tarde o noche. Por la mañana con dirección descendente, es decir, con dirección norte-sur. Por la tarde, con dirección ascendente, o bien, de sur a norte. Cada satélite visualiza una imagen con sus sensores y la envía a la Tierra en la banda de VHF, lo que hace relativamente fácil su captación. Las frecuencias de los polares están dentro de la banda de 137 Megaciclos. El ancho de la vista es de 3.000 km y a medida que el satélite viaja por encima de la superficie del planeta, las imágenes captadas son enviadas a una velocidad de dos líneas por segundo, lo que hace que se tarde sobre 9 minutos en tener una imagen completa. En Venezuela, esto implica una cobertura máxima desde el norte de Brasil hasta el sur del estado de Florida, EE.UU. Una vez recibida, con un programa adecuado podremos con el zum ampliar la zona que más nos interese e imprimirla, o bien mediante un adaptador conectado al ordenador convertirla a vídeo y

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grabarla o verla en un televisor. Hay que recordar que estos satélites van de polo a polo, y por tanto están en movimiento, por lo que tendremos que saber el horario del paso del satélite para poderlo recibir en el momento preciso. Esto es posible hoy día gracias a los programas de seguimiento de satélites no geoestacionarios como por ejemplo WINORBIT. El programa nos permite saber en todo momento qué satélite o satélites están pasando por nuestros cielos y, lo que es más importante, la previsión de los siguientes pasos. Existen a parte de éste otros programas de predicción como Instantrack o Logsat, ambos de pago. La facilidad de trabajo del Winorbit unido a que es de distribución gratuita lo hace indispensable. Estos satélites como otros con aplicaciones de teledetección (ERS-1, ERS-2...) utilizan el SAR como sensor para diversas aplicaciones. Tiene el inconveniente de no poder transmitir en continuidad debido al alto consumo energético del SAR, por lo que éste es activado sólo en determinadas órbitas. Los satélites meteorológicos de orbita polar actualmente en funcionamiento son: - Serie NOAA/TIROS de los EE.UU. - Serie METEOR de Rusia. - Fy-1 (Feng-yun) de China. - QUIKSCAT también de los EE.UU. 14.4.2 Satélites meteorológicos de órbita geoestacionaria El segundo tipo de satélites meteorológicos es del tipo geoestacionarios. Estos están en la llamada Órbita Clarke a 36.000 kilómetros del ecuador de la Tierra y son síncronos a ella, es decir rotan exactamente a la misma velocidad de rotación de la Tierra, por lo que desde un punto fijo sobre la Tierra aparecen estacionarios, de allí el término geoestacionario. Transmiten imágenes durante todos los días del año y casi durante las 24 horas. Un satélite geoestacionario está a mucha mayor altura que un satélite de tipo polar, por lo que las imágenes cubren todo un hemisferio. Los satélites geoestacionario envían imágenes de la misma área tan frecuentemente como cada 30 minutos en algunos casos. Estas frecuentes imágenes pueden ser procesadas por software para generar una animación para así ver los sistemas meteorológicos en movimiento. Proporcionan valiosa información sobre el tipo, dirección y magnitud de las nubes, lo que permite facilitar los pronósticos. Los satélites geoestacionarios transmiten dos señales: la WEFAX a 1691 MHz, que se recibe con equipo relativamente simple, y GVAR a 1685,7 MHz, de muy alta resolución, que requiere de una antena parabólica de 3 a 4 metros de diámetro, así como también equipos receptores y procesados de alta tecnología. Los satélites meteorológicos geoestacionarios en órbita son: - METEOSAT y MSG, gestionado por EUMETSAT –EUROPA. - GOES (Geostationary Operational Environmetal Satellite) de los EE.UU. - GMS (Geoestationary Meteorological Satellite) del Japón. - FY-2B (Feng-Yun) de la China.

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- GOMS (Geoestationary Operational Meteorological Satellite) deRusia. - INSAT (Indian Satellite) de la India. A modo de paradigma, vamos a ampliar brevemente las características del satélite Meteosat como representante europeo de satélite de observación meteorológica. 14.4.3 Satélite Meteosat Meteosat son los satélites geoestacionarios europeos cuyo operador es el consorcio EUMETSAT. Los satélites orbitan a una altitud de cerca de 35.800 km. El punto fijo a la vertical del satélite está en el ecuador. Meteosat ve siempre la misma porción del globo (42% de la superficie de la Tierra). Actualmente están en funcionamiento el Meteosat 7, situado en el meridiano de Greenwich incluido en Europa y en África, y el Meteosat 5 que situado a 63° E, visualiza el Océano Índico. Los satélites Meteosat están equipados con un radiómetro. El radiómetro explora la tierra línea por línea; cada línea consiste en una serie de elementos de imagen o de píxeles. Para cada píxel el radiómetro mide la energía radiada de las diversas gamas espectrales. Esta medida digital se cifra y se transmite a la estación de tierra para ser procesada antes de ser entregada a la comunidad para su utilización. El radiómetro es un instrumento de 3 canales: el canal visible es 0.45-1.00 µm, el canal infrarrojo es 10.5-12.5 µm y el canal vapor de agua es 5.7-7.1 µm . Las imágenes se toman en la generación existente cada 30 minutos. El canal visible explora 5.000 líneas, cada línea consistente en 5.000 píxeles; los canales infrarrojos exploran 2.500 líneas, cada línea consistente en 2.500 píxeles. Esto equivale a una resolución de 2,5 km y de 5 km, respectivamente, en la punta del subsatélite. Debido a la curvatura de la tierra que esta resolución disminuye hacia los bordes externos de la imagen (e.g. aproximadamente 4,5 km en el canal visible incluido Europa).

Fig. 14.5 Imagen facilitada por el satélite METEOSAT.© EUMETSAT 2002

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Poca duda cabe de que uno de los beneficios más tangibles de los programas espaciales es la investigación y desarrollo de los satélites meteorológicos y de estudios oceanográficos y terrestres. Desde que se iniciaron estos programas en los años 60, el ahorro en vidas y dinero ha sido considerable, sin contar el enorme impacto en el desarrollo y comprensión de la atmósfera de nuestro planeta, así como de sus recursos naturales. La comunicación de los datos que toman dichos satélites se hace en el modo de alta resolución, llamado HRPT (High Resolution Picture Transmission). El estado actual de este arte hace que dicha información sea útil, no sólo para la predicción del tiempo, sino para aplicaciones claramente comerciales como puede ser la topografía, la cartografía, la agricultura, la prospección geológica, etc., incluso la pesca, ya que se puede llegar a medir con bastante exactitud la temperatura del mar. El hecho de que se podía llegar a usar con fines lucrativos, por no decir que ya se estaba haciendo de modo incontrolado, llevó a la idea de codificar dicha información. Por eso la información en alta resolución del Meteosat, es decir, los “datos primarios” que envía a las estaciones autorizadas para ello (Primary Data s Station, PDUS), está codificada desde diciembre de 1995. Pero nunca se ha podido pensar en codificar los “datos secundarios”, es decir, los modos de baja resolución (APT), cuya razón de ser era sobre todo el aviso, con la mayor antelación posible, de un potencial peligro. Es por eso que estos modos de baja resolución son asequibles, y lo seguirán siendo en el futuro, aunque sujetos a mejoras, a estaciones terrestres sencillas. La principal mejora a la que nos referimos es la implementación de un nuevo modo digital de baja resolución llamado LRPT (Low Rate Picture Transmission), con resolución mejorada respecto del APT. Conviene señalar aquí que la información que se baja de los satélites meteorológicos no es de libre difusión, y está sujeta a la legislación internacional que la regula. Por tanto se incurre en responsabilidad al difundirla con segundas intenciones. A continuación se muestran tres imágenes del Meteosat.

Fig. 14.6 Imagen del sector D2, tomada por el Meteosat-7 el 5/12/2001 a las 0900 UTC.© EUMETSAT 2002

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y retransmitida por el satélite en ese momento. Correspondiente al sector D2 y en espectro infrarrojo (IR) del canal 1 del radiómetro. Se observará que los colores corresponden a los que se ven en la predicción que emite alguna cadena de televisión. Examinando el índice que publica Eumetsat con la programación del canal 1 del Meteosat-7, encontramos que la única posibilidad de hacer una moviola con intervalos entre imágenes de media hora, es la del sector D2. De modo que las moviolas de las cadenas de televisión no corresponden al espectro visible sino al infrarrojo del canal 1 del radiómetro, es decir al sector D2.

Fig. 14.7 Imagen del espectro visible , tomada por el Meteosat-el 5/1/ 2001 a las 0730 UTC .© EUMETSAT 2002

Fig. 14.8 Imagen vapor de agua del Meteosat-7 a las 05:30 UTC..© EUMETSAT 2002

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14.4.4 ERS-1 y ERS-2 En su fase de definición en la Agencia Espacial Europea (ESA) en 1981, el ERS-1 fue dedicado al estudio de la circulación oceánica mesoescalar, el geoide y los casquetes de hielo polares. El ERS-1 fue el primer satélite de teledetección de la ESA. Se puso en órbita en el mes de julio de 1991 (por tanto tiene 10 años de vida). No obstante hasta el mes de enero de 1992 no se empezó a disponer de datos fiables por parte del satélite, ya que éste fue el lapso de tiempo que precisó la ESA para calibrar los diferentes instrumentos. Dicha fase de calibración se inició hacia el mes de noviembre de 1991. El control del satélite se realiza desde un centro de coordinación situado en Frascati (Italia). Además se dispone de un centro de control y mando (MMCC) situado en el Centro Europeo de Operaciones Espaciales (ESSOC) que se encuentra en Darmstadt (Alemania) y que se encarga de planificar la misión y total operativa, seguimiento del satélite, etc. Una estación receptora en banda S (frecuencias entre 1.55 y 4.20 GHz) se halla en Suecia. Esta estación receptora en banda S se ve apoyada por la estación de Maspalomas. Dispone también de un número mayor de estaciones de recepción en banda X (frecuencias entre los 5.75 y 10.9 GHz), distribuidas por todo el continente Europeo. En España forma parte de este grupo también la de Maspalomas, en Las Palmas de Gran Canaria.

Centro de coordinación (Italia)

Ers-1

Estaciones receptoras en banda X Estación receptora en banda S (Suecia)

MMCC (Alemania)

Fig. 14.9 Estructura de las diferentes estaciones de seguimiento del ERS-1

Todos los instrumentos del ERS-1 y posteriormente el ERS-2, fueron construidos para reunir dos objetivos principales: por una parte controlar de forma global los océanos terrestres y por otra, la obtención de imágenes con resolución casi perfecta de suelos, zonas costeras y de hielos, independientes de la luz solar y las condiciones atmosféricas.

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Control global de los océanos Objetivos del ERS-1

Zonas costeras Obtención imágenes de alta resolución de Hielos

El satélite transporta en su interior una serie de aparatos de tipo radar, es decir sensores activos que trabajan en la banda de las microondas. La ventaja de todos estos instrumentos, dada la longitud de onda en la que trabajan, es la de poder tomar datos en cualquier momento del día o de la noche y en cualquier condición atmosférica. Son: a) El difusómetro es el instrumento que permite el estudio de la superficie de la mar: tanto de la superficie marina en sí, como de la estructura de las olas, mediante imágenes de alta resolución. El difusómetro realiza un barrido en un área determinada de unos 500 km, mediante impulsos radar que son retornados al mismo satélite, y éste los vuelve a mandar a la Tierra donde se procesa y genera una imagen de alta resolución. b) El altímetro apunta al nádir del satélite con lo que, permite determinar la altura del satélite y también la altura de las olas, velocidad del viento en la superficie de la mar y demás parámetros relativos a los hielos. c) El radiómetro (ATSR) es un sensor que trabaja en la banda infrarroja y que se utiliza para determinar la temperatura del agua. Pero además también puede calcular la temperatura de la cima de las nubes y también captar la cobertura de las mismas. d) Por último los retrorreflectores pasivos láser se utilizan para determinar la distancia a la que se encuentra el satélite del suelo. Con este instrumento, se puede determinar si el satélite se halla en su órbita o no, y de esta forma se pueden corregir los posibles desvíos. Con estos instrumentos se puede obtener información principalmente sobre el estado de la mar y por tanto determinar o generar una predicción futura para una zona determinada. Entre otros sensores que equipa el satélite, podemos destacar también una sonda de microondas, que se utiliza para determinar el contenido de vapor de agua. Aplicaciones del ERS-1 Los primeros datos procedentes del satélite no se obtuvieron hasta principios de enero de 1992. Dentro de la comunidad científica, los primeros datos aparecieron en el congreso Space at the Service of our environment, celebrado en la ciudad sa de Cannes el mes de noviembre de 1992. Como es lógico, se han cumplido las expectativas que en su día se concentraron en las mesas de diseño de los ingenieros, para desarrollar un satélite utilizado para la teledetección en general. De entre los campos que se han visto beneficiados por el ERS-1, destacamos los siguientes: - Meteorología - Climatología

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- Oceanografía y glaciología - Geofísica - Procesos costeros - Otras aplicaciones a) Meteorología Al principio del proyecto ERS-1 eran muchos los institutos meteorológicos, sobretodo europeos, que tomaban los datos que les proporcionaba el mencionado satélite para sus estudios meteorológicos. Por poner un ejemplo, el servicio meteorológico y a la vez centro de predicción meteorológica ECMWF (Reading, Reino Unido) utilizaba los datos del ERS-1 para hacer sus predicciones de tiempo en general y del estado de la mar. Una de las ventajas que proporcionó la puesta en marcha de todos estos satélites, ha sido la posibilidad de tener información mucho más detalladas de aquellas zonas de nuestro planeta que por razones de cobertura con los medios de la época, quedaban poco cubiertas. Con los satélites se ha accedido a obtener información meteorológica muy precisa de zonas como el océano Pacífico o zonas cubiertas con hielos perpetuos, como puedan ser las zonas polares, árticas o antárticas. La navegación marítima, ya sea profesional o de recreo (como la regata The Race), se han visto beneficiadas meteorológicamente hablando. Ya no es necesario depender de previsiones que se han realizado a unas cuantas millas del lugar en cuestión, sino que se tienen datos como altura de las olas, dirección del viento, etc, con una precisión que hasta hace poco no se podía conseguir. Naturalmente esto no significa que hasta ese momento, las predicciones para un punto, por ejemplo en el océano Pacífico, fueran malas, sino que les faltaba aquel punto de precisión, y la tecnología actual las acerca bastante a la perfección. Actualmente, sería un satélite que se ha visto superado por otros proyectos con tecnología más actual, si no fuera por que terminó su vida útil con menos de 10 años de vida. b) Climatología El ERS-1 ha permitido realizar proyectos climatológicos importantes como el TOGA, que era un experimento de océanos tropicales y atmósfera global y que hacía un seguimiento de las anomalías climáticas que provoca, entre otros, el ya famoso fenómeno de el Niño. Otro proyecto que se ha desarrollado a partir del ERS-1 ha sido el WOCE (experimento de circulación oceánica mundial ) y que ha permitido realizar una estimación bastante buena sobre la circulación y el intercambio de calor en los océanos. Con ello, se han podido crear unos mapas de circulación del agua de los mares bastante perfectos, sabiendo en un tiempo relativamente pequeño, si hay algún cambio anómalo en la circulación general de las corrientes en un determinado océano o mar. Otros proyectos se han dedicado al estudio de las regiones polares y la actividad humana en el planeta sobre estos ecosistemas. Fenómenos como el Niño se han comentado mucho en esta última década, en parte gracias a la teledetección oceánica. Ello no implica que, por ejemplo, del Niño no se tuviera constancia de sus

