ANÁLISIS Y COMENTARIO DE LOS MAPAS DEL TIEMPO. SU APLICACIÓN AL ESTUDIO DE LOS TIPOS DE TIEMPO DOMINANTES EN ANDALUCÍA. Mª

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1 ANÁLISIS Y COMENTARIO DE LOS MAPAS DEL TIEMPO. SU APLICACIÓN AL ESTUDIO DE LOS TIPOS DE TIEMPO DOMINANTES EN ANDALUCÍA. Mª Fernanda Pita López Departamento de Geografía Física y AGR. Universidad de Sevilla Citar como: Pita, M.F. (2003): Análisis y comentario de los mapas del tiempo. Su aplicación al estudio de los tipos de tiempo dominantes en Andalucía, en Hespérides (Asociación de Profesores de Geografía e Historia): Geografía de Andalucía, Sevilla, pp INTRODUCCIÓN. Con arreglo a la definición ya clásica de Baldit el tiempo sería el conjunto de valores que en un momento dado y en un lugar determinado caracterizan el estado de la atmósfera. A su vez, un tipo de tiempo sería un tiempo que se repite con iguales o parecidas características de unos días a otros. Asumiendo estas definiciones cabría pensar que, para la identificación y clasificación de los tipos de tiempo dominantes en una región, habría que tomar en consideración todas las variables atmosféricas día a día y proceder a agrupar aquellos días en los cuales el conjunto de variables adoptara valores similares; cada uno de estos grupos constituiría un tipo de tiempo diferente. Nada impide aplicar este método de clasificación y, en realidad, muchos autores lo han hecho. Otros, sin embargo, prefieren recurrir al análisis de las situaciones sinópticas (los mapas del tiempo) que se registran en el territorio a lo largo de los diferentes días del año, por entender que dos días con situaciones sinópticas muy similares, es decir, con la intervención de las mismas masas de aire y en idénticas condiciones, en principio, generarán los mismos valores para las diferentes variables atmosféricas. Este es precisamente uno de los principios sobre los que descansa la utilización de los mapas del tiempo con fines climatológicos: el mapa del tiempo, como reflejo del estado de la atmósfera en un momento dado, es capaz de expresar a través de una sola imagen el comportamiento del conjunto de las variables meteorológicas. A partir de la asunción de esta afirmación se hace posible identificar los tipos de tiempo dominantes en un territorio a partir de la clasificación de las situaciones sinópticas, de los mapas del tiempo, que en él se registran. Quisiéramos destacar que no son los mapas del tiempo los únicos instrumentos que nos permiten analizar el estado de la atmósfera en un momento dado. Los radiosondeos constituyen instrumentos de gran utilidad para conocer el grado de estabilidad de la atmósfera y, consecuentemente, para identificar el tiempo determinado por una situación sinóptica; por su parte, las imágenes de satélite se han convertido ya en herramientas indispensables para la comprensión de los fenómenos que tienen lugar en la atmósfera. A pesar de ello, siguen siendo los mapas del tiempo los útiles básicos para la identificación y clasificación de los tipos de tiempo. Asumiendo estas ideas, comenzaremos desarrollando los principios elementales que presiden el análisis y comentario de los mapas del tiempo, para pasar, a continuación, a presentar los tipos de tiempo dominantes en Andalucía.

2 1. LOS MAPAS DEL TIEMPO. Los mapas del tiempo tienen como objetivo la representación del estado de la atmósfera en un momento dado y sobre un espacio determinado. Dicha representación se realiza a partir de determinadas variables atmosféricas seleccionadas por su capacidad de representatividad, de forma tal que con el mínimo número de variables se obtenga el máximo de información sobre el estado atmosférico. A su vez, como la atmósfera es tridimensional y tiene un volumen de gran espesor, se realizan distintos cortes en este volumen atmosférico, elaborándose distintos mapas a diferentes alturas, los cuales en conjunto definen el estado de la atmósfera en todo su espesor. El análisis de estos mapas y su interpretación permite estudiar los tipos de tiempo más frecuentes en el área concernida y entender mejor el comportamiento del clima en ese área. Existen tres tipos diferentes de mapas del tiempo: los mapas de superficie, que representan el estado de la atmósfera al nivel del mar, los mapas de altura, que representan el estado de la atmósfera en diferentes niveles de altitud del espesor atmosférico, y suelen ser los más importantes para definir el estado de la atmósfera y para entender el tiempo que hace, y los mapas de topografías relativas, que son mapas que relacionan lo que sucede en los diferentes niveles y ofrecen una información complementaria a la ofrecida por los dos anteriores. La menor utilidad de estos últimos y su uso menos frecuente, nos ha empujado a considerar sólo los dos primeros LOS MAPAS DE SUPERFICIE. Son mapas que representan el estado de la atmósfera al nivel del mar sobre un área determinada. Dicha representación se realiza, básicamente, a partir del trazado de la distribución de las presiones, que constituyen la variable esencial para comprender el estado del tiempo dado que determinan los movimientos del aire tanto verticales como horizontales. A ellas se añade la representación de los frentes, o zonas de contacto entre masas de aire diferentes, que ejercen también notables efectos sobre el tiempo El trazado de los mapas de superficie. La representación gráfica de la distribución de las presiones al nivel del mar se realiza mediante el trazado de mapas de isobaras a ese nivel. El procedimiento de trazado consiste en la medición de la presión superficial en los distintos observatorios de la red y en la unión mediante líneas de todos los puntos que registran un mismo valor. El proceso exige la medición de la presión en todos los puntos al mismo nivel atmosférico, es decir, el nivel del mar, pero, dado que esto es imposible porque cada observatorio se encuentra situado a una altitud diferente, lo que se hace es calcular para cada punto, en función de sus valores medidos de presión, el valor correspondiente que debería haber si ese punto estuviese situado al nivel del mar. Esta operación se conoce con el nombre de reducción de la presión al nivel del mar y consiste en añadir a la presión leída en el barómetro la presión suplementaria ejercida por una columna de aire de espesor equivalente a la altitud del lugar. No hay que olvidar que la presión atmosférica se define como el peso ejercido por la columna de aire sobre un determinado punto. Al nivel del mar la presión normal es de hpa., pero a medida que ascendemos la presión ve disminuyendo porque va reduciéndose el espesor de la columna de aire que

3 se sitúa sobre nosotros, de ahí que la reducción de la presión al nivel del mar para observatorios elevados implique siempre la adición de una presión suplementaria. Una vez que se han cartografiado los valores de presión en los distintos puntos, se precede al trazado de las isobaras, que son las líneas que unen puntos de igual presión. Su trazado se hace a intervalos regulares, que en unos casos son de 4 en 4 hectopascales (hpa) o milibares (mb) 1 (es el caso del Instituto Nacional de Meteorología español) y en otros de 5 en 5 hpa. En uno y otro caso el resultado es similar y conduce a los mismos tipos de configuraciones isobáricas, los cuales tienden a repetirse de unos mapas a otros (ver figura 1). Entre las configuraciones más usuales destacan la siguientes: - Los anticiclones o altas, definidos como zonas de alta presión en torno a las cuales las isobaras se cierran en círculos y en los que la presión aumenta de la periferia al centro. Dado que la presión normal al nivel del mar se sitúa en 1013 hpa, se considera una zona como de alta presión cuando en ella la presión supera este nivel. No obstante, no es este criterio cuantitativo el más importante para la definición de los anticiclones, sino los otros dos, de forma tal que siempre que las isobaras se cierren en círculos y la presión aumente desde la periferia al centro, estaremos en presencia de un anticiclón, pudiendo tratarse de un anticiclón relativo si la presión no supera los 1013 hpa (ver figura 1). - Las depresiones o bajas, que se definen, por oposición a los anticiclones, como zonas de baja presión en torno a las cuales las isobaras se cierran en círculos y en los que la presión disminuye de la periferia al centro. También aquí el rasgo distintivo es que la presión disminuya de la periferia al centro, aún cuando los valores de la presión se sitúen por encima de hpa. Y, de hecho, es muy frecuente que se produzcan depresiones relativas, con valores de presión superiores a hpa, pero con una fuerte actividad. - Los cuellos o collados, que son zonas de bajas presiones que separan a dos anticiclones. - Las crestas o dorsales, que son apófisis que prolongan a los anticiclones. - Los valles o talwegs, que son prolongaciones de una depresión. - Los pantanos barométricos, que son zonas con presión próxima a la normal e isobaras muy separadas y desorganizadas. Figura 1: Configuraciones isobáricas más frecuentes al nivel del mar. 1 La unidad tradicional de medición de la presión atmosférica, los milibares (mb), ha sido sustituida recientemente por los hectopascales (hpa). Hay que señalar, no obstante, que son unidades absolutamente equivalentes, de forma tal que no es necesario realizar ningún tipo de conversión entre una y otra unidad.

4 Fuente: Martín Vide, J. (1991): Fundamentos de climatología analítica, Madrid, Síntesis. Además, en los mapas se incluye información relativa a la posición de los frentes sobre el territorio, incluyéndose frentes cálidos, frentes fríos y perturbaciones a dos frentes, con representación propia para cada caso La interpretación de la información contenida en los mapas de superficie La interpretación de la presión. A partir de la información de la presión, en principio muy escasa, se puede derivar un conocimiento bastante detallado del tiempo existente en la región, dado que condiciona los movimientos horizontales y verticales del aire y de ellos a su vez se derivan buena parte de las características del tiempo existente en un lugar. A) Efecto de la presión sobre los movimientos horizontales del aire. Conocido el trazado de las isobaras se puede deducir la dirección y la intensidad del viento en un lugar. La dirección se calcula sabiendo que en el hemisferio Norte el viento fluye paralelo o casi paralelo a las isobaras, dejando las altas presiones a la derecha y las bajas a la izquierda. Ello implica que el aire fluirá en el sentido de las agujas del reloj en torno a los anticiclones y en sentido contrario en torno a las depresiones (en el hemisferio Sur se registra un comportamiento justamente inverso del aquí descrito). Pero, además, la dirección del viento nos puede suministrar información sobre la temperatura del aire, pudiendo asumirse como norma general que el aire de procedencia norte suele generar temperaturas bajas por venir de latitudes muy elevadas, en tanto que el de procedencia sur produce un aumento de las temperaturas. Es también relevante el hecho de que el aire tenga procedencia marina o continental; en el primer caso producirá un aumento de la humedad del aire y una suavización de las temperaturas, con valores más cálidos en la estación invernal y valores más frescos en la estación estival. En el segundo caso, el aire será seco y frío durante el invierno y cálido durante el verano.

5 Por su parte, la velocidad del viento se puede deducir a partir de la intensidad del gradiente barométrico que se registra entre dos áreas. Se entiende por gradiente barométrico la diferencia de presión existente entre dos puntos en relación con la distancia que los separa, siendo en este sentido un concepto equivalente al de la pendiente en el caso del relieve. Un fuerte gradiente de presión implica la existencia de un desequilibrio barométrico muy acusado entre dos áreas muy próximas, mientras que un gradiente poco marcado implica una situación de equilibrio o de mayor homogeneidad barométrica. Si tenemos en cuenta que el aire se pone en movimiento para intentar paliar los desequilibrios de presión que existen en el planeta, podemos comprender que en caso de un fuerte gradiente barométrico se genere un viento intenso y rápido, en tanto que los vientos sean mucho más suaves en situaciones de escaso gradiente. En el mapa del tiempo el gradiente barométrico se identifica a partir del grado de acercamiento de las isobaras entre sí (del mismo modo que en los mapas topográficos la pendiente se deduce a partir del acercamiento de las curvas de nivel). En consecuencia, cuando las isobaras están muy apretadas estamos ante fuertes gradientes barométricos y vientos muy intensos, en tanto que las situaciones de isobaras muy separadas traducen un gradiente barométrico muy escaso y vientos muy débiles. Los pantanos barométricos tan frecuentes en el verano en España- son situaciones arquetípicas de escaso, y casi nulo, gradiente barométrico y por ello determinan situaciones de calma o de vientos muy débiles. B) Efecto de la presión sobre los movimientos verticales del aire. También la presión informa acerca de los movimientos verticales del aire y de ellos a su vez dependen muchas de las características del tiempo en un momento dado. En este sentido, los aspectos fundamentales del mapa a tener en cuenta son los siguientes: a) Presencia de un anticiclón, que genera descenso o subsidencia del aire. En efecto, en el anticiclón hay una presión más alta que en los alrededores, lo que determina que tienda a expulsar aire desde su núcleo hacia el exterior. Con arreglo a las leyes que regulan el movimiento del aire, esta expulsión se realiza mediante un movimiento ligeramente oblicuo del aire en torno al anticiclón y con sentido de giro como el de las agujas del reloj en el hemisferio Norte (ver figura 2). Se constituye así lo que se denomina una espiral anticiclónica, a través de la cual el aire escapa desde el núcleo del anticiclón hacia sus márgenes, y esto convierte al anticiclón en una zona de divergencia del aire. Esta divergencia tiende a generar un vacío de aire en el suelo, que va a ser rellenado con aire descendente desde las capas altas de la atmósfera, lo cual acaba de configurar la estructura completa del anticiclón, con divergencia de aire en el suelo, descenso de aire o subsidencia desde las capas altas de la atmósfera y convergencia de aire en las capas altas para alimentar este descenso. Esta estructura es la que explica que el anticiclón genere tiempo seco y soleado, porque el aire, al descender, se va calentando adiabáticamente y, al hacerlo, se va alejando progresivamente del punto de saturación, de forma tal que se impide la condensación del aire y la formación de nubes o lluvias. Figura2: Estructura de anticiclones y depresiones.