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efectos; lo que sucede es que no se disponía de los medios idóneos para poder estudiarlo con mucha mayor precisión y establecer una teoría más o menos buena sobre su formación y su periodo. c) Oceanografía y glaciología Las ventajas en este campo son parecidas a las de los apartados anteriores. Por ejemplo se pueden destacar: - Circulación oceánica. - Corrientes, frentes, mareas, etc. - Relación entre viento y oleaje. - Topografía del fondo marino. - Hielos marinos y regiones polares. - Etc. Como se puede observar cualquiera de estos fenómenos, se podía haber incluido en cualquiera de los apartados de meteorología o climatología. No hace falta explicar ninguno de estos fenómenos porque son conceptos dados. 14.4.5 Tópex/Poseidon El proyecto Poseidón se unió al proyecto Tópex (norteamericano) en 1983, y el entonces presidente de la república sa Jacques Chirac dio luz verde al mismo el 25 de febrero de 1987; su objeto de estudio eran las mareas, la circulación media oceánica y la variabilidad de la escala de sus cuencas. El proyecto Tópex/Poseidón se basa en un satélite que desde sus inicios ha revolucionado los conceptos que se tenían del medio marino. Los orígenes del proyecto se deben de buscar en los archivos norteamericanos, cuando en la mitad de los setenta se lanzó al espacio un satélite para estudiar el océano con mucha mayor profundidad. Dicho proyecto se denominó SEASAT. La mala suerte hizo que sólo pudiera mandar información a la Tierra durante tres meses. Se trataba de un proyecto medio civil y medio militar, es decir que la responsabilidad del mismo recaía sobre la NASA y, por la parte militar, en las fuerzas aéreas norteamericanas. No obstante, durante esos tres meses de trabajo, la información que se recibía del satélite, incitó a los responsables a dedicar un mayor presupuesto al estudio de los océanos. Por eso la NASA, a principios de los años ochenta, proyectó un nuevo satélite destinado al estudio de los océanos, el Topex, que en español significa “experimento topográfico sobre la circulación oceánica”. El Topex se lanzó al espacio, básicamente con un altímetro radar que no era más que una evolución del que unos años atrás se había instalado a bordo del SEASAT. Dicho altímetro era capaz de determinar la altura de la mar con una precisión impresionante, ya que sufría un error de ≈ 2/3 cm. Inicialmente su lanzamiento al espacio estaba proyectado para 1989, pero dadas las restricciones presupuestarias sufridas en la NASA, ésta se vio obligada a aliarse con los ses para llevar a cabo el proyecto. Los científicos ses, en aquella época tenían en proyecto una misión semejante denominada Poseidón. Ésta es la razón por la que con la intención de ahorrar varios millones de dólares, ambos

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países firmaron, en el año 1985, un acuerdo de desarrollo de un satélite capaz de estudiar los océanos, el Topex/Poseidón. No obstante, la misión aún se retrasó un poco por problemas de presupuesto. Por tanto, de la fecha inicial de lanzamiento en 1986, se pasó a marzo de 1987. Hay que precisar que los recortes de presupuesto en la NASA se unieron a la pérdida del transbordador espacial Challenger, y con él la pérdida de sus siete tripulantes, por una simple junta de goma de uno de los depósitos de combustible (fruto de la falta de revisiones a consecuencia de la falta de presupuesto para llevar a cabo los chequeos pertinentes). El Topex/Poseidon se basaba en el mismo vehículo modular utilizado en una misión anterior: la SOLAR-MAX. En lo que atañe a la construcción del altímetro que tenía que ser capaz de determinar la altura de los océanos como ya se ha dicho antes, estaba a cargo del Jet Propulsion Laboratory (JPL) de la NASA. Como casi siempre, el presupuesto inicial era insuficiente y se pasó del original de 121 millones de $ hasta los 525 millones de $. El número total de altímetros se elevaba a tres, dos por parte estadounidense y el tercero por parte de los ses. Los dos altímetros americanos tenían la misión de actuar totalmente por separado, trabajando en dos frecuencias: una principal a 13.6 GHz y otra secundaria en la banda C (5.3 Ghz). Esta dualidad de frecuencias permitía corregir la mayoría de los efectos de perturbación ionosférica. Además se utilizaría un radiómetro de microondas, el cual corregiría la información altimétrica, en función de los efectos producidos por el vapor de agua de la troposfera. En el caso del único altímetro francés de la misión, tenemos que decir que sólo entraría en funcionamiento en el caso que el altímetro principal Americano no funcionara. Este altímetro francés trabajaba en una única frecuencia de 13.65 Ghz. Pero como en cualquier sistema satelitario de precisión, el saber en cada instante dónde se encuentra el satélite con un margen de error muy pequeño, es importantísimo. Por tanto, para conocer las características instantáneas y precisas de la órbita del satélite, los altímetros utilizan sistemas autónomos de determinación orbital, basados en reflectores láser y satélites TDRS/GPS y el efecto Doppler. El seguimiento del aparato por medio del láser consiste en una trama toroidal de retrorefractores orientados siempre hacia Tierra. Así el haz de láser que se manda de la Tierra rebota en la trama del satélite y vuelve hacia el lugar de origen. Para este cometido, existen en la superficie terrestre hasta doce estaciones de control, que se dedican al seguimiento del satélite. Desde estas estaciones se conoce con mucha precisión su situación sobre el geoide terrestre y se encargan de mandar los haces de rayos láser hacia el espacio, de modo que con el haz devuelto, se puede calcular la velocidad, situación orbital, altura del satélite (precisión de " 2 cm.), etc. El otro sistema de seguimiento utiliza una baliza Doppler de frecuencia dual. Un total de cincuenta estaciones envían sus señales hacia la baliza y se puede calcular la cantidad en distancias y velocidades. Además, también se utiliza el sistema NAVSTAR-GPS para mejorar la precisión de la situación del satélite en su órbita hasta valores de 5 cm.

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En principio y para conseguir todos los objetivos de la misión, la vida útil del satélite tenía que ser de tres años como mínimo. En este tiempo, si el satélite funcionaba a la perfección, se tendrían unos mapas oceánicos con una resolución y una perfección hasta entonces nunca vista. En un intento de recuperación del aparato, una vez se hubiera terminado su vida útil, se previó la posibilidad de que el satélite en sí fuera recuperado por un transbordador tripulado. Pero la falta de presupuesto también hizo que no se instalara el sistema de forma que cayera a la mar. También el lanzamiento se vio restringido ya que fue incluido en una misión espacial europea, el Ariane 42P en su vuelo V52 del día 10 de agosto de 1992. En principio el satélite no se instaló en su órbita definitiva, sino en otra más baja para que desde Tierra se pudieran calibrar y poner a punto todos los instrumentos de a bordo. Finalmente y después de 42 días, el Topex/Poseidon alcanzó su órbita definitiva entre los 1.331 y los 1.332 km. de altura. La excentricidad de su órbita es muy próxima a 1, por lo que se trata casi de un círculo perfecto. De esta manera, se puede controlar mejor desde 2 estaciones terrestres situadas en una plataforma petrolífera cerca de California y otra en el Mediterráneo, cerca de Lampione Rock. Resultados de la misión Sin duda, la misión los objetivos que un día llevaron a los ingenieros a su diseño. Desde que estuvo operativo totalmente al 100%, se han realizado un alto número de estudios sobre los océanos. Se han levantado cartas muy precisas de la circulación general de los océanos, del relieve orográfico del fondo marino, además de que en muchos de los casos se han podido realizar representaciones en tres dimensiones. Pero el fenómeno objetivo de este satélite era el Niño. A modo de resumen debe de decirse que el Niño es un fenómeno que se produce de forma periódica, en la costa Pacífica de América del Sur, cuando ingentes cantidades de agua caliente en superficie recalan desde el oeste, hasta llegar a la propia costa. De forma que en ciertas zonas llueve torrencialmente, mientras que en otras se desata una sequía. El Topex/Poseidon permitió descubrir un efecto que pudiera estar relacionado con el Niño, el llamado efecto Kelvin. Dicho efecto consiste en una ola pulsátil que viaja a una velocidad de 9.5 km/h y que parece ser la causa de esta distribución de agua caliente. Otro estudio que se llevó a cabo gracias al Topex/Poseidon, fue el del calentamiento y enfriamiento de la superficie marina y el efecto del viento sobre ésta. Esto parece que está relacionado con el aumento del nivel de la mar en un hemisferio (el caso del hemisferio norte entre octubre de 1992 y marzo de 1993) y un descenso en el nivel del otro hemisferio (en la misma época el nivel en el hemisferio sur aumentó). Los cambios en el hemisferio norte, son mucho más acusados que en el sur por el hecho de que la concentración de tierra es mayor al norte que al sur. Con esto, se pudo demostrar que una variación de 1° centígrado en la columna de agua a 50 metros de profundidad, puede hacer aumentar o disminuir el nivel de la columna en 1 centímetro. 14.4.6 Seawifs Seawifs-Satélite Seastar: este programa se propuso para estudiar nuestro planeta desde una perspectiva espacial. Pero igual que en los demás casos, el móvil principal del proyecto fue, el estudio en

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profundidad de los océanos de la Tierra. El estudio incluía el intercambio de elementos críticos entre atmósfera y océano, y estas misiones se encomendaban al satélite Seastar. Seawifs significa “Sea-viewing Wide Field of view Sensor” y forma parte de la misión conjunta entre otros países de la Misión al Planeta Tierra, la cual estaba proyectada por la NASA como misión para el estudio de los océanos desde el balcón del espacio y así tener datos más exactos de los mares. A diferencia del ERS-1 y del Topex/Poseidon, el Seawifs es un proyecto muy reciente. La primera imagen que captó su satélite fue el 22 de abril del 2000, de forma que este proyecto y la información obtenida del mismo, además de resultados de sus observaciones, son aún escasos. Pero hasta el momento, se han podido realizar observaciones, de entre las cuales destacamos: - Biogeoquímica global de los océanos. - Estudio de los intercambios de gases entre atmósfera y océanos. - Evaluación de las concentraciones de fitoplancton. - Detección de contaminaciones marinas. - Eclosión de algas. Una de las actividades que saldrá beneficiada, será la pesca. Con estudios de fitoplancton o el de les eclosiones marinas de las algas, se puede obtener un conocimiento más profundo de la cadena alimentaria marina que termina en las especies interesantes para la pesca en el mundo. Para llevar a cabo todos estos estudios, la NASA realizó un acuerdo con Orbital Sciences Corporation (OSC) para poner en órbita el satélite Seastar. A bordo de este satélite, se encuentra el sensor Seawifs. Éste utiliza para sus mediciones la radiación infrarroja que reflejan los océanos en cinco longitudes de onda visibles y tres infrarrojas. Las longitudes de infrarrojos se utilizan principalmente para efectuar correcciones de efectos atmosféricos. La resolución de este satélite es aproximadamente de 1 km y cubre una banda de superficie terrestre de 2.800 km. Es decir, que en una sola observación abraza por entero a la península ibérica. A parte de la tecnología tan precisa que lleva a bordo, también ayuda el hecho de que su órbita se encuentra a unos 705 km de la superficie de la Tierra. El periodo de tiempo que tarda en pasar dos veces por el mismo lugar es aproximadamente de un día. La operativa del satélite se controla desde el Centro Goddard de Vuelos Espaciales de la NASA (GSFC). Además se dispone de una estación de recepción, que es propiedad del Orbital Sciences Corporation (OSC) y otra estación de control en la isla de Wallops, frente a las costas de Virginia, controlado por la NASA. La información llega a los científicos que realizan estudios con el Seasat a través del GSFC. El GSFC se encuentra en el estado de Maryland. En el siguiente gráfico se puede apreciar la estructura principal del proyecto Seawifs-Satélite Seastar. Al satélite se encuentran conectados también, bajo autorización y control de la NASA, una serie de estaciones receptoras incluidas en el proyecto y que se hallan en América del sur, concretamente en Brasil, Argentina, Chile y Bolivia.

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SEASAT

GSFC

OSC

INVESTIGADORES Fig. 14.10 Flujo de la información en el programa Seasat

Objetivos del SEAWIFS - Satélite SEASTAR Sin duda, los cambios de color de los océanos se deben en la mayor parte de los casos a las variaciones en la concentración de plantas marinas microscópicas, entre las que destaca por encima del resto el fitoplancton. Conocer la evolución de estas plantas microscópicas ha ayudado a los científicos a conocer los cambios que se suceden de forma natural en los océanos de la Tierra. Por tanto, el color del océano nos determina la concentración de fitoplancton del mismo. En la región visible del espectro electromagnético (400-700 nanómetros), así como también la concentración de clorofila de estas plantas y de otros pigmentos presentes en el agua de los océanos. Esta es la razón por la cual, el estudio del papel de la producción primaria del océano a través de los llamados productores primarios, de entre los cuales destacan las algas y algunas bacterias, así como el estudio de los gases que se intercambian entre la atmósfera y el océano. 14.4.7 Jasón-137 El programa de observación Argo de la capa superficial del océano aúna hasta 3.000 puntos en flotación mediante la colaboración entre los citados puntos flotantes y el satélite Jasón-1. Dado el nombre del programa (Argo), Jasón es el héroe Aqueo que condujo a sus argonautas (marinos de Argos) a la búsqueda del vellocino de oro. Sea como fuere, juntos Argo y Jasón mejorarán la base científica en la que se apoye la observación y predicción climática. 37

Artículo, “JASON – 1. El próximo observador del piélago”, F. Xavier Martínez de Osés. Profesor del DCEN – UPC, del boletín nº13, del Instituto de Navegación de España.

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Jasón-1 es un satélite altimétrico que medirá el nivel global de la mar, siguiendo la estela explotada por Tópex/Poseidon desde 1992. Estos datos complementarán las medidas tomadas por el sistema de observación ENSO. El sistema franco-norteamericano está en sus últimas fases de preparación, ya han finalizado los test medioambientales para comprobar las prestaciones del mismo. Su próximo lanzamiento se seguirá desde la base del US Air Force de Vanderberg, Toulouse y Oceanopolis (Brest). La predicción de la intensidad y duración de un episodio de el Niño y la Niña, requiere de un conocimiento por anticipado de las condiciones en el Pacífico tropical y en concreto de la temperatura superficial del agua- ya que los cambios en la temperatura superficial, no sólo dependen de las condiciones atmosféricas en superficie (patrones de viento) sino también de las características subsuperficiales del océano como corrientes, temperatura y salinidad, y por ello es necesario conocer anticipadamente la variación de estas variables.