6 Fuente: López Bermúdez, F., Rubio Recio, J.M. y Cuadrat Prats, J.M. (1992): Geografía Física, Madrid, Cátedra. Los procesos de calentamiento y enfriamiento adiabáticos del aire implican cambios de temperatura en las masas de aire sin que tengan lugar intercambios de calor con el exterior (ni ganancia ni pérdida de calor), y ejercen una influencia tan destacada en el tiempo, que merecen una descripción, aunque sea somera. Para explicar estos cambios hay que recurrir a la teoría cinética de los gases, según la cual las moléculas que los componen están animadas por movimientos incesantes en todas direcciones. Estos movimientos hacen que unas moléculas choquen con otras y estos choques liberan calor. Cuando se comprime un gas los choques entre las moléculas son más numerosos, se libera más calor y aumenta la temperatura. Por el contrario, si el gas se expande habrá menos choques moleculares y, en consecuencia, disminuirá la temperatura. Dado que en la atmósfera la presión disminuye con la altura, es lógico pensar que la temperatura va a sufrir una variación similar, pero, además, siempre que una masa de aire experimente movimientos verticales, estos movimientos se acompañarán de cambios en su temperatura. Estos cambios conducirán a un enfriamiento en el aire que sube y a un calentamiento en el aire que baja. Pero estos procesos de enfriamiento y calentamiento registran tasas diferentes para el aire seco y para el aire saturado de humedad. En el aire seco la tasa de disminución de la temperatura con la altura es de 1ºC por cada 100 metros, recibiendo esta tasa el nombre de gradiente adiabático seco (γ d ). Cuando el aire está saturado de humedad, es decir, cuando ya no puede almacenar más vapor de agua, la tasa de disminución de la temperatura con la altura se reduce por término medio a 0,5ºC por cada 100 metros, recibiendo esta tasa el nombre de gradiente adiabático saturado o gradiente pseudoadiabático (γ s ). La causa de esta diferencia hay que buscarla en el proceso de condensación que tiene lugar durante el ascenso del aire saturado. Dado que la capacidad de almacenamiento de vapor de agua en el aire es tanto mayor cuanto más elevada sea su temperatura, cuando una masa de aire ya saturada asciende y se enfría,

7 genera un excedente de vapor que es incapaz de almacenar. Este excedente es inmediatamente condensado, quedando la atmósfera cargada de pequeñas gotitas de agua en suspensión. La condensación se acompaña de la liberación del calor latente de vaporización, que había quedado almacenado en las partículas de vapor, y será este aporte de calor el que contrarreste el enfriamiento adiabático experimentado por el aire al subir; de ahí que el gradiente pseudoadiabático sea inferior al adiabático. Hay que advertir, no obstante, que para el aire descendente la tasa de variación de la temperatura con la altura es siempre de 1º/100m, independientemente de la humedad que contenga. El aire, al descender y aumentar su temperatura, incrementa continuamente su capacidad de almacenamiento de vapor y, por tanto, se aleja de su punto de saturación. En consecuencia, todo aire que desciende es por definición un aire no saturado y aumenta su temperatura con arreglo al gradiente adiabático del aire seco. Eso es lo que explica también que en el seno de los anticiclones, con aire subsidente, se registre tiempo seco y soleado, en suma, buen tiempo. b) Presencia de una depresión, que genera ascenso del aire. Por los mecanismos justamente inversos a los expuestos en el anticiclón, la depresión genera ascensos del aire. Una depresión es una zona en la que reina una presión inferior a la de los alrededores y eso hace que se convierta en centro de atracción del aire del entorno. Este aire que se dirige hacia la depresión lo hace con un movimiento convergente hacia el núcleo y girando con ligera oblicuidad en sentido contrario a las agujas del reloj en el hemisferio Norte (sentido contrario en el Sur). Se constituye así una espiral ciclónica que produce la convergencia del aire y su agolpamiento en el centro de la depresión. Este aire allí concentrado escapa ascendiendo hacia las capas altas de la atmósfera, en las cuales a su vez se generará una divergencia para compensar esta convergencia del suelo (ver figura 2). La consecuencia inmediata es la aparición de mal tiempo, con nubes y posibilidad de lluvias, dado que el aire, al subir, se enfría adiabáticamente y al hacerlo se acerca a su punto de saturación. Si el ascenso es suficientemente importante se suele producir la condensación de la humedad contenida en el aire, con la consiguiente aparición de nubes y lluvias. c) Presencia de una confluencia de flujos, que daría lugar a convergencia y ascenso del aire, aunque no tan fuertes como en el caso de las depresiones plenamente constituidas. Se dice que hay confluencia de aire cuando distintos flujos de viento confluyen en un punto, lo que determina la convergencia o agolpamiento de gran cantidad de aire en ese lugar. Siempre que se produzca una situación de ese tipo, el aire tenderá a ascender para dar salida a ese agolpamiento de aire y, lógicamente, las probabilidades de mal tiempo aumentarán. La confluencia se identifica en el mapa a partir del trazado de las isobaras, ya que éstas indican claramente la dirección que lleva el viento. d) Presencia de una difluencia de flujos, que daría lugar a divergencia en el suelo y a descenso del aire, aunque no tan fuertes como en los anticiclones plenamente constituidos. Cuando los flujos de viento tienden a escapar de un punto generan un vacío de aire en ese punto (una divergencia) que tiende a rellenarse con aire procedente de las capas altas de la atmósfera. El descenso del aire, como ya sabemos, provocará tiempo seco y soleado, con ausencia de nubosidad.