Fig. 14.11 Imagen del Jasón-1. (Cortesía de NOAA)

Estos datos, introducidos en los modelos informáticos del océano de la NOAA, permitirán a su centro de predicción oceánica, predecir medio año antes la temperatura superficial del Pacífico oriental. Estos valores de temperatura fueron la clave para predecir condiciones extremas asociadas con el episodio del Niño de 1997-98. Mientras que el Niño causó pérdidas por valor de 15 millones de dólares, la alerta temprana permitió un ahorro de 1 millón en pérdidas sólo en California. El episodio de 1997-98 se tradujo no sólo en la costa oeste de Méjico en forma de violentos huracanes, sino también en forma de lluvias destructivas en el África oriental e incendios en Indonesia. Una red de observación global como Argo permitirá a los científicos extender no sólo sus previsiones de el Niño/la Niña sino también predecir los efectos de otros fenómenos, lo cual mejorará la exactitud global de las previsiones del clima, coadyuvando a la preservación del planeta.

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15 Previsión del tiempo. Fuentes de datos (2) 15.1 El receptor Navtex 15.1 Qué es el Navtex El sistema Navtex es un servicio internacional de telegrafía de impresión directa para la difusión a los buques de avisos náuticos, boletines meteorológicos y de información urgente de seguridad marítima relativa a las aguas costeras hasta 400 millas de la costa. También transmite pronósticos meteorológicos de rutina y todos los avisos de temporal. El sistema Navtex usa una sola frecuencia (518 kHz) en todo el mundo. La interferencia mutua se evita limitando la potencia del transmisor a la necesaria para alcanzar los límites de la zona asignada y distribuyendo el tiempo de uso de la frecuencia. El sistema Navtex está integrado dentro del Sistema Mundial de Socorro y Seguridad Marítima (SMSSM/GMDSS). España dispone de cuatro centros Navtex pertenecientes a la Sociedad Estatal de Salvamento y Seguridad Marítima (SASEMAR) cuyas infraestructuras de transmisión se encuentran en estaciones costeras de Telefónica. 15.1.2 Los avisos a los navegantes Los avisos a los navegantes los edita el IHM como coordinador oficial internacional del Navarea III (mar Mediterráneo y todo el litoral español peninsular e insular) según el organigrama de distribución de la OMI (Organización Marítima Internacional), organismo dependiente de la ONU. Su difusión a nivel nacional se realiza a través del sistema Navtex, con cuatro estaciones transmisoras denominadas La Coruña, Cabo la Nao, Tarifa y Canarias o por medio de la red de estaciones costeras de VHF y onda media del servicio marítimo de Telefónica. A título informativo, de momento el sistema Navtex no es obligatorio para la navegación deportiva, pero sí es de obligado cumplimiento escuchar en los canales de voz de las estaciones costeras las

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emisiones programadas de ellos, para informarse y prevenir las incidencias que pudieran acontecer en una zona prevista de navegación. 15.1.3 Las estaciones emisoras españolas España dispone de cuatro centros Navtex pertenecientes a la Sociedad Estatal de Salvamento y Seguridad Marítima (SASEMAR) a través de los cuales se emiten boletines de avisos de seguridad en inglés y español de acuerdo al siguiente esquema: Tabla 15.1 Frecuencia de operación (SASEMAR)

CENTRO

ZONAS

INDICATIVO

HORAS DE EMISIÓN (UTC)

Tarifa

San Vicente, Cádiz, Alborán, Palo, Argelia

G

09:00, 21:00

La Coruña

Gran Sol, Vizcaya, Cantábrico, Finisterre, San Vicente, Azores

D

00:30, 12:30

Las Palmas

Canarias, Sáhara, Cádiz, San Vicente, Zona costera canaria

I

09:20, 13:20, 17:20

Cabo La Nao

Palos, Argelia, Cabrera, Baleares, Menorca, León, Provenza, Liguria, Córcega, Cerdeña y Annaba

X

07:50, 19:50

El sistema Navtex tiene reservadas tres frecuencias para su uso: 518 kHz – El canal principal de Navtex. 490 kHz – Para transmisiones en idiomas distintos al inglés. 4209.5 kHz – Para transmisiones en zonas tropicales. No usado de momento. En la realidad, el canal principal (518 Khz) es el único utilizado. Esto implica que las todas las estaciones de diferentes áreas (NAVAREAS) comparten el canal, teniendo así cada una un cierto tiempo de transmisión para evitar interferencias. 15.1.4 Formato de mensaje Navtex Los mensajes Navtex son transmitidos siguiendo el siguiente formato, donde: - ZCZC define el principio del mensaje.

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- B1 es una letra (A-Z) que identifica la zona el área de cobertura del mensaje. - B2 es una letra (A-Z) que identifica el tipo de mensaje. - B3B4 son dos números que representan el índice de mensaje, el número de mensaje dentro de la transmisión. Los receptores Navtex pueden rechazar las transmisiones dependiendo del tipo y la zona del mensaje (B1 B2). En ningún caso se podrán rechazar transmisiones relacionadas con seguridad, búsqueda y rescate y meteorología.

Fig. 15.1 Imagen de un receptor Navtex

15.1.5 Tipos de mensaje A - Avisos a los navegantes (Obligatorios). B - Avisos meteorológicos (Obligatorios). C - Hielos. D - Búsqueda y salvamento (Obligatorios). E - Partes meteorológicos. F - Mensajes para prácticos. G - Mensajes DECCA. H - Mensajes LORAN. I - Mensajes OMEGA. J - Mensajes SATNAV. K - Otros mensajes de ayuda a la navegación. L - Mensajes de navegación adicionales. V - Servicios especiales. W - Servicios especiales (otras lenguas). X - Servicios especiales. Y - Servicios especiales.

15.2 Teletiempo Teletiempo un servicio telefónico automatizado, activo durante las 24 horas del día, que suministra información meteorológica.

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Todos los servicios de Teletiempo, se rigen por tarifas de Telefónica de España. Las tarifas siguen la tabla. Tabla 15.2 Tarifas de Teletiempo

HORARIOS De 00 a 08 De 08 a 20 De 20 a 24

LUNES A VIERNES Reducida Normal Reducida

SÁBADOS Reducida Reducida Reducida

DOMINGOS y FIESTAS NACIONALES Reducida Reducida Reducida

Los teléfonos del Teletiempo marítimo proporcionan información meteorológica marítima hasta 2 días para zonas costeras y zonas de alta mar. Los números son los siguientes: 906 - 36 53 70: información costera de Baleares y de alta mar para el Mediterráneo. 906 - 36 53 71: información costera de las provincias del litoral mediterráneo y de alta mar para el Mediterráneo. 906 - 36 53 72: información costera para el litoral cantábrico y gallego y de alta mar para las zonas del Atlántico de Gran Sol, Vizcaya, Cantábrico y Finisterre. 906 - 36 53 73: información costera para el litoral andaluz occidental y Canarias y de alta mar para las zonas del Atlántico de San Vicente, Cádiz, Azores, Canarias y Sáhara. A parte de la información marítima Teletiempo proporciona información de ámbito terrestre a nivel estatal, provincial e internacional.

15.3 Radio Nacional de España También se puede obtener información meteorológica a través de radio 5 de Radio Nacional De España. Radio 5 es una emisora que emite noticias las 24 horas del día. Emite información de todo tipo, incluyendo boletines de alta mar en los siguientes horarios: Lunes a viernes: 12:37, 16:37, 21:49. , Sábado y domingo: 11:22, 17:52, 22:48.

15.4 Receptores radiofacsímil El radiofacsímil es el instrumento que permite obtener las cartas de tiempo para la predicción meteorológica. En esencia es un receptor de onda corta conectado a una impresora. Todos los países del mundo disponen de emisoras de radio que transmiten los mapas del tiempo, que son descodificado a través de un pequeño módem e impresos para su posterior interpretación en papel. Se transmiten mapas de diferentes tipos y a todas horas. De esta forma disponemos una gran variedad de mapas tales como: mapas de superficie, de altura, isobáricos, de isotermas; de isohipsas, de predicción a 30, 48, 72, 96, 108, 120 horas, mapas de temperaturas del agua del mar, mapas de situación de icebergs, etc.

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A continuación podemos observar un ejemplo de mapa del servicio meteorológico inglés recibido por radiofacsímil. La fecha del mismo corresponde al día en el que el buque tanque Prestige, comunicó su comprometida situación.

Fig. 15.2 Mapa de análisis isobárico en superficie con distribución de frentes. (Fuente: UKMO.)

15.5 Torres de control Todas las estaciones costeras de onda media emiten los boletines meteorológicos marinos para alta mar y en VHF se emiten los boletines meteorológicos marinos para las zonas costeras. A continuación se relacionan las estaciones costeras españolas, que emiten información tanto en onda media como en VHF. a) Onda media Todas las estaciones costeras de onda media transmiten boletines meteorológicos previo anuncio en la frecuencia de escucha de 2.182 kHz.

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Tabla 15.3 Tabla de frecuencias en onda media

ESTACIÓN MACHICHACO CABO DE PEÑAS A CORUÑA FINISTERRE CHIPIONA TARIFA

HORARIO U.T.C. 0903, 1733, 1233 0803, 1703, 1203 0833, 1733, 1233 0803, 1703, 1203 0833, 1733, 1233 0803, 1703, 1233

FRECUENCIA 1 707 kHz 1 677 kHz 1 698 kHz 1 764 kHz

ZONAS MARÍTIMAS Gran Sol, Vizcaya, Finisterre, Azores Gran Sol, Vizcaya, Finisterre, Azores Gran Sol, Vizcaya, Finisterre, Azores Gran Sol, Vizcaya, Finisterre, Azores

Cantábrico, Cantábrico, Cantábrico, Cantábrico,

1 656 kHz

Azores, San Vicente, Cádiz, Alborán

1 704 kHz

S.Vicente, Cádiz, Alborán, Azores

CABO DE GATA

0833, 1733, 1233

1 767 kHz

Alborán, Palos, Argelia, Cabrera, Baleares, Menorca, León, Provenza, Liguria, Córcega, Cerdeña, Annaba

PALMA

0803, 1703, 1203

1 755 kHz

Alborán, Palos, Argelia, Cabrera, Baleares, Menorca, León, Provenza, Liguria, Córcega, Cerdeña, Annaba

1 644 kHz

Cádiz, Canarias, Sahara

1 689 kHz

Canarias, Sahara, Cádiz

ARRECIFE LAS PALMAS

0903,1803, 1233 0903, 1803, 1203

b) VHF Todas las estaciones costeras de VHF transmiten boletines meteorológicos para las zonas costeras nacionales, previo anuncio en el canal 16 (70 por DSC), en los canales de trabajo que se citan. Tabla 15.4 Tabla de frecuencias en VHF

CCR BILBAO Pasajes Bilbao Santander Cabo Peñas Navia CCR ACORUÑA Cabo Ortegal A Coruña Finisterre Vigo

CANAL 27 26 24 26 27 CANAL 2 26 22 20

HORARIO (UTC) 0940-1140-2140 0940-1140-2140 0940-1140-2140 0940-1140-2140 0940-1140-2140 HORARIO (UTC) 0950-1150-2150 0950-1150-2150 0950-1150-2150 0950-1150-2150

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La Guardia CCR MÁLAGA Cádiz Tarifa Málaga Cabo Gata CCR VALENCIA Cartagena Alicante Cabo La Nao

82 CANAL 26 81 26 27 CANAL 4 1 2

Castellón

28

Marmellá Barcelona Bagur Menorca Palma de Mallorca Ibiza CCR TENERIFE Arrecife Fuerteventura La Gomera El Hierro La Palma Las Palmas Tenerife

23 27 28 82 7 3 CANAL 25 22 24 23 22 26 27

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0950-1150-2150 HORARIO (UTC) 0940-1140-2140 0940-1140-2140 0940-1140-2140 0940-1140-2140 HORARIO (UTC) 0940-1140-2140 0940-1140-2140 0940-1140-2140 0940-1140-2140 0950-1150-2150 0950-1150-2150 0950-1150-2150 0950-1150-2150 0920-1120-2120 0920-1120-2120 0920-1120-2120 HORARIO (UTC) 0840-1040-2040 0840-1040-2040 0840-1040-2040 0840-1040-2040 0840-1040-2040 0840-1040-2040 0840-1040-2040

15.6 Internet En internet se puede conseguir fácilmente cualquier tipo de información meteorológica ya que existen multitud de páginas relacionadas con este mundo. En ellas se puede obtener cualquier tipo de parte y predicción del tiempo. Hay diferentes tipos de páginas donde obtener esta información. Encontramos las páginas de organismos nacionales o provinciales relacionados con la meteorología, pero también los portales específicos relacionados con la ciencia del tiempo. A continuación mostramos una serie de páginas donde podemos obtener partes y predicciones sobre meteorología marina. a) Nacional Organismos oficiales Instituto nacional de meteorología http://www.inm.es Servei de metereologia de Catalunya http://www.gencat.es/servmet/

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Ministerio de protección civil http://www.proteccióncivil.com Portales de meteorología Infomet http://www.infomet.fcr.es/ MeteoWeb http://www.meteoweb.es.org MeteoClub http://s.tripod.es/meteoclub/index.htm MeteoRed http://www.meteored.com b) Internacional Servicios meteorológicos nacionales Argentina Servicio Meteorológico Nacional http://www.meteofa.mil.ar/ Australia Bureau of Meteorology, Melbourne, Victoria http://www.bom.gov.au/ Brasil Instituto Nacional de Meteolorogía (INMET) http://www.inmet.gov.br/ Canadá Environment Canada, Downsview, Ontario http://www.msc.ec.gc.ca China Hong Kong Observatory http://www.hko.gov.hk/contente.htm Colombia Institute of Hydrology, Meteorology and Environment Studies http://www.ideam.gov.co/ Costa Rica Instituto Meteorológico Nacional http://www.imn.ac.cr/ Estados Unidos National Weather Service, Silver Spring, Maryland http://www.nws.noaa.gov/ Francia Météo-, Toulouse http://www.meteo.fr/e_index.html Grecia Nacional observatory of Athens http://www.noa.gr/~telefleu/bolam/index.htm Holanda Royal Netherlands Meteorological Institute, DeBilt http://www.knmi.nl/ Islandia The Icelandic Meteorological Office http://www.vedur.is/ Italia Centro Nazionale di meteorología e climatología aeronautica http://www.meteo.difesa.it/ México Servicio Meteorológico Nacional http://smn.cna.gob.mx/SMN.html Nueva Zelanda Meteorological Service of New Zealand, Ltd. Wellington http://www.met.co.nz/ Noruega Norwegian Meteorological Institute http://www.dnmi.no/ Paraguay Dirección de Meteorología e Hidrología del Paraguay http://www.highway.com.py/dinac/tiempo.html Perú

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Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología http://www.senamhi.gob.pe/ Portugal Instituto de Meteorologia http://www.meteo.pt/ Singapur Meteorological Service Singapore, Singapore http://www.gov.sg/metsin/ Sudáfrica Weather Bureau, Pretoria http://cirrus.sawb.gov.za/ Tailandia Meteorological Department of Thailand http://www.thaimet.tmd.go.th/ Reino Unido The Meteorological Office, Bracknell http://www.meto.govt.uk/ República de Corea Korea Meteorological istration http://www.kma.go.kr/ Uruguay Servicio de Oceanografía, Hidrografía y Meteorología de la Armada http://www.ei.edu.uy/sohma/ Venezuela Dirección de Hidrología y Meteorología http://marnr.gov.ve/dhym.htm Organizaciones internacionales Organización Meteorológica Mundial (OMM) http://www.wmo.ch Sociedad Meteorológica Europea (EMS) http://www.emetsoc.org Organización Europea de Satélites Meteorológicos (EUMETSAT) http://www.eumetsat.de Centro Europeo de Predicción a Medio plazo (ECMWF) http://www.ecmwf.int ECOMET http://www.meteo.oma.be/ECOMET Portales meteorológicos Accuweather http://www.accuweather.com UM Weather http://cirrus.sprl.umich.edu/wxnet/

15.7 Servicios de planificación de derrotas En los últimos años, hemos presenciado la eclosión y afianzamiento de empresas privadas que mediante un servicio de suscripción a las compañías navieras proporcionan a los buques de dichas compañías un servicio de entrega regular de cartas de tiempo para que el capitán, in situ, pueda valorar la situación y optar por la derrota más conveniente. Dichos servicios, llamados también Weather routeing, han sido posibles gracias a la rapidez y ubicuidad de los sistemas de comunicación por satélite y a los avances en la informática,y suponen un valioso soporte operativo tanto para el capitán como para el fletador38.

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OWEN, P. (2001). Master the weather. ISFMA Newsletter marzo 2001.

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La derrota óptima para los buques se calcula a partir de la predicción meteorológica en la zona de navegación a medio plazo, actualizada a diario, junto a otros datos como el consumo de combustible del buque. Un ejemplo de estas empresas es la WNI Oceanroutes (UK) Ltd 39.

Fig. 15.3 Pantallas de un programa de gestión de flotas.(Con permiso de OceanRoutes UK, Ltd.)

De hecho, existe un amplio abanico de sistemas de optimización de derrotas y de proveedores de los mismos, desde los más básicos que ofrecen simplemente paquetes de información meteorológica a los servicios a medida que ofrecen detallados paquetes de información sobre la derrota contemplando las características el buque40. Procederemos a repasar brevemente, por orden alfabético, algunos de los servicios ofrecidos en la actualidad: a) Aerospace & Marine International: uno de los servicios ofrecidos por A&M es el Optimum Voyage Routing Service, el cual es mandado tanto al buque como al naviero, antes de su salida, con las previsiones de tiempo y derrota recomendada. Posteriormente y mientras el buque navega, las predicciones meteorológicas se actualizan a diario y se proponen derrotas alternativas en el caso de que la situación sinóptica difiera de la prevista al principio. Al final del viaje se manda un informe del mismo con el cálculo del efecto de los factores de tiempo meteorológico y corrientes, velocidad del buque, tiempo perdido y consumo de combustible. Paralelamente se ofrece el sistema Weather 3000, que es un sistema de gestión de flotas a tiempo real, disponible vía web, mediante el cual los armadores y los navieros, pueden seguir sus buques, revisar los mensajes de tráfico, ver en pantalla la posición, rumbo y velocidad de los buques, confirmar el ETA junto a la capa de información meteorológica sobreimpresionada y visualizar las derrotas anteriores; todo ello disponible las 24 horas del día41. b) Applied Weather Technology: la empresa AWT ofrece servicios de derrota meteorológica a medida así como el servicio BonVoyage, el cual propone una derrota basada en las condiciones meteorológicas previstas. 39

Página de la empresa: http://www.wni.co.uk/index.htm ANDERSON, N. Weather routeing is ship’s crucial choice. Oceanvoice, marzo 2002. 41 Página de la empresa: http://www.amiwx.com. 40

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El software utilizado en el sistema BonVoyage utiliza la información meteorológica en tiempo real para generar gráficos en color lo que proporciona una visión meteorológica mucho más completa que no los tradicionales partes en texto basados en los boletines o radiofacsímiles, gracias a la presentación detallada de los sistemas de tiempo marcando las zonas peligrosas por el oleaje generado. La propia empresa ha desarrollado una técnica de compresión de datos, que permite mandar información meteorológica de hasta 10 días por delante, al buque, a un coste barato42. La empresa participada por Inmarsat, Rydex (www.rydex.com), ofrece el sistema BonVoyage como añadido a sus productos de correo electrónico Rydex Express y rmx2. c) ChartCo: el servicio de suscripción meteorológico MetManager está producido por ChartCo en colaboración con Applied Weather Technology. Dicho servicio, lanzado en el año 2000, utiliza entre otros los datos proporcionados por la NOOA43 y transmite un resumen del tiempo con opción a 5 y 10 días de previsión. Dicho sistema está diseñado para una fácil utilización mediante iconos y gráficos de color, que proporcionan a los capitanes las recomendaciones sobre la mejor ruta de acuerdo con la información meteorológica actualizada. La posición del buque y la derrota planeada pueden sobreponerse a la pantalla, que muestra la información meteorológica: presión en superficie, viento, altura de ola y dirección y ciclones tropicales, junto a la evolución del barco44. d) Meteo Cónsult: el sistema de información meteorológico y optimización de derrota a bordo SPOS está producido por el departamento marino de la empresa holandesa de previsión meteorológica Meteo Consult. Este sistema está diseñado para cualquier tipo de buque, tanto los rápidos porta-contenedores transoceánicos como los remolques sumergidos. Utiliza el equipo estándar a bordo de cualquier buque como un PC y los terminales de comunicación por satélite Inmarsat A, B o M. Cada día Meteo Consult prepara una previsión marina global de hasta 5 días de adelanto, basada en la información proporcionada por el UK Meteorological Office. Los archivos con los datos, son mandados entonces a los buques vía e-mail, asegurando que un terminal Inmarsat A sólo necesita un minuto para recibirlos. Una vez a bordo, la información puede ser visualizada en la pantalla del PC con animaciones o imprimirse, y contiene los campos de presión, viento y mar de viento y de fondo, a la vez que avisos de huracanes y una base de datos climática global. De acuerdo con el fabricante, el interfaz del ha sido diseñado para que una hora de aprendizaje sea suficiente para familiarizarse con el sistema; también dispone del llamado routeing wizzard para adiestrar a los nuevos s en el proceso de trazado de la ruta óptima. En dicho proceso, el operador debe introducir las especificaciones del buque en el sistema para que calcule la ruta óptima y la compare con las rutas previamente definidas por el . Una vez definida la ruta óptima, se genera automáticamente un registro45. e) Nowcasting International: esta empresa está especializada en proporcionar previsiones a corto plazo más exactas, a partir de la adquisición de los partes de tiempo más elaborados y posteriormente adaptados a los requisitos de los s. Los datos comprimidos pueden recogerse regularmente y ser visualizados en la pantalla de un PC a través del software de la compañía.

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Página de la empresa: http://www.appliedweather.com. US National Oceanic and Atmospheric istration. Entidad pública del gobierno de los EE.UU. 44 Página de la empresa: http://www.chartco.com. 45 Página de la empresa: http://www.spos.nl. 43

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Se ofrecen hasta tres servicios: Nowcasting Pro, diseñado para trasnbordadores convencionales y buques mercantes de línea regular, que proporciona la velocidad y dirección del viento y la altura significativa de ola, a intervalos horarios regulares; Nowcasting Pro Fastcraft, diseñado específicamente para buques de alta velocidad, que proporciona periodo, altura y dirección de la mar de fondo, además de la dirección y velocidad del viento y altura significativa de la mar de viento; y finalmente Nowcasting Pro Offshore, desarrollado para buques que realizan operaciones, buques prospectores, buques de guerra y pesqueros, cuyas zonas de operación pueden variar a diario, de modo que el puede elegir entre diferentes tipos de datos a recibir y áreas a cubrir46. f) Oceanweather: radicados en Connecticut (EE.UU), ofrecen el servicio Vessel Optimisation and safety System (VOSS) para la elección de la derrota óptima. El software se diseñó con un potente algoritmo que permite analizar miles de posibles derrotas, con el fin de obtener la de menor coste y menor duración de tiempo, para una hora de llegada determinada. Para un buque determinado, se modela matemáticamente el casco y la hélice, a fin de predecir las reacciones del casco ante el viento y las olas y asegurar que el buque opera dentro de sus límites de seguridad. Los datos proporcionados por el servicio junto a las observaciones a bordo pueden usarse durante el viaje como herramienta de decisión, y un programa que reproduce los movimientos del buque a partir de la información proporcionada por sensores recomienda la velocidad óptima, las revoluciones por minuto de la máquina y el rumbo, para reducir los riesgos debidos al mal tiempo o daños en la máquina. El servicio VOSS puede crear también una simulación de la derrota de un remolque con datos históricos o previsiones de las distintas regiones marítimas en cualquier día del año, y puede conectarse a los sistemas integrados de navegación y de cartas electrónicas47. g) Transas: especialista en sistemas electrónicos en el mundo marítimo, proporciona su servicio Weather Wizard, que ganó el premio CITIS 2001 a la innovación en seguridad de equipamiento náutico electrónico. Este software trabaja a partir del sistema de cartas electrónicas y navegación integrado Navi-Sailor también de Transas, tomando los datos de predicción marítima de alta calidad del UK Meteorological Office. Tras recibir las previsiones de tiempo, se presentan los datos meteorológicos de forma vectorial sobre la base de la carta electrónica hasta cinco días por delante. También se puede mostrar el tiempo reinante durante la navegación, lo que permite calcular la pérdida de velocidad del buque en función de las corrientes, viento y la mar de viento y de fondo. Los s pueden suscribirse semanal, mensual o anualmente al servicio o simplemente encargar previsiones puntuales. El propio sistema Weather Wizard especifica la frecuencia de las previsiones requeridas, en función del área, duración del viaje y detalle de previsión48. h) Weather Routeing: empresa radicada en Nueva York, proporciona previsiones de las condiciones de una derrota en función de la situación meteorológica general y los campos previstos de viento y olas además de otras variables como niebla, icebergs y rociones que puedan congelarse en cubierta. También proporciona un servicio detallado de información de la velocidad y dirección del viento, así 46

Página de la empresa: http://www.nowcastinginternational.com. Página de la empresa: http://www.oceanweather.com. 48 Página de la empresa: http://www.transas.com. 47

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como de la mar. En 1999, presentó el paquete Dolphin, radicado en web que combina un sitio interactivo junto a un programa de navegación. Éste está diseñado para la gestión de flotas ya que posiciona cartas de situación de los buques, previsión de llegadas y cartas de tiempo con información de ciclones tropicales (sobreimpresionando la posición de los buques con el tiempo) y tiene la opción de imágenes de satélite, radar, condiciones en puerto y un registro de todas las comunicaciones realizadas con la flota del naviero49. i) WNI Oceanroutes: empresa californiana que proporciona información meteorológica a bordo y el sistema de guía de derrota Orion, paquete en windows para el seguimiento del buque y provisión de la previsión del tiempo; diseñado para optimizar la seguridad, consumo y tiempo de trayecto de los buques. Orion funciona en un PC y actualiza diariamente los partes de previsión meteorológica, mostrando los efectos del viento, olas y corrientes sobre el buque durante su viaje, y asegurando que puede calcular la mejor derrota en función de las condiciones reinantes en cualquier momento. Puede utilizarse como una herramienta única o como parte de un sistema de gestión de flotas, como el WNI Oceanroute’s Polaris. Las prestaciones del sistema Polaris incluyen los datos meteorológicos, imágenes satélite, trazado de rutas optimizado, comparativa de rutas y su presentación, informes a bordo y en tierra de las anteriores, integración de la posición del GPS, modelo del buque y cartas de todo el mundo. Los datos del tiempo se superponen a una carta que muestre la derrota o en forma tabular. El sistema también permite presentar las posiciones de los buques de la flota, los buques que estén en peligro, y los efectos del tiempo sobre la ruta trazada por el buque.

Fig. 15.4 Imagen de un portacontenedores navegando en mar gruesa.

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Página de la empresa: http://www.wriwx.com.

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Recientemente la empresa lanzó al mercado un servicio, disponible por internet, llamado Ocean Watch, que presenta la situación de la flota y rutas, tiempo y condiciones de mar y viento, el informe de la posición del buque, imágenes de satélite e informes de las prestaciones de cada buque50.

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Página de la empresa: http://www.oceanroutes.com.

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16 Prácticas de interpretación con partes de tiempo La Organización Meteorológica Mundial establece criterios y programas para facilitar el pronóstico del tiempo. Para conocer el pronóstico del tiempo, es necesario conocer la mayor cantidad de las diferentes variables meteorológicas, observadas cuatro veces al día y simultáneamente en la mayor cantidad de puntos posibles sobre la superficie de la Tierra, para confeccionar un mapa meteorológico a esa hora. Las principales variables para cada hora y lugar determinado serán: la presión y la tendencia barométrica, la temperatura y su tendencia, la nubosidad, clase y altura de las mismas, la humedad, la intensidad y dirección del viento, visibilidad, diferencias térmicas entre el aire y el agua, hielo y su espesor y hasta imágenes satélite de la zona. El conjunto de estos datos permite levantar mapas sinópticos que abarcan la extensión ocupada por las estaciones observadoras. La Organización Meteorológica Mundial y la Comisión Oceanográfica Intergubernamental programan el sistema integrado de estaciones oceánicas, formado por estaciones terrenas fijas, barcos meteorológicos asignados a una área determinada y barcos en ruta. También destaca en este punto el GARP (programa de investigación global de la atmósfera). Los datos de esta red mundial de observatorios en altura y de superficie se transmiten a los centros de análisis y predicción, por medio de una red de telecomunicaciones eficiente. Para facilitar la transmisión de dicha información, se manda por clave cifrada, y se ahorra así tiempo y espacio. Esta transmisión se denomina parte meteorológico. Los boletines meteorológicos de predicción del tiempo que emiten los medios de comunicación y los radioavisos náuticos que contienen información del tiempo, se conocen también como partes meteorológicos. En la actualidad, los centros meteorológicos difunden mapas del tiempo por facsímil vía línea telefónica o por radiofacsímil para los barcos que dispongan de receptores en las frecuencias establecidas internacionalmente. Desde 1999, es obligatorio para barcos de navegación mercante, la disponibilidad de un receptor de telegrafía impresa que puede recibir los partes meteorológicos en lenguaje claro (el anteriormente descrito Navtex).