8 La interpretación de los frentes. Los frentes o zonas de discontinuidad entre masas de aire diferentes aparecen representados en los mapas en todas sus modalidades (ver figura 3). Los frentes fríos son aquellos en los que es el aire frío el que presiona sobre el cálido empujándolo a avanzar; provocan ascensos bruscos en vertical de la masa de aire cálida, y en ellos cabe esperar la aparición de nubes cumuliformes y lluvias intensas a su paso así como un descenso de la temperatura tras él. En los frentes cálidos es la masa de aire cálida la que se dirige hacia la fría, remontando su pendiente; ello produce un ascenso más suave del aire cálido, lo que determina que predominen las nubes estratiformes y las lloviznas suaves. A su paso se produce un aumento de la temperatura que corresponde al avance de la masa de aire cálida. Figura 3: Cortes transversales de un frente frío (a) y un frente cálido (b). Fuente: Cuadrat, J. M. y Pita, M.F. (2000): Climatología, Madrid, Cátedra. Es frecuente que los frentes fríos y cálidos aparezcan asociados formando perturbaciones a dos frentes, que normalmente viajan de oeste a este, penetrando en la península a través del océano Atlántico. El frente cálido viaja delante y a continuación se asiste al paso del frente frío, y los efectos derivados de uno y otro se van sucediendo, si bien es verdad que la nubosidad y la precipitación presentan su máxima intensidad en torno al punto de unión de los dos frentes, dado que en él se yuxtaponen los ascensos del aire ligados al frente cálido con los derivados del frente frío (ver figura 4). Figura 4: Estructura de una perturbación frontal con sus etapas de formación, madurez y oclusión.

9 Fuente: Borroughts, A. (1991): Watching the World s Weather, Cambridge University Press. La tendencia natural es que estas perturbaciones alcancen el estadio de oclusión, la cual se produce cuando el frente frío, que viaja más rápido, alcanza al cálido. En esos casos los frentes desaparecen en el suelo y sólo queda un embolsamiento de aire cálido que asciende hacia las capas altas de la atmósfera condensándose y descargando la lluvia hacia el suelo. De hecho, el área correspondiente a las perturbaciones en fase de oclusión suele ser la que registra las máximas lluvias, hasta que se agota la bolsa de aire cálido y la perturbación desparece por completo. Aún cuando éste es el esquema general de funcionamiento de las perturbaciones frontales, hay que señalar que no todas presentan el mismo grado de actividad y, consecuentemente, tampoco producen los mismos efectos sobre el tiempo. Algunos indicadores sobre los mapas de superficie permiten deducir el grado de actividad de las perturbaciones; para ello baste considerar que una perturbación será tanto más activa cuanto mayor sea el contraste de temperatura entre el aire cálido y el aire frío y cuanto mayor sea el empuje del aire frío sobre el cálido. Ambos rasgos pueden deducirse a partir del trazado de las isobaras.

10 El contraste de temperatura entre el aire frío y el cálido se puede deducir a partir de las trayectorias seguidas por el aire que alimenta al sector cálido y al sector frío de la perturbación. Cuando las trayectorias son muy similares cabe pensar que la temperatura del aire en los dos sectores también lo será (ver figura 5a); por el contrario, cuando las trayectorias seguidas por el aire frío y el cálido son muy diferentes muy septentrional la del aire frío y muy meridional la del aire cálido- se supone que el contraste de temperaturas entre las dos masas de aire será muy marcado (ver figura 5b). Por su parte, la fuerza del empuje ejercido por el aire frío se deduce a partir del trazado de las isobaras que atraviesan la perturbación. Cuando las isobaras se sitúan muy perpendiculares al frente frío denotan un empuje directo del aire frío sobre el cálido; si además las isobaras están muy apretadas, ello supone que la masa de aire frío se desplaza a gran velocidad sobre la masa cálida. La confluencia de ambos rasgos garantiza una perturbación muy activa (ver figura 5a), en tanto que la situación contraria mostraría una perturbación poco activa (ver figura 5b). En el primer caso, lo normal es que la perturbación vaya asociada a una depresión muy profunda y excavada, que refleja la importancia de los ascensos del aire que están teniendo lugar en su interior. En el segundo caso, la depresión asociada a la perturbación suele tener mucha menor intensidad. En este sentido, la magnitud de la depresión que acompaña a las perturbaciones puede considerarse también como un buen indicativo del grado de actividad de las perturbaciones frontales. Figura 5: Perturbaciones frontales con distinto grado de actividad. Fuente. Elaboración propia. A partir de todos estos criterios puede deducirse algo en torno al tiempo que se deriva del mapa de superficie. Con todo, no hay que olvidar que la atmósfera es tridimensional y tiene un espesor considerable, con lo cual no se puede prescindir de lo que sucede en

11 las capas altas para comprender en toda su complejidad la situación sinóptica y deducir el tiempo que de ella se deriva. Los mapas de altura están destinados a este fin LOS MAPAS DE ALTURA. Son mapas en los que se pretende representar el estado de la atmósfera en sus niveles altos. Para ello se procede a seleccionar determinados niveles que resultan de especial interés y en ellos se intenta conocer el estado de la atmósfera a partir del comportamiento registrado por la presión y la temperatura. Hay que señalar, no obstante que el procedimiento de realización de estos mapas es muy diferente al utilizado para la elaboración de los mapas de superficie El trazado de los mapas de altura. Para la representación de la presión en los niveles altos de la atmósfera se utiliza un procedimiento inverso al utilizado en los mapas de superficie, pero que en último término arroja resultados similares. En estos niveles altos no se cartografían los valores de presión registrados a una altura fija, sino que en cada observatorio se marca la altura sobre el nivel del mar en la que se sitúa una presión fija y preseleccionada (500 hpa, 850 hpa etc.), uniendo luego mediante líneas los puntos que registran la misma altura. Así pues, lo que se cartografía es la topografía de una superficie isobara, es decir, los desniveles de altura registrados en una superficie en la cual reina una misma presión. Por eso estas líneas no reciben el nombre de isobaras, sino el de isohipsas, porque en realidad son líneas que unen puntos de igual altura, son curvas de nivel similares a las utilizadas para la representación del relieve en un mapa topográfico, si bien en este caso lo que se representa no es el relieve de la superficie terrestre, sino el de una determinada superficie isobara. Por eso también las unidades utilizadas en estos mapas no son milibares sino metros 2. En cualquier caso, lo importante es resaltar que el trazado de estos mapas lo que refleja es la distribución de las presiones en los distintos niveles atmosféricos. Imaginemos, por ejemplo, que estamos trazando la topografía de la superficie de 500 hpa, para lo cual vamos a consignar en cada observatorio la altura a la cual se localiza este valor de presión. Como ya sabemos, la presión disminuye con la altura y con un gradiente vertical tal que, en condiciones normales, los 500 hpa se alcanzan a una altura de m. Si al trazar nuestro mapa nos encontramos con que, efectivamente, en algunos puntos los 500 hpa se localizan a m, sobre esos lugares diremos que reina una presión normal en ese nivel atmosférico. Sin embargo, habrá puntos en los que los 500 hpa aparecerán por encima de m y otros en los que aparecerán por debajo de esa altura; en el primer caso los puntos registrarán una alta presión y en el segundo una baja presión. La columna B de la figura 6 ejemplifica el caso correspondiente a una presión normal. En la columna C hemos situado los 500 hpa a m de altura; ello implica que en dicha columna al nivel de m existe una presión superior a 500 hpa, existe una alta presión. Por último, la columna A, en la cual los 500 hpa se sitúan a m, registra una baja presión, puesto que a m se consignará una presión superior a 500 hpa. 2 En realidad son metros neopotenciales, que difieren ligeramente de los metros, pero la diferencia entre unos y otros es tan pequeña que puede considerarse despreciable para nuestros propósitos. Para obtener más detalles sobre los metros neopotenciales, ver CUADRAT, J.M. y PITA, M.F., 2000.

12 Por eso, en último término, las topografías de las distintas superficies isobaras nos informan acerca de la configuración de la presión en los niveles altos de la atmósfera, y en ellas también las altas presiones aparecen marcadas con una A y las bajas presiones con una B. Figura 6: La presión atmosférica en la topografía de 500 hpa. Fuente: Cuadrat, J.M. y Pita, M.F. (2000): Climatología, Madrid, Cátedra. Las topografías que suelen realizarse cada día con fines meteorológicos son las que aparecen consignadas en el cuadro 1, obteniéndose a partir de ellas una imagen bastante fidedigna del comportamiento de la presión en todo el espesor de la atmósfera. Hay dos que resultan especialmente útiles: la topografía de la superficie isobara de 500 hpa, que divide a la atmósfera en dos partes aproximadamente iguales, y la topografía de la superficie de 300 hpa, que suele coincidir con el nivel de la tropopausa en las latitudes medias. La primera de ellas es la más utilizada y es la que nosotros abordaremos en este texto. Cuadro 1. Mapas de altura más usuales en Meteorología. Superficies isobaras (hpa) Altura sobre el nivel del mar en condiciones normales (metros geopotenciales) Intervalo de las isohipsas (metros geopotenciales) Fuente: Elaboración propia.

13 En la elaboración de estos mapas, a la cartografía de la altura de las superficies isobaras se suelen añadir las isotermas correspondientes a cada nivel atmosférico, las cuales aparecen mediante líneas en trazo discontinuo, y son muy útiles para identificar las coladas de aire frío y cálido en altura, de gran relevancia para el conocimiento del tiempo. Además, y como en los mapas de superficie, se puede deducir perfectamente la dirección y la velocidad del viento a partir del trazado de las isohipsas. De hecho, en altura la identificación de la trayectoria del viento es aún más precisa que en superficie, porque en altura, al no existir la fuerza de rozamiento ejercida por la superficie terrestre, los vientos fluyen completamente paralelos a las isobaras, dejando las altas presiones a su derecha y las bajas a su izquierda. En superficie la fuerza de rozamiento altera ligeramente este esquema introduciendo una cierta oblicuidad en las trayectorias del viento respecto al trazado de las isobaras. Por lo demás, los mapas de altura presentan unas configuraciones de presión similares a las encontradas en los mapas de superficie, con anticiclones, depresiones, dorsales y talwegs, si bien en los niveles altos de la atmósfera las distribuciones de la presión suelen ser menos complejas y más esquemáticas que en superficie La interpretación de la información contenida en los mapas de altura. El mapa de la superficie isobara de 500 hpa. Los mapas de altura, frente a los de superficie, presentan la ventaja de su mayor simplicidad, siendo a la vez mucho más determinantes que aquéllos en el establecimiento del tiempo. En realidad, los mapas de altura se suelen reducir a una estructura común consistente en una zona fría y de baja presión en las latitudes altas (son las Bajas Presiones Polares de altura, conocidas también como vórtice circumpolar), una zona cálida y de alta presión en las latitudes bajas (las Altas Presiones Subtropicales de altura) y, entre ambas, un flujo circumpolar del oeste con vientos muy intensos, que se conoce como la corriente en chorro o jet stream, y que responde al fuerte gradiente térmico y barométrico que se registra entre las Bajas Presiones Polares y las Altas Presiones Subtropicales. Esta corriente se desplaza justo por encima de las trayectorias seguidas por las perturbaciones del frente polar en superficie y, de hecho, los propios gradientes térmicos que se registran entre las masas de aire frías y cálidas que constituyen los frentes alimentan también el gradiente de altura, que es el que, en último término, da origen a la corriente en chorro. Su presencia se hace notar con mucha claridad en los mapas a través del apretamiento fuerte que suelen presentar las isohipsas en las latitudes medias. Este esquema sólo se modifica a través de dos vías. En primer lugar, el desplazamiento en latitud de la corriente en chorro, y con él de todo el sistema de circulación general, a lo largo de las estaciones. Durante el invierno el frío polar es muy intenso y el aire se hace muy denso y se expande hacia latitudes bajas; entonces la corriente en chorro se desplaza también en ese sentido y puede situarse en torno a los paralelos 30º o 40ºN. En verano, por el contrario, el frío se reduce y el vórtice circumpolar queda reducido a latitudes muy elevadas, con lo cual la corriente en chorro se sitúa normalmente por encima del paralelo 55º N. Una segunda vía de modificación se deriva del hecho de que la corriente en chorro no siempre es rectilínea, sino que configura ondas de longitud y frecuencia variables, a las