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16.1 Boletines meteorológicos. Tipos Existen tres tipos de boletines meteorológicos: Clase A: contienen las informaciones efectuadas en los semáforos. Clase B: partes de información y de previsión, que contienen: - Avisos de temporal. - Estado actual del tiempo. - Previsión para las 12 horas siguientes. - Avance de la previsión para las 24 horas siguientes. Clase C: corresponden a un conjunto de observaciones de la costa, con predicción valedera para todo el litoral. Todas las estaciones costeras de onda media por radiotelefonía o radiotelegrafía y las de VHF, emiten boletines meteorológicos por las principales frecuencias de trabajo de cada estación, previo aviso por la de 2182 kHz, en el canal 16 por las costeras de VHF y en 500 kHz (Navtex) las estaciones costeras radiotelegráficas. En el supuesto de precisar el parte meteorológico fuera de las horas de transmisión, la estación costera conectará al con una grabación del terminal del Instituto Nacional de Meteorología, con información zonal.

16.2 Interpretación elemental de los mapas meteorológicos La predicción del tiempo, además de mucha base científica, precisa también de una experiencia sólida por parte del predictor, aunque es posible tener unas ideas simples que permitan la interpretación de un mapa del tiempo. La predicción se basa en un estudio consecutivo de los diferentes mapas del tiempo a cortos intervalos y con un porcentaje de probabilidades que descansan en la experiencia propia, pero simplemente mirando un mapa del tiempo se pueden obtener conclusiones provechosas. El navegante dispone, asimismo, de información meteorológica por medio de boletines y avisos radiados, o en forma de clave o por facsímil. Del estudio de un mapa del tiempo junto a observaciones de los instrumentos de que se disponga (barómetro, higrómetro, termómetro, etc.) y las referencias de tipo visual como la visibilidad horizontal, clases de nubes, etc., se puede llegar a conclusiones muy válidas. En la observación de los mapas del tiempo se debe tener en cuenta: Dirección del viento: el role del viento alrededor de una alta o baja, presión. El viento sigue la dirección de las isobaras si bien en las proximidades de la alta, el viento se desvía hacia fuera en un ángulo de entre 10º y 25º y en las bajas alrededor de 10º a 20º hacia su interior.

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Intensidad del viento: ésta es función del gradiente barométrico, cuanto más apretadas las isobaras, más fuerte será el viento. Estado de la mar: será función de la intensidad con que haya soplado un viento entablado, duración del mismo y fetch. Desplazamiento de los frentes: en general se puede considerar una velocidad de avance de 20-30 nudos y dirección ENE en el hemisferio norte y ESE en el hemisferio sur. Mediante observaciones consecutivas se puede obtener una tendencia más real. De todas formas, la dirección que toman las isobaras en el sector cálido es indicativo de la dirección de avance del sistema frontal. Depresiones secundarias: se trata de depresiones que aparecen cerca de las principales, que pueden intensificarse y llegar a ser más fuertes que la principal. En principio, se funden con ella. Isotermas en V: cerca de la inflexión de las isobaras en un frente caliente y anticipándose al mismo, habrá lluvias persistentes seguidas de un tiempo apacible y nuboso; en el caso de tratarse de un frente frío habrá turbonadas seguidas de un tiempo frío y horizonte nítido. En el caso de un frente ocluido, seguirá un velo nuboso en el cielo. En una carta de superficie podemos aplicar lo aprendido, interrelacionando la información que nos pueda proporcionar el campo bárico junto a la del campo frontal. Recordemos las manifestaciones meteorológicas al paso de un sistema frontal. En el caso de un frente cálido, la presión, antes de pasar el frente, ya habrá estado descendiendo regularmente, y la temperatura se mantendrá, quizás con una leve subida. Ambas variables van a evolucionar según la lógica, ya que el buque ve acercarse una masa de aire caliente (menos denso) que empuja a otra fría por delante. La nubosidad, como el aire caliente ha ido deslizándose por encima del frío, será de tipo estratiforme, aunque inmediatamente antes del frente llegarán los cirros, para ir descendiendo a cumulostratos, cumulocirros hasta altostratos e incluso nimbostratos en el frente. Las precipitaciones pueden ser chubascos muy aislados y ocasionales, ya que el tipo de nubosidad que hay en el cielo no es propiamente de lluvia (excepto los nimbostratos), aunque pueden descargar llovizna o lluvia. Si la temperatura es baja puede nevar. La visibilidad es buena excepto dentro de las precipitaciones. El viento incrementa su intensidad y rola del SSW al SW. 1) Al pasar el frente, la temperatura aumenta y la presión cesa de descender. La nubosidad típica son los nimbostratos bajos que traerán lluvias rápidas de corta duración. La visibilidad será mala y pueden ocasionarse brumas o nieblas, según las condiciones de humedad relativa y temperatura. El viento será variable en intensidad rolando del SSW al W1/4 SSW y bruscamente al W. 2) Tras el paso del frente, ya en el sector cálido, la presión ha bajado. Ahora se mantiene estable, excepto en el caso de que la masa de aire sea cálida e inestable. La temperatura, al estar dentro del sector cálido, se mantiene aproximadamente.

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La nubosidad es del tipo estratos, estratocúmulos (ya han descargado los nimbostratos) y ocasionalmente cúmulos, que pueden traer chubascos. Las precipitaciones son de lluvia y llovizna intermitente, si las hay; y de haber cumulos, chubascos aislados. El viento mantiene su intensidad y dirección del W. A medida que la borrasca va avanzando, el buque se hallará sometido a la influencia del frente frío. En la aproximación del mismo, pero aún dentro del sector cálido: la presión atmosférica se mantiene hasta que en las proximidades del frente, desciende rápidamente. La temperatura del aire cambia poco, pero si la masa de aire cálido es inestable, pueden formarse los chubascos prefrontales y en esta zona la temperatura oscilará a saltos descendiendo rápidamente. La nubosidad será eminentemente de desarrollo vertical, pudiendo ser estratocúmulos y cúmulos, en la zona pre frontal, para dar paso a cúmulos y/o cumulonimbos ante el frente. Las precipitaciones pueden suponer chubascos pre frontales antes de la línea de turbonada, para dejar paso a un claro, y luego chubascos fuertes, derivados del frente en sí, que forman la línea de turbonada. La visibilidad de es regular a moderada, y pueden formarse nieblas por la condensación de la humedad del aire que se ha enfriado rápidamente. El viento se mantiene, aunque inmediatamente antes del frente, varía lenta e irregularmente. Sigue soplando de poniente. 3) Al pasar el frente, la presión aumenta rápidamente (masa de aire denso) y la temperatura baja rápidamente (masa de aire frío). La nubosidad estará formada por los cúmulos grandes y/o cumulostratos y nimbostratos bajos. Las precipitaciones posibles en cada situación serán chubascos violentos acompañados de granizo (según la temperatura) y descargas eléctricas, como continuación de las precipitaciones ocurridas en la líneas de turbonada. La visibilidad será reducida a causa de los chubascos. El viento será más intenso y rolará rápidamente al NW. 4) Pasado ya el frente, en el sector frío, la presión atmosférica continuará aumentando pero ya de forma más lenta. La temperatura se mantiene al nivel que tenía en el sector frío, aunque ocasionalmente puede bajar lentamente, según los chubascos. La nubosidad remanente serán cúmulos, pero irá progresivamente despejándose el cielo. Las precipitaciones pasan de ser una lluvia fuerte a aclararse rápidamente. Se suceden los chubascos aislados que van espaciándose. La visibilidad sufre una mejora considerable, al pasar el frente, excepto dentro de los chubascos. El viento va encalmándose poco a poco y se mantiene de mistral, excepto en los chubascos.

16.3 La predicción a corto plazo La aplicación más importante de la ciencia meteorológica es sin duda el pronóstico del tiempo. Esta aplicación es un factor más a tener en cuenta para la planificación de cualquier navegación ya sea

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marítima o aérea. La previsión del tiempo puede ser a plazo corto (de 24 a 72 horas), medio (una semana) o largo (un mes). Para una previsión a corto plazo, o previsión sinóptica, se utilizan mapas sinópticos del tiempo, tanto en superficie como en altura. El propósito que se persigue con el análisis del tiempo es formular un diagnóstico de la situación atmosférica en tres dimensiones. De este modo tratamos de obtener un panorama más o menos completo del estado físico de la atmósfera. Efectuando tales análisis tres o cuatro veces por día, nos podemos formar una idea de cómo se desplazan los frentes, ciclones, masas de aire, etc., y observar los cambios que ellos experimentan durante su avance. Esta clase de informaciones son la base para pronosticar los desplazamientos y desarrollos futuros. La teoría y los fundamentos del análisis sinóptico y del pronóstico constituyen una de las ramas más intrincadas de la meteorología.

16.4 El análisis de las cartas del tiempo El objetivo del análisis sinóptico es el de obtener un cuadro de la estructura de la atmósfera en tres dimensiones. De disponer de observaciones aéreas suficientes y abarcando una amplia zona, el análisis se simplifica considerablemente. Sin embargo, muchas veces es preciso llevar a cabo el análisis sin poder recurrir a las observaciones de la atmósfera libre; entonces hay que aprovechar todos los datos que caracterizan las condiciones cerca del suelo, para inferir de ellos la estructura de la atmósfera libre. Aquí nos referimos a la observación de las nubes y de las formas de precipitación. Dividiremos este análisis en las siguientes etapas: La primera consiste en examinar las formas de las nubes y de las precipitaciones, indicar los frentes que separan las diferentes masas de aire e indicar también si estas masas son estables o inestables. Por ejemplo, las nubes cumuliformes son indicios de inestabilidad, así como las precipitaciones en forma de chaparrones o las vinculadas con turbonadas. Por otra parte, las nubes estratiformes y las precipitaciones en forma de llovizna son propias del aire estable. Por último, los cirroestratos, altostratos y nimbostratos, como las extensas regiones con precipitación uniforme, son indicios de frentes. La segunda etapa consiste en identificar las diferentes masas de aire, frentes y ciclones con aquellos del mapa precedente. Los frentes y las masas de aire deben avanzar con la misma velocidad que los vientos prevalecientes; debe haber concordancia lógica entre las posiciones que ocupan en el mapa presente y las que ocupaban en el anterior. En un palabra, el análisis debe ajustarse al principio de la sucesión cronológica, que es uno de los principios fundamentales para el análisis sinóptico del tiempo. En la tercera etapa se realiza el trazado de las isobaras. Es recomendable trazar primero todas las isobaras en una misma masa de aire, prosiguiendo luego con otra masa de aire y así sucesivamente. La cuarta etapa consiste en examinar con mayor detalle las masas de aire para aclarar los siguientes puntos: - origen de la masa de aire, - sentido en que se desplaza (si se mueve hacia regiones más cálidas o más frías),

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- investigar si el calentamiento o el enfriamiento diurno afecta a las condiciones de estabilidad. La quinta etapa tiene por objeto determinar de la forma más detallada posible las condiciones existentes en los frentes, y la clase de frente (cálido, frío u ocluido), teniendo en cuenta todas sus características. Aunque las tendencias barométricas deben tomarse en cuenta para localizar los frentes, conviene postergar el trazado de las isalóbaras hasta que se tenga el cuadro definitivo de los frentes y las isobaras. La última etapa del análisis comprende un examen de las regiones donde la distribución de los vientos es favorable para la formación de los nuevos frentes; esto sucederá donde los vientos convergen y existe un gradiente horizontal de temperatura suficientemente pronunciado.

16.5 El pronóstico del tiempo Entre el proceso de analizar y el de pronosticar no existe una delimitación definida. En el análisis se procura obtener un cuadro de las propiedades físicas del aire en el espacio y en el tiempo. De esta manera el análisis lleva directamente a tener una idea más o menos definida de lo que sucederá en el futuro próximo. Una vez terminado el análisis quedan por resolver los siguientes problemas: - Determinar el movimiento de los sistemas de presión, de los frentes, etc, en el periodo que abarca el pronóstico. - Determinar los cambios de intensidad que experimentarán dichos sistemas de presión, frentes, etc., durante el periodo en cuestión. - Prever los cambios que en ese periodo sufrirán las propiedades físicas de las masas de aire. Podemos decir que el procedimiento del pronóstico consiste principalmente en extrapolar las condiciones futuras sobre la base de las presentes y las anteriores. A continuación se exponen los principios utilizados para predecir el tiempo por un intervalo de 24 a 36 horas. 16.5.1 Método de las trayectorias Se basa en la continuidad, es decir, en la suposición de que lo que ha ocurrido en los intervalos anteriores seguirá ocurriendo en los sucesivos. Este método es adecuado para emplearlo en plazos de predicciones inferiores a 12 horas. Distinguiremos los casos siguientes: a) Trayectoria rectilínea y velocidad uniforme Supongamos un sistema meteorológico que a lo largo de tres mapas sucesivos (diferenciados seis horas) se desplaza en línea recta y recorriendo intervalos análogos de distancia. Si la distribución bárica es similar entre ellos podemos esperar que el sistema siga manteniendo su dirección y velocidad en las próximas seis horas. b) Trayectoria rectilínea con aceleración

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Ahora suponemos un sistema que se desplaza de un punto A a otro B, separados 120 millas en un intervalo de seis horas, y de B a C, separados 100 millas en el mismo intervalo. Evidentemente la velocidad ha disminuido en una sexta parte. Por lo tanto, en la predicción para las seis horas siguientes podemos imaginar que el sistema se mueve en la misma dirección con la velocidad disminuida en una sexta parte, o sea, que recorrerá unas 80 millas. c) Trayectoria curvilínea Imaginemos un sistema meteorológico que se desplaza de A a B, separados una cierta distancia y en una cierta dirección. En el siguiente intervalo de seis horas se recurva la trayectoria y la velocidad disminuye; por continuidad, debemos suponer que la trayectoria seguirá recurvándose y disminuyendo la velocidad del desplazamiento. La velocidad de traslación es menor cuanto menor sea el radio de curvatura de la trayectoria. 16.5.2 Método del viento geostrófico Está especialmente indicado para calcular el desplazamiento de los frentes. Estos se mueven con una velocidad que depende del viento no perturbado sobre la capa de fricción, es decir, del viento geostrófico. Esta capa se extiende en altitud hasta unos 1.000 ó 2.000 m, por lo que la deducción del viento no debe efectuarse a partir de las observaciones de superficie, influidas por el rozamiento, sino teniendo en cuenta el mayor o menor apretamiento de las isobaras. Las reglas más importantes para calcular el desplazamiento son las siguientes: - Los frentes cálidos se mueven con una velocidad del orden del 60 al 80% de la componente del viento geostrófico normal al frente. - Los frentes fríos se mueven con una velocidad comprendida entre el 70 y el 90% de la componente del viento geostrófico normal al frente. - Los frentes ocluidos se mueven como cálidos o fríos, según la oclusión sea de tipo cálido o frío. - Una depresión se mueve con una velocidad análoga a la de su frente caliente y algo inferior a la de su frente frío. 16.5.3 Método de las isalóbaras Se funda en la superposición del campo isalobárico al isobárico, lo que permite calcular el desplazamiento de los distintos sistemas meteorológicos (centros de alta o baja presión, dorsales, vaguadas y frentes). Petterssen estableció unas fórmulas que expresan el desplazamiento en función de la presión y de la tendencia barométrica. Este desplazamiento puede ser en la dirección del gradiente isalobárico o en dirección contraria al gradiente isalobárico. La velocidad se calcula, como ya hemos dicho antes, con las fórmulas de Petterssen, las cuales expresan que es proporcional al gradiente isalobárico e inversamente proporcional a la llamada curvatura del perfil de la presión, entendiendo por tal la proyección de los distintos valores de esta

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velocidad a lo largo de un eje perpendicular a la línea de vaguada o dorsal. Esta curvatura será mayor cuanto más profunda sea la vaguada o más intensa la dorsal. Cuando se trate de centros cerrados, anticiclones o depresiones, el desplazamiento se calcula a lo largo de dos ejes perpendiculares que pasan por su centro y que pueden considerarse como líneas de vaguada o de dorsal. Estos desplazamientos, calculados con arreglo a la fórmula de Pettersen, constituyen las componentes del vector desplazamiento del centro cerrado de que se trate, y en general, adoptan una dirección intermedia entre la de uno de sus ejes y la del gradiente isalobárico. Los sistemas bien definidos, es decir, anticiclones y dorsales intensos o depresiones y vaguadas profundas, se desplazan con lentitud, ya que la curvatura de su perfil de la presión es grande, mientras que en los sistemas débiles el desplazamiento es más rápido, por la razón contraria. 16.5.4 Método de los sistemas de nubes No es propiamente un método de predicción, en el moderno sentido de la palabra, que implica cada vez más el uso de procedimientos objetivos. Sin embargo, puede constituir un valioso auxiliar para un observador aislado cuando, al carecer de otra información meteorológica, la observación de las nubes puede contribuir a facilitarle una idea respecto de su situación dentro del área de un sistema nuboso, es decir, podrá saber la posición respecto de una depresión móvil. Así, la presencia de nubosidad de cabeza representa la aproximación de ésta mientras que la presencia de cola indica su alejamiento. Conocida la relación ente los sistemas de nubes y la estructura de las depresiones, la observación de éstos constituye una ayuda para el pronóstico de cambios de dirección o intensidad del viento, variaciones de temperatura, etc.