14 que se denomina ondas de Rossby. El flujo suele oscilar entre dos tipos de circulaciones extremas: a) Un alto índice de circulación, que se caracteriza por un flujo zonal intenso y con pocas ondas de gran longitud. En estos casos en superficie se asiste a un régimen de fuertes vientos del oeste y al paso rápido y sucesivo de perturbaciones, las cuales barren estas latitudes en esa misma dirección W-E (ver figura 7). b) Un bajo índice de circulación, que se traduce en la formación de ondas muy profundas y con pequeña longitud. En estos casos cada cresta del flujo constituye en altura un potente anticiclón cálido (observar que el sentido de giro del aire se produce en el sentido de las agujas del reloj) que se conoce con el nombre de anticiclón de bloqueo. A su vez, las vaguadas generan depresiones frías (con sentido de giro ciclónico del aire) que pueden, en casos extremos, desprenderse del flujo general, constituyendo núcleos depresionarios muy potentes en latitudes muy bajas, alimentados con aire muy frío procedente de las latitudes superiores (ver figura 7). Estos embolsamientos de aire frío y depresionario en altura reciben la denominación de gotas frías y tienen una gran repercusión sobre el tiempo en los climas mediterráneos. Ambos fenómenos se traducen rápidamente en el nivel superficial y dan lugar también a anticiclones y depresiones muy potentes que interrumpen el paso de las perturbaciones frontales y alteran el flujo zonal de vientos del oeste, determinando flujos meridianos que comportan advecciones frías o cálidas según la dirección del flujo. Normalmente el sistema oscila de un estado a otro en un lapso de 20 a 60 días y ello origina importantes cambios de tiempo en las zonas afectadas por esta oscilación. En cualquier caso, siempre se mantiene la asociación entre aire frío y baja presión con procedencia de las latitudes altas y aire cálido y alta presión con procedencia de las latitudes bajas, de lo cual se derivarán importantes consecuencias para el establecimiento del tiempo. Figura 7: Esquema de los cambios de las ondas de Rossby entre índices de circulación altos y bajos.

15 Fuente: Henderson-Sellers y Robinson (1986): Contemporary Climatology, Londres, Longman Scientific and Technical. Partiendo de estas premisas, los fenómenos del mapa de altura que resultan más relevantes para la comprensión del tiempo existente en una zona son los siguientes: A. Los anticiclones. Denotan siempre la existencia de buen tiempo porque constituyen columnas de aire descendente hacia las capas bajas de la atmósfera e inhiben cualquier movimiento ascensional que pudiera desencadenarse desde éstas. El descenso del aire lo aleja de su punto de saturación y proporciona tiempo seco y soleado. B. Las depresiones. Constituyen columnas de aire ascendente en espiral ciclónica que ejercen un efecto de succión sobre el aire de las capas bajas y propician el desarrollo del mal tiempo, porque el aire, al ascender, se enfría adiabáticamente y llega al punto de saturación, condensando su humedad y provocando la aparición de nubosidad y lluvias. C. Las coladas frías. Se ponen de manifiesto a partir del trazado de las isotermas, que adoptan una dirección norte-sur y presentan valores muy bajos en latitudes bajas. Proceden siempre de las latitudes altas y van asociadas al desplazamiento del aire en las vaguadas de la corriente en chorro, las cuales, efectivamente, transportan aire desde latitudes altas hacia latitudes más bajas. Su importancia sobre el tiempo se deriva de que

16 propician una disminución de la temperatura y, sobre todo, de que generan inestabilidad atmosférica y, consecuentemente, mal tiempo. La noción de inestabilidad (y su contraria de estabilidad) son nociones fundamentales para comprender el tiempo que hace en un momento dado, por eso conviene aclararlas con cierto detalle. Se dice que hay estabilidad atmosférica cuando los movimientos ascensionales del aire tienden a ser abortados o impedidos, de forma tal que el aire permanece estancado en vertical o registrando movimientos descendentes, pero nunca movimientos de ascenso. Esta situación se produce siempre que el gradiente térmico vertical de la atmósfera es muy poco acusado y, desde luego, inferior al gradiente adiabático del aire seco (1ºC/100 m) y al gradiente adiabático del aire saturado o gradiente pseudoadiabático (0,5ºC/100m). En una situación como ésta, cualquier burbuja de aire que iniciara un ascenso en vertical por cualquier circunstancia (empuje de un frente, necesidad de atravesar una barrera topográfica, convección térmica ), al enfriarse adiabáticamente, enseguida alcanzaría una temperatura inferior a la temperatura del aire que se encontrara en su entorno y, en consecuencia, tendría que volver a descender, porque el aire frío es más denso que el cálido y tiende a situarse debajo. Imaginemos una situación de un día en el que el gradiente térmico vertical fuera de sólo 0,3º/100 m, es decir, bastante más reducido que el adiabático y el pseudoadiabático (ver figura 8). Imaginemos, además, que el aire está seco y que en él se desarrolla un movimiento de ascenso. En este caso, el aire al subir perderá 1ºC por cada 100 metros de subida, de forma tal que, por ejemplo, al llegar al nivel de 300 m, se situaría en 7ºC de temperatura. Pero ese día, con arreglo al gradiente térmico vertical existente, las partículas situadas a 300 m de altura tienen una temperatura de 9,1ºC (ver figura 8), con lo cual las partículas que ascienden están más frías que ellas y tienden a bajar, para mantener el equilibrio del aire. Si el aire estuviera saturado de humedad la situación sería muy parecida. En este caso, las partículas de aire, al subir hasta 300 m, se situarían en 8,5ºC, que sigue siendo una temperatura superior a la del aire del entorno, con lo cual también estas partículas se verían forzadas a descender. Figura 8: Gradientes térmicos verticales de inestabilidad y estabilidad atmosférica. 700 a) Gradiente térmico vertical de inestabilidad Altura (m) ,5 1 1,5 2 2,5 3 3,5 4 4,5 5 5,5 6 6,5 7 7,5 8 8,5 9 9,5 10 Temperatura (ºC)

17 b) Gradiente térmico de estabilidad Altura (m) ,5 1 1,5 2 2,5 3 3,5 4 4,5 5 5,5 6 6,5 7 7,5 8 8,5 9 9,5 10 Temperatura (ºC) Fuente: Elaboración propia. Una situación opuesta a ésta es la de la inestabilidad atmosférica, la cual se define como aquella situación en la cual cualquier movimiento de ascenso del aire generado desde las capas bajas tenderá a continuar y perpetuarse hasta las capas altas de la atmósfera. Esta situación se produce siempre que el gradiente térmico vertical de la atmósfera es muy acusado y, desde luego, superior al gradiente adiabático del aire seco y al gradiente adiabático del aire saturado. En una situación como ésta, cualquier burbuja de aire que iniciara un ascenso en vertical, al enfriarse adiabáticamente, enseguida alcanzaría una temperatura superior a la temperatura del aire que se encontrara en su entorno y, en consecuencia, seguiría ascendiendo, porque el aire cálido es más ligero que el frío y tiende a situarse por encima de aquél. Pongamos un ejemplo similar al anterior, pero ahora en un día que registrara un gradiente térmico vertical muy acusado, de 1,5º/100m (ver figura 8). Si el aire ascendente fuera seco, al llegar hasta 300 m. habría perdido 3ºC, con lo cual se situaría en 7ºC. Pero el aire del entorno en ese nivel tendría 5,5º, con lo cual las partículas de aire, al estar mucho más calientes, seguirían subiendo hasta las capas altas de la atmósfera. En caso de que el aire estuviera saturado, al ascender hasta 300 m se situaría en 8,5ºC, con lo cual la diferencia respecto al aire del entorno sería aún mayor y también en este caso se continuaría el ascenso del aire. Lógicamente, este aire al subir, se iría enfriando adiabáticamente y alcanzaría el punto de condensación, provocando la aparición de nubes y lluvias. Ello es lo que explica que las situaciones de inestabilidad atmosférica provoquen mal tiempo. Pues bien, las coladas frías en altura suponen la superposición de aire muy frío en altura sobre aire cálido en superficie; ello da lugar a un gradiente térmico vertical muy acusado, que induce la inestabilidad y los ascensos del aire. D. Las coladas cálidas. Responden a mecanismos totalmente opuestos a los de las coladas frías. En este caso proceden de las latitudes bajas y se asocian al desplazamiento del aire en las crestas de la corriente en chorro, que transportan aire cálido desde las

18 latitudes tropicales hacia las polares. Propician un aumento de la temperatura y generan estabilidad atmosférica y buen tiempo, dado que, al superponer aire cálido en altura, sobre aire fresco en el suelo, propician la aparición de gradientes térmicos muy suaves, que favorecen la estabilidad. E. El trazado, forma y trayectoria de la corriente en chorro. Se pone muy bien de manifiesto por la parición en el mapa de una serie de isohipsas muy apretadas, que traducen el fuerte gradiente barométrico existente en esa banda y, en consecuencia, el intenso viento reinante. Constituye la pieza clave y el motor de la circulación atmosférica y del tiempo reinante en las latitudes medias. Dado que bajo ella se desplazan las perturbaciones del frente polar, suele asociarse a mal tiempo; no obstante, no todas las áreas situadas bajo la corriente en chorro disponen de las mismas condiciones atmosféricas. En este sentido, conviene prestar especial atención a los siguientes fenómenos: a) Las vaguadas de la corriente en chorro: Constituyen indicios de mal tiempo porque van asociadas a coladas frías, que generan mucha inestabilidad, y a flujo del aire en sentido ciclónico (sentido contrario a las agujas del reloj). Esta curvatura ciclónica del aire es suficiente para desencadenar el ascenso del aire, aún cuando no esté totalmente formada la depresión que suele asociarse a las vaguadas. De cualquier forma, dentro de la vaguada, la zona que resulta especialmente inestable es la parte delantera u oriental, y es en ella en la que se producirá el peor tiempo, con nubes y lluvias. Este empeoramiento del tiempo en la parte delantera de las vaguadas se produce porque en esa zona se genera divergencia de aire en altura, la cual se compensa mediante un ascenso del aire desde las capas bajas. La divergencia, a su vez, es producto de la existencia de cambios en la velocidad del viento cuando ondula. Como ya sabemos, las ondulaciones del jet stream generan depresiones en sus vaguadas y anticiclones en sus crestas. Se sabe, además, que a igualdad de gradiente de presión, el viento fluye más deprisa en torno a los anticiclones que en torno a las depresiones. 3 Como consecuencia de este hecho se va a producir una marcada disimetría en el comportamiento del aire en los flancos oriental y occidental de las vaguadas (ver figura 9). Figura 9: Fenómenos de convergencia y divergencia en la corriente en chorro por cambios en la velocidad del viento. 3 Para más información sobre este fenómeno, ver Cuadrat, J.M. y Pita, M.F., 2000, capítulo 6.

19 Fuente: Hufty, A. (1984): Introducción a la climatología, Barcelona. Ariel. En el flanco oriental de las vaguadas el aire circula lentamente en torno a la depresión, en tanto que el anticiclón situado en la cresta que la precede genera vientos más rápidos. La consecuencia es que el aire delantero escapa rápidamente mientras que el que circula detrás va ralentizado y no puede alcanzarlo, generándose así un vacío de aire, una divergencia, en este flanco oriental de la vaguada. Esta divergencia atrae el aire situado en las capas bajas de la atmósfera, el cual comienza a ascender en espiral ciclónica, excavando inmediatamente una depresión. Si además este fenómeno se superpone a una zona frontal en el suelo y ello es frecuente dado que estamos en unas latitudes muy proclives a la frontogénesis- la espiral ciclónica dibujada por el aire en su ascenso determina una ondulación del frente y la aparición de una perturbación a dos frentes. De hecho, estas perturbaciones suelen ubicarse en la parte delantera de las vaguadas, viajando con ellas en dirección W-E (ver figura 4). No obstante, incluso sin perturbación, el aire del suelo se verá impulsado a ascender en espiral ciclónica para rellenar la divergencia de altura y provocará el mal tiempo. El flanco occidental de las vaguadas asiste a un fenómeno inverso del anterior. Aquí lo que se genera es un agolpamiento de aire, una convergencia, como consecuencia de la lenta circulación que se registra en torno a la depresión y la circulación más rápida que genera el anticiclón de la cresta que le sucede. Por ello en esta zona suele predominar la subsidencia del aire acompañada de estabilidad y alta presión en el suelo. b) Las crestas de la corriente en chorro. Constituyen indicios de buen tiempo porque se asocian a coladas cálidas, que generan estabilidad, y a flujo del aire en sentido anticiclónico (sentido de las agujas del reloj), siendo la curvatura anticiclónica del aire suficiente para desencadenar su descenso, aún cuando no esté totalmente formado el anticiclón que suele asociarse a las crestas. De