16.6 El procedimiento de predicción del tiempo Una vez analizados una serie de mapas sinópticos se pueden realizar las siguientes etapas para llevar a cabo el pronóstico: Se empieza por determinar los desplazamientos de los sistemas báricos, frentes, etc. Por regla general, será factible hacerlo para un intervalo de 24 horas, aunque en casos dudosos o particularmente complejos se recomienda limitarse a un intervalo de 18 o 12 horas. Es conveniente determinar los desplazamientos en forma numérica, o bien hallarlos aplicando las reglas cualitativas de predicción. De ser posible hay que emplear más de un método. Una vez determinados los desplazamientos hay que examinar si los diferentes sistemas báricos tienden a llenarse o a ahondarse. Estudiada la distribución de las regiones donde se profundizan o llenan los sistemas báricos, se tiene ya un indicio de cuáles son los ciclones, anticiclones, vaguadas, cuñas o frentes que se intensificarán o se debilitarán. A la vez, pueden existir indicios de que se formarán nuevos sistemas. La tercera etapa del proceso de predicción consiste, pues, en establecer la posibilidad de que se formen nuevos sistemas báricos y en apreciar la influencia que ellos puedan ejercer sobre la situación meteorológica general.

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Después hay que determinar la posición y las propiedades de la masa de aire que durante el intervalo abarcado por el pronóstico está por cubrir. Para ello hay que consultar el movimiento de los frentes y de las masas de aire. Esto se realiza de acuerdo con un análisis de las nubes, sondeos aerológicos (diagramas adiabáticos), distribución de la humedad en altura (mapas isentrópicos), y mapas de la presión en la altura. Hay que tratar de estimar los cambios que se producirán en las propiedades físicas de las masas de aire que están por cubrir la región abarcada por el pronóstico. Es necesario tener en cuenta un enfriamiento o calentamiento, una provisión o sustracción de humedad, etc. Conviene contemplar las influencias locales que puedan modificar las condiciones del tiempo, como pueden ser cadenas de montañas, valles, brisas de mar y de tierra, lagos y otros efectos locales. Ya desarrolladas todas las etapas precedentes es recomendable volver a mirar las cartas del tiempo para asegurarse de que ningún fenómeno o posible alternativa ha sido descuidado. Hay que preguntarse si hay algo que pueda hacer que fracase el pronóstico. Queda por contemplar cómo debe redactarse el pronóstico. El texto debe ser claro y no debe presentar ambigüedades; conviene que no exprese únicamente las condiciones probables, sino también el grado de certeza que presenta. Los pronósticos deberían contener algún indicio acerca del grado de seguridad en lo que respecta tanto a fenómenos como al momento en que se producirán. 16.6.1 Conjugación de los métodos de predicción Hay que distinguir entre un pronóstico subjetivo y un pronóstico objetivo. El primero necesita de un amplio margen de criterio, experiencia y “ojo meteorológico” del predictor. El pronóstico objetivo, por el contrario, puede definirse como aquel que, efectuado por distintas personas, conduce siempre a resultados idénticos. Entre este último tipo de pronósticos, reservados a los centros de análisis y predicción, existen los semiautomáticos y los puramente automáticos, en que los mapas previstos los prepara un ordenador electrónico. Estos últimos procedimientos constituyen la llamada predicción numérica, basada en un modelo constituido por una atmósfera teórica expresable por ecuaciones diferenciales físico-matemáticas. Los métodos subjetivos, en cambio, no exigen el empleo de máquinas calculadoras de elevado coste; bastan unos mapas sinópticos analizados y una razonable aplicación de los criterios de desplazamiento para obtener la futura posición de los principales sistemas meteorológicos que pudieran afectar la zona o zonas para las que interese el pronóstico. La experiencia constituye una ayuda decisiva para lograr buenos resultados, pero deben conjugarse los métodos de las isalóbaras, del viento geostrófico y de las trayectorias, ya que al ser independientes entre sí, cada uno sirve de control y de comprobación de los otros. Un pronóstico completo no se reduce a calcular el desplazamiento de los distintos sistemas meteorológicos, sino que debe tener en cuenta, asimismo, su posible atenuación o intensificación, así como los indicios de aparición de nuevos sistemas. En cuanto a la intensificación y amortiguamiento, las siguientes reglas pueden ser una ayuda:

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- Una depresión extra tropical nace solamente sobre un frente preexistente. - Una depresión se ahonda hasta su oclusión y se rellena después. - Una depresión secundaria suele ser más violenta que la principal. - Una depresión vieja se regenera cuando se acerca a un nuevo frente o cuando recibe aportes de aire frío en su sector de cola. Conjugando todas estas ideas, tanto las referentes a desplazamiento como a intensificación, pueden obtenerse resultados bastante satisfactorios en el pronóstico de la evolución del tiempo sobre un mapa sinóptico, en plazos que oscilan entre doce y treinta y seis horas. Ejemplo de análisis de partes meteorológicos Contemplaremos la situación meteorológica correspondiente al día 12 de enero de 2002, para las 12:00 UTC, correspondiente a una previsión hecha para 24 horas, es decir, a corto plazo. La situación se caracteriza por la presencia de: - dos bajas presiones sobre el océano Atlántico, otra al norte del Reino Unido y una más sobre la zona del Ártico. - dos anticiclones de gran extensión sobre la Europa central, otro también extenso sobre el mar Negro, otro al sur de la península ibérica y un último en el Atlántico, cerca de la costa de Marruecos.

Fig. 16.1 Previsión meteorológica a 24 horas. (Con permiso del UKMO.)

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En la baja presión, correspondiente a 973 mb, observamos la formación de un frente ocluido, como consecuencia de la combinación de un frente cálido y otro frío. También vemos que las isobaras están muy juntas, lo que significa que los cambios de presión son muy bruscos y se producen en cortos espacios de tiempo; estamos, por lo tanto, ante una situación de inestabilidad que avanzará de manera rápida según su trayectoria. La misma situación tenemos para las otras bajas presiones. En la de 968 mb, que también está sobre el Atlántico, vemos la formación de un frente ocluido que va avanzando hacia la costa oeste de Europa. Entre las bajas de 988 mb y 974 mb también se forma una oclusión. El aire frío que proviene de la zona del Ártico se encuentra con el aire cálido que proviene del anticiclón que hay sobre Europa. Por otro lado, están las altas presiones. Las que están sobre Europa corresponden a 1035 mb; las isobaras están muy separadas, lo que quiere decir que los cambios de presión son lentos y espaciados en el tiempo y como consecuencia de esto estaremos en una zona de estabilidad. La situación para las otras altas, las correspondientes a 1033 mb, será similar. Ahora nos centramos en la situación para la península ibérica, y más concretamente para Barcelona. Vemos que se acerca un frente frío provinente de la región del Atlántico. Por tanto, el estado del tiempo antes de un frente frío se caracteriza por una bajada de presión, pocos cambios de temperatura, vientos de poniente, nubes altas y posibles lloviznas.

Fig. 16.2 Parte de previsión a 96 horas. (Con permiso del UKMO.)

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Comparando esto con el tiempo que hizo el día 12 de enero, vemos pocas correspondencias, ya que en este día no se produjeron precipitaciones, ni se acusó una disminución de la presión. Sin embargo, la nubosidad era de tipo estratiforme (altostratos y estratocúmulos), y no se apreciaron cambios en la temperatura en relación a los días anteriores. Ahora compararemos este parte con una previsión hecha a un plazo más largo para el mismo día, correspondiente a 96 horas (podríamos considerar que se trata de una predicción a medio plazo). Vemos que los partes se parecen bastante; este último es menos exacto y viene acompañado de menos información, pero la distribución de las altas y las bajas es casi la misma. Por ejemplo, el anticiclón que estaba tocando la costa de Marruecos en la previsión a 96 horas está más hacia el norte que en la de 24 horas, y en esta misma previsión hay una baja sobre Italia que en la previsión a 24 horas ya no aparece. Por lo tanto, se aprecian diferencias bastante notables entre una predicción a corto plazo y una a medio plazo, para dos mapas que representan una misma región.

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17 Breves notas sobre oceanografía 17.1 La química de los océanos La división química de los océanos contempla tres partes principales: • • •

El agua marina Los sedimentos marinos Los organismos que viven en la mar

La naturaleza del agua marina es evidentemente, objeto de nuestro interés en el contexto del presente libro. Las propiedades químicas del agua marina, se obtienen normalmente, analizando muestras de agua obtenida en diferentes puntos y profundidades. Las muestras de agua sub-superficial, se toman mediante botellas diseñadas especialmente para dicho propósito. Dichas botellas abiertas, se montan en una roseta en el extremo de un cable que sostiene también un cable eléctrico aislado. Dicha roseta se sumerge a la cota más profunda que se quiera tomar y se cierra mediante una orden electrónica. Una vez se vacía la muestra en superficie, se realiza la misma operación sucesivas veces a las profundidades deseadas. A la vez, el equipo puede tener diferentes sensores que pueden estar midiendo algunos parámetros del agua mientras se realiza la operación de toma de muestras. Las propiedades físicas del agua marina, dependen principalmente de su salinidad, temperatura y presión a la que está sometida. Sin embargo, factores como el movimiento del agua o la cantidad de materias en suspensión, afectan propiedades de la propia agua como el color, transparencia, conductividad del calor o la absorción de radiación, principalmente. 17.1.1

La salinidad

La salinidad, es la medida de la cantidad de sólidos disueltos en el agua , y se define como la cantidad total de material sólido en gramos contenidos en 1 Kilogramo de agua marina, contemplando el total de sulfatos, cloruros y carbonatos.

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Se expresa en partes por mil (en peso), y como ejemplo, la salinidad media del agua marina es de 35 gramos por kilogramo, que se podría escribir como “35 ppt” o “35 ‰”. La amplitud total de la salinidad en el océano abierto va desde 33 a 38 ppt, siendo su distribución ni uniforme ni constante, variando tanto vertical como horizontalmente, incluso en un mismo punto del océano varía con el tiempo. Sin embargo cuando el agua está diluida como en la desembocadura de los ríos o después de un episodio de fuertes precipitaciones, la salinidad disminuye; y en las áreas donde se produce una evaporación excesiva, la salinidad puede alcanzar las 40 ppt; siendo casos extremos en el Great Salt Lake en Utah o en el Mar Muerto, donde se puede superar fácilmente dicho máximo. Históricamente, la determinación de la salinidad, ha sido un proceso difícil y laborioso, mientras que la cantidad de iones cloruro (más la clorina equivalente del bromuro y yoduro), llamada clorinidad51 puede ser hallado fácil y exactamente por medios químicos con nitrato de plata La salinidad se obtiene a partir de la clorinidad en baso a la relación calculada de la última sobre el total de sustancias disueltas en el agua. Salinidad = 1.80655 x Clorinidad Este valor se denomina salinidad absoluta, (SA). Mediante técnicas químicas la salinidad se puede obtener con una precisión de hasta 0,02 partes por mil. Actualmente la definición de salinidad, ha sido sustituida por la Escala Práctica de Salinidad, (S); mediante esta escala, la salinidad de una muestra de agua marina, se define como la relación entre la conductividad de dicha muestra y la conductividad de una muestra estándar de cloruro de Potasio (KCl). Como la escala de salinidad es una relación sin unidades físicas, se usa el término de unidades de salinidad prácticas o psu. La escala práctica de salinidad combinada con las modernas células de conductividad y salinómetros de mezcla, proporciona medidas de las salinidad de magnitudes más exactas de 003 psu, respecto al proceso químico. La salinidad absoluta y la salinidad, son valores numéricos muy parecidos. De todos modos, se ha descubierto que la conductividad eléctrica está más relacionada con la densidad que con la clorinidad. Como una de las razones para obtener la salinidad es la de deducir la densidad, ello supone un tanto a favor de la escala práctica de salinidad. 17.1.2

La temperatura

La temperatura en el océano, varía ampliamente tanto horizontal como verticalmente. Los máximos valores alrededor de 32°C se han registrado en la superficie de las aguas del golfo Pérsico en verano, siendo los menores posibles de alrededor de –2°C (la temperatura mínima usual de congelación del agua marina) en las regiones polares. A excepción de las regiones polares, la distribución vertical de la temperatura en la mar, muestra una disminución con la profundidad, puesto que el agua fría es más densa (asumiendo la misma salinidad), se hunde por debajo del agua más cálida. Esto supone una distribución de la temperatura inversa a la de la corteza terrestre, en la que la temperatura incrementa con la profundidad.

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Clorinidad: Gramos de cloruro en 1000 gramos de agua de mar.

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En la mar, existe usualmente una capa mezclada de agua isoterma bajo la superficie, donde la temperatura es la misma que en superficie. Esta capa debe su existencia a dos procesos físicos: la mezcla por el viento y el flujo convectivo debido que el agua superficial se enfría y se vuelve más densa. Esta capa está mejor desarrollada en las regiones árticas y antárticas, y en mares como el Báltico y el Mar del Japón durante el invierno, donde se puede extender hasta el fondo del océano.. En los trópicos, la capa mezclada por el viento puede llegar a profundidades de 125 metros, pudiendo mantenerse durante todo el año. Por debajo de esta capa, la temperatura decrece rápidamente, a lo que se denomina termoclina. A profundidades mayores de 400 metros, la temperatura en cualquier punto es menor de 15°C. En las capas más profundas, alimentadas por aguas frías que se han hundido desde la superficie en el ártico o antártico, se pueden rozar los –2°C. En las regiones más frías, el enfriamiento crea el flujo convectivo y por tanto la capa de agua isoterma, pero en verano se crea una capa termoclina debido a que el agua superficial se calienta. La temperatura se mide tanto con termómetros de resistencia de platino o cobre o un termistor (aparatos que miden el cambio de conductividad de un semiconductor con los cambios de temperatura). El CTD (conductivity-temperature-depth) es un instrumento que transmite una señal continua de los sensores que equipa a medida que es sumergido en el océano, la temperatura se determina mediante un termómetro de resistencia de platino, la salinidad por conductividad y la profundidad por presión. Dichas señales se transmiten a la superficie a través de un cable y son grabadas, la exactitud de la medida de temperatura es de 0.005°C. Para medir los perfiles de temperatura desde la superficie en un buque en navegación, se utiliza el batitermógrafo desechable o expendable bathythermograph (XBT). Éste usa un termistor que conecta con el buque mediante un fino alambre. El alambre está devanado alrededor del aparato sensor, se va largando a medida que el batitermógrafo cae hasta que se suelta. La profundidad que se anota en cada lectura de la temperatura, se deduce por el tiempo transcurrido y la velocidad de hundimiento conocida del aparato. Obviamente, el abanico de profundidades se determina por la cantidad de alambre almacenado, siendo el alcance más común el de 450 metros. Al final de la caída, el alambre se rompe y el aparato cae al fondo del océano. Si el instrumento se manda desde un avión; los datos son mandados al avión desde una boya que queda firme al alambre del XBT. La exactitud y precisión de un XBT oscila alrededor de los 0.1°C. 17.1.3

La presión

La unidad apropiada en sistema internacional para la presión en oceanografía es 1 kPa = 103 Pa donde Pa es un Pascal que es igual a 1 Newton por metro cuadrado. Otra unidad más usada es el bar el cual es aproximadamente igual a 1 atmósfera (la presión atmosférica se mide con un barómetro y se puede leer en hectopascales o milibares). La presión del agua se expresaría en decibares, 10 de estos equivaldrían a 1 bar. Un decibar es igual a cerca de 1 1/2 libras por pulgada cuadrada. Dicha unidad se comenta por que es aproximadamente la presión que ejerce una columna de 1 metro de agua. De modo que la presión en decibares es aproximadamente la misma que la profundidad en metros, la unidad de profundidad.

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Aunque virtualmente todas las propiedades físicas del agua marina se ven afectadas por la presión, el efecto no es tan grande como el de la salinidad y la temperatura. La presión es de particular importancia para los submarinos por el esfuerzo que obliga a soportar a su casco y estructuras y de una forma indirecta por su efecto en la flotabilidad. 17.1.4

La densidad

La densidad es el cociente de la masa por unidad de volumen. Siendo sus unidades en sistema internacional el kilogramo por metro cúbico. La densidad del agua marina depende de la salinidad, temperatura y presión. A temperatura y presión constantes, la densidad varía con la salinidad. Una temperatura de 0°C y presión atmosférica, se consideran condiciones estándar para la determinación de la densidad. Los efectos de la expansión y compresibilidad termal, se usan para determinar la densidad a otras temperaturas y presiones. De hecho los pequeños cambios de densidad en la superficie del agua, no afectan al calado o trimado de un buque, aunque si se presenta un cambio perceptible cuando un buque pasa de agua salada a dulce. Los cambios de densidad a cierta profundidad bajo la superficie, afectan la flotabilidad de los submarinos por que éstos están lastrados para flotar de una forma neutral (C centro carena =G centro de gravedad). Para los oceanógrafos, la densidad importa a causa de su relación con las corrientes oceánicas. Valores normales de densidad en mar abierta oscilan entre 1.021 kilogramos por metro cúbico en superficie, hasta 1.070 kilogramos por metro cúbico a profundidades de 10.000 metros. Un hecho que destacar es la definición de densidad anómala al valor de densidad menor de 1.000 kilogramos por metro cúbico. De forma que cuando se habla de una densidad de agua marina de 25 kilogramos por metro cúbico, se trata de una densidad de 1.025 kilogramos por metro cúbico. Los mayores cambios en la densidad del agua marina ocurren en superficie, donde el agua está sujeta a influencias que no existen en profundidad. En superficie, la densidad disminuye a causa de la precipitación, desagües desde tierra, hielo fundido o calentamiento. Cuando el agua superficial se vuelve menos densa, tiende a flotar por encima de del agua más densa por debajo. La densidad del agua de superficie se incrementa por la evaporación, formación de hielo marino y por enfriamiento. Si el agua superficial se vuelve más densa que la inferior, se inicia un proceso convectivo que produce una mezcla en vertical. El agua más densa de superficie se hunde y mezcla con el agua menos densa inferior. La capa de agua resultante es de una densidad intermedia. Este proceso continua hasta que la densidad de la capa mezclada es menor que la del agua inferior. La circulación convectiva establecida como parte de este proceso puede crear capas mezcladas uniformemente muy profundas. Si el agua superficial se vuelve suficientemente densa, se hunde siempre, si esto ocurre en un área donde el flujo horizontal no está obstruido, el agua que ha descendido se disemina en otras regiones, creando una capa de aguas densas en el fondo. Como el mayor incremento en densidad ocurre en las regiones polares, donde el aire es frío y se se forman grandes cantidades de hielo conforma la fría y densa agua polar, que se hunde y se disemina a latitudes más bajas. En la región del océano ártico, el agua fría y densa se confina entre el estrecho de Bering y la dorsal submarina que existe entre Groenlandia Islandia y Europa. En el antártico sin embargo, no existen tales barreras geográficas y las grandes cantidades de agua fría y densa fluyen

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hacia el norte por el fondo del océano. Este proceso ha continuado por un tiempo suficientemente largo como para que todo el fondo del océano se vea cubierto por esta capa de agua, lo que explica la existencia de una capa de agua fría a grandes profundidades en todos los océanos. 17.1.5

La compresibilidad

El agua marina es aproximadamente incompresible, siendo su coeficiente de compresibilidad de sólo 0,000046 por bar en condiciones normales. Este valor cambia ligeramente según los cambios de salinidad o temperatura. El efecto de la compresión es el de forzar a las moléculas de una sustancia a estar más cercanas, lo que las vuelve más densas. Incluso aunque la compresibilidad sea baja, su efecto total es considerable debido a al cantidad de agua existente en la mar. Si la compresibilidad el agua fuera cero, el nivel de la mar sería unos 90 pies más alto delo que es ahora. La compresibilidad es inversamente proporcional a la temperatura, es decir que el agua fría es más compresible que el agua caliente. La aguas que fluyen desde el Mediterráneo y el mar de Groenlandia al Atlántico, son iguales en densidad, pero en el segundo caso es debido a su menor temperatura, siendo más compresibles y siendo más densas en profundidad. 17.1.6

La viscosidad

La viscosidad es la resistencia a fluir. El agua marina es ligeramente más viscosa que el agua dulce. Su viscosidad incrementa cuanto mayor es su salinidad, pero el efecto no es tan acusado como el debido a un decremento de la temperatura. La relación no es uniforme, llegando a ser mayor a medida que la temperatura decrece. Debido al efecto de la temperatura en la viscosidad, un objeto incompresible podría hundirse a una velocidad mayor en aguas superficiales cálidas que en las aguas más profundas y más frías. Sin embargo para la mayoría de objetos, este efecto puede ser modificado por la compresibilidad del propio objeto. Aunque el efecto resultante es mucho más complejo debido a la existencia de los movimientos turbulentos dentro de la mar. Dicha perturbación se denomina viscosidad de vórtice.

17.2 Las corrientes 17.2.1

Definiciones

El movimiento del agua oceánica es una de las dos principales fuentes de discrepancias entre las posiciones estimadas de un buque y las realmente obtenidas. El agua en movimiento en el plano horizontal, se denomina corriente siendo la dirección en la que se mueve su rumbo (set), y su velocidad de avance intensidad horaria (drift). Sin embargo, una planificación anticipada de las corrientes que puedan afectar la evolución de la navegación, puede permitir la reducción de los tiempos de viaje, siendo usual que la información que tiene que ver con las mismas, se contemple en los sistemas de planificación de derrotas. Todo lo anteriormente mencionado, es aplicable a cualquier cuerpo que flote en superficie o entre aguas en la mar, como es el caso de una posible concentración o mancha de hidrocarburo.

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Los oceanógrafos, han desarrollado diferentes tipos de clasificación de las corrientes, en aras de facilitar la descripción de sus orígenes físicos y geográficos. Las corrientes pueden referirse a los mecanismos que las originan como las debidas al viento o de arrastre y las termohalinas. Alternativamente pueden clasificarse de acuerdo a su profundidad (superficiales, intermedias, profundas o de fondo). La circulación en superficie de los océanos es fruto eminentemente del efecto de la circulación de masas de aire reinante, mientras que las corrientes que responden a efectos termohalinos son debidas a diferencias de temperatura y salinidad, y están asociadas con el hundimiento de agua densa en altas latitudes; siendo principalmente corrientes sub-superficiales.52 A la anterior confirmación, presentamos la primer excepción, que es la corriente circumpolar, la cual responde al régimen de ponientes reinantes (por tanto de origen ventoso) pero que se extiende de la superficie al fondo del océano. Una corriente periódica, es aquella cuya dirección cambia cíclicamente a intervalos regulares, como es el caso de las corrientes de marea. Una corriente estacional es aquella que cambia de velocidad o dirección, en función de los vientos estacionales como en el caso de las corrientes dependientes del monzón en el océano Índico septentrional; estando la circulación media de los océanos compuesta de corrientes semipermanentes que experimentan muy poco cambio o un cambio estacional. Una corriente que fluya aproximadamente paralela a la costa por fuera de la zona de resaca puede denominarse corriente litoral o local, mientras que una corriente que fluye paralela a la costa por dentro de la zona de resaca, y generada por las olas que baten la playa en cierto ángulo, es la que los anglosajones denominan como longshore current. Cualquier corriente a cierta distancia de la costa puede llamarse corriente oceánica (offshore current), y cualquier otra que viaje cerca de la costa como corriente costera o inshore current. En resumen, las principales fuerzas generadoras de corrientes, son el viento y las diferencias de densidad del agua, causadas por variaciones de temperatura y salinidad. Las corrientes generadas por estas fuerzas son modificadas por factores como la profundidad, el relieve submarino e incluso la forma de la dársena o costa por la que circulan, y también por deflexión debida a la rotación de la tierra. 17.2.2

Corrientes de arrastre

La fuerza del viento que sopla sobre la superficie marina, crea un movimiento por rozamiento, dada la baja viscosidad del agua, esta fuerza no se comunica directamente al interior del océano, sino que se contrarresta por el efecto de Coriolis, en una capa relativamente delgada de 10-200 metros de profundidad. Esta capa se denomina capa de Ekman, y el movimiento de esta capa se llama transporte de Ekman. La deflexión causada por la fuerza de Coriolis, provoca que el movimiento de esta capa no sea en la dirección del viento sino de desviada 90° a la derecha en el hemisferio norte y 90° a la izquierda en el hemisferio sur. La cantidad de agua que fluye en esta capa, depende sólo del viento y de la fuerza 52

La citada confirmación, debe de tenerse en cuenta para en función de la densidad del contaminante, estimar qué tipo de corriente puede afectarle.

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desviadora de Coriolis, siendo independiente de la profundidad de la capa de Ekman y de la viscosidad del agua. El transporte de Ekman con sus consecuencias en convergencia y divergencia de masas de agua, rige en buena medida la circulación general oceánica. Supongamos la zona subtropical en el hemisferio norte, en su extremo sur soplan los alisios (levantes), con un transporte asociado de Ekman hacia el norte. En el extremo norte, soplan también levantes con un transporte de Ekman inducido hacia el sur; suponiendo por tanto una convergencia de masas de agua que se denomina bombeo de Ekman que como consecuencia produce un incremento en grosor de la capa superior del océano y un incremento de la profundidad de la termoclina. Los gradientes de presión sub-superficiales resultantes compensados por la fuerza de Coriolis, dan lugar a los giros anticiclónicos sub-superficiales que se encuentran en latitudes medias en cada cuenca oceánica. En las regiones sub-polares la succión generada por el transporte de Ekman, produce giros ciclónicos. En superficie, los giros consecuencia de los vientos reinantes, no son simétricos y a lo largo de los límites occidentales, las corrientes se vuelven más estrechas, intensas y profundas, siguiendo a menudo rumbos meandriformes. Dichas corrientes, reciben el nombre anglosajón de stream, en cambio las corrientes en la mitad del océano y en el extremo oriental, son frecuentemente anchas, someras y lentas. A veces éstas, se denominan corrientes de deriva o drift currents. De hecho, dentro de la capa de Ekman, las corrientes forman una espiral. En superficie la diferencia entre la dirección del viento y la corriente superficial de arrastre, varía alrededor de 15° a lo largo de someras áreas costeras, hasta un máximo de 45° en océanos profundos. Dado que el movimiento se transmite sucesivamente a capas más profundas, la fuerza de Coriolis continua desviando la corriente. En la parte más profunda de la capa de Ekman, la corriente fluye en sentido opuesto al de la corriente superficial. Dicho cambio en la dirección de las corrientes con la profundidad, se combina con un decremento en la velocidad paralelo, llamándose a este efecto descrito, espiral de Ekman. La velocidad de la corriente superficial, es la suma de velocidades de la corriente Ekman, la geostrófica, la de marea y otras que puedan crearse. La llamada corriente superficial de Ekman o corriente de arrastre, depende de la velocidad del viento, su constancia, la persistencia y otros factores menores. En general, la velocidad de la corriente de arrastre es el 2% de la velocidad del viento, o incluso algo menos, siempre en aguas profundas y cuando el viento haya estado soplando al menos durante 12 horas.

17.2.3

Corrientes derivadas de diferencias en densidad

La densidad del agua marina varía con las diferencias de salinidad, temperatura y presión. En cualquier profundidad, las diferencias en densidad son debidas sólo a diferencias en temperatura y salinidad también. Con suficientes datos de toda un área, se trazan mapas que muestran la distribución de densidades con líneas que unen puntos con el mismo valor, llamadas isopícnicas, y hacen la función de las isóbaras en las cartas de tiempo, separando las áreas de mayor y menor densidad.