20 cualquier forma, dentro de la cresta, la zona que resulta especialmente estable es la parte delantera u oriental, y es en ella en la que se producirá el tiempo mejor, con cielos despejados y ausencia de nubosidad o lluvias. La explicación de este fenómeno es la misma que acabamos de esbozar al hablar de las vaguadas, dado que, en realidad, la parte delantera u oriental de las crestas coincide con la parte trasera u occidental de las vaguadas (ver figura 9). c) Las gotas frías. Se entiende por gota fría un embolsamiento de aire frío en altura que se queda aislado de la circulación general. Este aislamiento se marca en el mapa por el hecho de que las isohipsas y las isotermas se cierran en círculo, dando lugar a la aparición de una depresión bien marcada y con unas temperaturas considerablemente más bajas que las que reinan a su alrededor. La formación de la gota tiene lugar con bajos índices de circulación de la corriente en chorro, que dan lugar a la formación de ondas, en las cuales las vaguadas constituyen coladas de aire frío y con sentido de giro ciclónico en el aire. Cuando el empuje del aire polar en la vaguada se hace muy intenso, el chorro se ve forzado a tomar una dirección cada vez más meridiana; en ese caso, deja ya de ser una corriente zonal, y la masa de aire frío, que tenía una circulación ciclónica, se individualiza como una borrasca fría y se desgaja del chorro, el cual enseguida comienza a reconstituirse en latitudes superiores (ver figura 10). En el mapa de 500 hpa se observa claramente la depresión fría (isohipsas e isotermas cerradas en círculo), la cual en principio no tiene equivalente en superficie, aún cuando acabe por reflejarse allí. Figura 10: Proceso de génesis de una gota fría. Fuente: Martín Vide, J. (1984): Interpretación de los mapas del tiempo, Barcelona, Ketres. El efecto de la gota fría es un empeoramiento inmediato del tiempo a través de varios mecanismos. En primer lugar, el efecto de succión ejercido por la depresión de altura (una espiral ciclónica de aire ascendente) sobre el aire superficial; además, y sobre todo, la gran inestabilidad que la gota propicia. No hay que olvidar que la gota ha resultado de un gran desplazamiento en latitud del

21 aire frío polar, con lo cual este embolsamiento de aire frío en altura se superpone a aire mucho más cálido en el suelo, y ello genera un gradiente térmico vertical muy brusco que propicia una fuerte inestabilidad, con ascensos generalizados del aire. Todos estos procesos suelen acabar configurando una depresión en el suelo algo más tarde, aunque a veces el reflejo en el suelo de la gota es escasísimo - una pequeña depresión relativa o incluso, simplemente, el desarrollo de una curvatura ciclónica en el trazado de las isobaras-, pero ello no impide que se desarrollen la inestabilidad y el mal tiempo. Es más, muchos autores tienden a reservar la denominación de gota fría para las perturbaciones en las cuales la depresión en altura apenas se manifiesta en superficie, aludiéndose en los demás casos a depresiones frías o borrascas frías. Aunque la gota fría siempre genera instabilidad y mal tiempo, hay grandes variaciones de unas situaciones a otras. Las condiciones de peor tiempo y lluvias más intensas se producen cuando la gota se ubica sobre una superficie muy cálida (el gradiente térmico vertical es más acusado) y húmeda (con abundante vapor de agua) y cuando, además, el flujo de viento en superficie implica el arrastre de aire marino, muy húmedo, hacia relieves continentales, que ejercen un efecto de disparo sobre el aire y lo fuerzan a iniciar el ascenso. Estas son las condiciones que suelen registrarse en el otoño en la cuenca mediterránea y ello es lo que convierte a las gotas frías en situaciones amenazantes en estas condiciones espacio-temporales. Efectivamente, durante el otoño la corriente en chorro tiene mucha predisposición a ondular para efectuar el reajuste estacional entre el verano y el invierno. Como consecuencia de estas ondulaciones es frecuente que se establezcan gotas frías sobre las latitudes subtropicales y, más concretamente, sobre el Mediterráneo. Pero en esta época del año las aguas mediterráneas están muy recalentadas (bastante más que el continente), como consecuencia del largo y soleado verano -en el que han acumulado mucho calor- y de la inercia térmica de las aguas marinas, que hace que este calor se vaya perdiendo con mucha más lentitud que el de la superficie terrestre. Como resultado de ello, la gota de altura se superpone a un aire muy cálido y muy húmedo en superficie, lo cual desencadena una gran inestabilidad que fuerza al aire a ascender. Se suele generar enseguida una depresión en superficie que, en muchos casos, canaliza flujos de aire procedentes del Mediterráneo hacia los relieves del Levante español. En estos casos el efecto de disparo ejercido por el relieve acentúa la velocidad del ascenso de aire, el cual, a medida que sube, va enfriándose adiabáticamente y condensando su abundante humedad. Esta condensación libera grandes cantidades de calor latente hacia la atmósfera y hace que la masa de aire ascendente esté siempre más cálida que su entorno, con lo cual continúa el ascenso aún más rápido, prosigue la condensación, y así sucesivamente. El resultado es la aparición de gigantescas torres de cúmulo-nimbos que se elevan hasta la tropopausa y que descargan lluvias de gran intensidad, las cuales, en ocasiones pueden originar desbordamientos de los cauces cuando las condiciones hidrológicas, geomorfológicas, biogeográficas y de ocupación del territorio por el hombre contribuyen también a ello. d) Los anticiclones de bloqueo. Son la contraimagen de las gotas frías y se forman también como consecuencia de ondulaciones profundas de la corriente en