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En una área de alta densidad, la superficie marina es más baja, la máxima diferencia en altura puede ser de 1 metro en 100 kilómetros. A causa de esta diferencia, el agua tiende a fluir de un área de baja densidad (agua más alta) a otra de mayor densidad (agua más baja), pero a consecuencia de la rotación de la tierra, este movimiento es desviado por la fuerza de Coriolis o hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. Este equilibrio entre los campos de presión subsuperficial y la fuerza de Coriolis, se denomina equilibrio geostrófico. Para una latitud dada, a mayor gradiente de densidad (relación de variación por distancia), más veloz es la corriente geostrófica. 17.2.4

La circulación oceánica

En términos mundiales, existe una circulación oceánica que fluye con gran persistencia y que no sufre mucho cambio a lo largo del año. A causa de la influencia del viento traducida en las citadas corrientes de arrastre, existe una estrecha relación entre la circulación oceánica y la atmosférica. La circulación general oceánica no es el objeto de este curso, pero en su nivel superficial se muestra en el siguiente gráfico53 considerando una época invernal en el hemisferio norte, cada uno de los principales ramales, recibe un nombre. La velocidad de las mismas, puede variar a lo largo del año, sobretodo en el océano Índico y la costa Sur de China, debido a la fuerte influencia que ejercen los monzones.

Fig. 17.1 Esquema de la circulación general oceánica superficial en el mes de enero. (American Practical Navigator, bicentennial ed. 2002).

53

Fuente “American Practical Navigator” Bicentennial edition (2002).

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Anillos y remolinos oceánicos

Existen en la mar remolinos que disponen de su propio patrón de corrientes superficiales, cuyo diámetro en horizontal varía entre 50-150 kilómetros. Los citados remolinos, pueden tener un núcleo tanto frío como cálido, de modo que las corrientes fluyen alrededor del mismo tanto ciclónica para núcleos fríos como anticiclónicamente, alrededor de núcleos cálidos. Las circulaciones más intensas en estos casos, se llaman anillos y se forman por el apretamiento de los meandros formados por corrientes de su límite occidental como la del Gulf Stream. Las máximas velocidades asociadas a estas circulaciones oscilan los 2 nudos. El apretamiento de los anillos se ha observado también a la altura de Cabo Agulhas, retrocediendo hacia el NW dentro del Atlántico Sur. De forma análoga, se forman intensos remolinos anticiclónicos al resguardo de la curvatura del Gulf Stream a occidente del golfo de México. Se puede confirmar que en general la variabilidad de dichos remolinos es más intensa en el extremo occidental del límite de las corrientes y también en la corriente circumpolar. La intensidad de dichos remolinos se reduce en gran medida a distancias de 200-400 kilómetros desde las “paredes” de las corrientes, dado que lógicamente las corrientes se debilitan en dichas zonas. Como detalle se debe de tener en cuenta que la fuerza de estos remolinos puede cambiar el sentido de las corrientes superficiales. 17.2.6

Contra corrientes submarinas (Undercurrents)

En el Ecuador y a lo largo de ciertas áreas oceánicas, se producen corrientes someras (a cierta profundidad) que fluyen en sentido opuesto al de las corrientes existentes en superficie. Estas contracorrientes pueden afectar la operación de submarinos o arrastreros. El más intenso de estos flujos es la llamada contracorriente ecuatorial del Pacífico, situada en la franja ecuatorial del Pacífico a una profundidad de 150 metros y al Oeste de las Galápagos, siendo de hasta 4 kilómetros de anchura, fluye hacia el E a velocidades de hasta 1,5 m/s. Las contra corrientes ecuatoriales, se observan también en los océanos Atlántico e Índico, pero son de menor intensidad. En el caso del océano Atlántico, la contracorriente se halla al E del meridiano de 24°W y en el océano Índico es eminentemente estacional. También existen este tipo de fenómenos en los límites de los océanos y más concretamente en los extremos orientales de los mismos. En estos casos se encuentran en profundidades de 100-200 metros, y quizás de 100 kilómetros de anchura y velocidades máximas de 0,5 m/s. 17.2.7

Corrientes oceánicas y clima

Muchas de las corrientes oceánicas, ejercen una marcada influencia en el clima de las regiones costeras que bañan. De forma que el agua cálida que trae el Gulf Stream, continua por el Atlántico norte, deriva al NE y al pasar por la costa SW de Islandia, la calienta hasta el extremo de que Reykjavik tiene de media una temperatura superior en invierno que Nueva York, más meridional. Gran Bretaña y el Labrador, están en la misma latitud, pero el clima de la primera es mucho más templado a causa de las corrientes relativamente templadas que la bañan. La costa Oeste de los estados Unidos es refrescada en verano por la corriente de California, y calentada en invierno por la

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corriente de Davidson. Con estos ejemplos, se pretende resaltar la importancia de la influencia térmica que ejercen las aguas que bañan una franja costera. Por otra parte, el patrón de las presiones se ve afectado dado que una masa de aire sobre una corriente fría, se contrae por enfriamiento, y la misma masa de aire sobre una corriente cálida se expande. Si el aire se enfría existen muchas posibilidades de que se forme niebla, en cambio se puede producir escarcha helada cuando una corriente cálida baña una región fría. 17.2.8

Corrientes de marea

Las corrientes de marea, son flujos periódicos en el plano horizontal, de agua, que acompañan la elevación y caída de la marea. Cuando nos hallamos fuera de la costa, donde la dirección del flujo no se ve obstaculizada por ninguna barrera, la corriente de marea es rotacional, es decir que fluye cambiando continuamente su dirección, alrededor de todas las cuartas de la rosa, durante el período de marea. Esta rotación, es causada por la propias rotación de la Tierra, y a memos que se vea modificada por las condiciones locales, gira en sentido de las agujas del reloj en el hemisferio norte y en sentido antihorario en el hemisferio sur. La velocidad varía normalmente a través del ciclo de marea, pasando por dos máximos de sentidos aproximadamente opuestos, y dos mínimos hacia la mitad del recorrido entre los máximos en tiempo y dirección. Las corrientes rotativas se pueden dibujar mediante una serie de flechas que representan la dirección y velocidad de la corriente en cada hora, en la llamada rosa de corrientes.

Fig. 17.2 Dibujo de una rosa de corrientes siendo las horas expresadas respecto a la pleamar y bajamar, en este caso en los bajos de Nantucket (American Practical Navigator, bicentennial ed. 2002).

En las cuencas de ríos o estrechos, o donde la dirección de la corriente es restringida a pasar por determinados canales, la corriente de marea fluye alternativamente en direcciones opuestas, habiendo un instante o corto período de tiempo en el que no hay o casi no hay desplazamiento de agua, llamado

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calma o slack water, durante cada cambio de dirección de la corriente. Durante el flujo en cada una de las direcciones, la velocidad varía de cero en el momento de calma a su máximo, llamado intensidad de la corriente alrededor de la mitad del período entre las dos calmas. La oscilación de las corrientes, se puede expresar gráficamente como en la figura anterior, mediante flechas que representan la velocidad de la corriente a cada hora. La afluencia de agua se expresa como el área encerrada entre la línea de superficie en calma y la curva de máxima intensidad. La curva de corriente formada por la unión de los extremos de las flechas, tiene la misma característica sinusoidal que la curva de marea. Se puede observar una pequeña ruptura en la curva sinusoidal descrita, debido a la corriente de retorno en un estrecho que conecte dos cuencas de marea diferentes. Las mareas en los dos extremos de un estrecho están tanto en fase como en igual altura, y la corriente resultante denominada, corriente hidráulica, se produce en buena medida por el continuo cambio en la altura del agua en los dos extremos. De hecho, la velocidad de una corriente hidráulica varía en torno a la raíz cuadrada de la diferencia en alturas. La velocidad alcanza un máximo más rápidamente y mantiene su intensidad durante más tiempo, y el período de menor intensidad cercano al momento de la calma, se reduce considerablemente. El término velocidad o “velocity” en ingles, se refiere a la velocidad de la corriente, aunque estrictamente hablando “velocity” implica tanto dirección como velocidad. El término “strength” o intensidad, se refiere tanto a la velocidad como más usualmente a la máxima velocidad entre dos calmas. 17.2.9

Tipos de corrientes de marea

Las corrientes de marea pueden ser de tipo semidiurno, diurno o participar de ambos tipos, siendo este último muy dependientes del tipo de marea en el lugar, pero frecuentemente con una fuerte tendencia a ser de tipo semidiurna. Las corrientes de marea en los estuarios de marea a lo largo de la costa Atlántica son de tipo combinado, mientras que en los Estados Unidos, son principalmente de tipo semidiurno. Existen desigualdades en intensidad entre las diferentes direcciones de las corrientes, pero estas difieren considerablemente en cada lugar. Las corrientes oceánicas rotacionales que son puramente semidiurnas, repiten cíclicamente el patrón elíptico en cada ciclo de marea de 12 horas y 25 minutos. Las corrientes de marea, tienen períodos y ciclos parecidos a las de las mareas en si, estando sujetas a variaciones similares también aunque la entrante y la vaciante no ocurren forzosamente en el mismo momento en el que sube o baja el nivel de la marea. La velocidad máxima de desplazamiento incrementa y decrece, a lo largo de un período de 2 semanas, mensual y anual, con las variaciones en el alcance de la misma marea. De modo que las corrientes más fuertes en sicigías, ocurren en las proximidades de luna nueva o llena y alrededor de los períodos en los que la luna está en su perigeo u obviamente en las mareas en sicigías; las más débiles obviamente ocurren cuando la luna está en su apogeo. Los valores medios de la marea, se obtienen en series de 19 años. Como los fenómenos de marea ocurren durante unos pocos días y representan períodos de uno o dos meses, se ajustan sus valores en comparación a los valores obtenidos en lugares cercanos para obtener la media.

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17.2.10 Relación entre velocidad de corriente y amplitud de la marea La velocidad de la corriente de marea, no se relaciona necesariamente con la amplitud de la marea, sino que puede ser incluso inversamente proporcional. Por ejemplo, cuando las corrientes son débiles, las mareas son altas en el y a la inversa. Sin embargo, la velocidad de la corriente en su máximo valor en la entrante y vaciante, varía a lo largo de un mes en la misma proporción que la amplitud de la marea, pudiendo con esta relación, determinar la intensidad relativa de las corrientes durante un día cualquiera. 17.2.11 Variaciones en un estuario En los estuarios de marea interiores, el momento de producirse la corriente de marea varía a través del canal de una orilla a la otra. En promedio , la corriente gira antes cerca de la orilla que en mitad de la cuenca donde su velocidad es mayor. Las diferencias oscilan entre media y una hora, aunque este fenómeno puede verse enmascarado por las flujos de corrientes que no son de marea. La velocidad de la corriente también varía a través del canal, siendo normalmente mayor en mitad del canal que cerca de la orilla, pero en las proximidades de un recodo, las corrientes más intensas se producen cerca de la orilla cóncava, o esquina exterior de la curvatura. En las proximidades de la orilla opuesta (convexa), las corrientes son débiles o crean remolinos. 17.2.12 Variaciones con la profundidad En cuencas fluviales de marea, la corriente sub-superficial que actúa en el extremo más profundo del grueso de una mancha de contaminante puede diferir considerablemente (incluso oponerse) respecto de la corriente superficial. Puede producirse incluso un apreciable traslado de agua sub-superficial aún cuando en superficie el agua aparezca prácticamente quieta. Dentro de un estuario de marea, y en particular en su zona más profunda, donde la diferencia en densidad del agua profunda respecto de la superficial, puede ser considerable, la marea entrante normalmente empieza antes cerca del fondo y a continuación se transmite a la superficie. Esta diferencia en tiempo puede ser de hasta una o dos horas o de sólo unos minutos. En función del estuario, su localización y contenido en sólidos. Incluso cuando la bajada de agua dulce por el río es tan grande que evite el reflujo de la marea entrante en superficie, en el fondo puede que el agua entrante vaya avanzando. La diferencia en tiempo de la vaciante, desde la superficie al fondo es pequeña normalmente, pero también está sujeta a variaciones con el tiempo y lugar. Normalmente la velocidad máxima de la vaciante, disminuye gradualmente desde la superficie al fondo, pero la velocidad de la entrante en su máximo es normalmente superior en profundidad respecto a la superficial. 17.2.13 Efectos meteorológicos La anterior discusión, sobre el comportamiento de la marea, contempla unas condiciones meteorológicas normales. Sin embargo, el nivel de la mar se vería igualmente afectado por el viento y la presión atmosférica.

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Como norma general, los vientos provenientes de tierra, elevan el nivel de la mar, mientras que los vientos de mar lo reducen, pero esta oscilación depende del lugar que consideremos. Durante episodios dominados por bajas presiones el nivel de la mar, tiende a ser más alto de lo normal, para el caso de una baja estacionaria el incremento en la elevación se puede hallar a partir de la fórmula: R0=0.01(1010 - P)

(17.1)

En la cual R0, es el incremento en elevación en metros y P, es la presión atmosférica en hectopascales, lo que equivale a aproximadamente 1 centímetro por hectopascal de presión. Para el caso de una baja móvil, el incremento de elevación viene dado por la fórmula: R = R0 / 1- C2/gh

(17.2)

En la que R es el incremento en elevación en metros, R0 es el incremento en metros para una baja estacionaria, C es la velocidad de avance de la baja en metros por segundo, g es la aceleración de la gravedad (9,8 metros por segundo cuadrado), y h es la profundidad en metros también. Cuando la amplitud de la marea es muy pequeña, el efecto meteorológico puede a veces ser mayor que el producido por la marea. Cuando tenemos una amplia superficie acuosa pero de poca profundidad, vientos intensos pueden empujar el agua desde barlovento a la costa de sotavento, produciendo diferencias locales en los niveles de agua mucho más acusados que lo que cabría esperar en situaciones normales, enmascarando parcial o totalmente el efecto de la marea. Dicho efecto depende de la configuración y profundidad del volumen de agua afectada, en relación con la dirección del viento, intensidad y persistencia. 17.2.14 Estudios realizados a diferentes perfiles Existen numerosos estudios en los que se ha pretendido realizar un estudio de las corrientes a diferentes profundidades y un ejemplo claro de ello son los realizados por Ekman y sus conclusiones resumidas en la espiral que lleva su nombre. Uno de los más próximos en tiempo y situación, fue el llevado a cabo por el propio Departament de Ciencia i Enginyeria Nàutiques de la UPC, durante el mes de Julio de 1998 en aguas del puerto de Barcelona, con la ayuda de un correntímetro Doppler y la embarcación Lucaya. Las mediciones demostraron que a diferentes sondas, las direcciones e intensidades de las corrientes podían ser diferentes según la profundidad, corroborando la paradoja de que según el calado de los buques, estos podían derivar de forma totalmente dispar. Es decir que un práctico del mismo puerto, podía esperar en una misma dársena, que un buque con un calado de 6 metros derivara de forma diferente a otro de 12 metros de calado, con la consiguiente diferencia de comportamiento ante unas mismas órdenes de timón y máquina. Este hecho alerta ante el diferente comportamiento que quepa esperar de grandes buques en nuestro puerto, respecto a los de tamaño más convencional.

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Fig. 17.3 Fotografía de un rompehielos. Los buques disponen de una superficie de obra muerta y obra viva muy variable en función de su tipología, en este ejemplo la obra muerta es considerable en proporción a su calado. (Fuente propia, con permiso del Real servicio marítimo Sueco, 2002).

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Bibliografía

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