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. 25-72. 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.

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. 1.1. 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. 1.1.1. 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 1.013 hPa., pero a medida que ascendemos la presión ve disminuyendo porque va reduciéndose el espesor de la columna de aire que

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 1.013 hPa. Y, de hecho, es muy frecuente que se produzcan depresiones relativas, con valores de presión superiores a 1.013 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.

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. 1.1.2. La interpretación de la información contenida en los mapas de superficie. 1.1.2.1. 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.

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.

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 (γd). 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 (γs). 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,

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.

1.1.2.2. 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.

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.

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

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. 1.2. 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. 1.2.1. 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 metros2. 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 5.560 m. Si al trazar nuestro mapa nos encontramos con que, efectivamente, en algunos puntos los 500 hPa se localizan a 5.560 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 5.560 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 5.600 m de altura; ello implica que en dicha columna al nivel de 5.560 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 5.500 m, registra una baja presión, puesto que a 5.560 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.

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)

850 1.440 80 700 3.000 80 500 5.560 60 300 9.200 60 200 11.760 160 100 16.240 140

Fuente: Elaboración propia.

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. 1.2.2. 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

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.

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

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.

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Temperatura (ºC)

a) Gradiente térmico vertical de inestabilidad

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

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0 0,5 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

Altu

ra (

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Temperatura (ºC)

b) Gradiente térmico de estabilidad

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.

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

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

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

chorro. Son embolsamientos de aire cálido y anticiclónico en latitudes elevadas que se generan en el interior de las crestas de la corriente en chorro cuando ésta ondula mucho y adopta trayectorias meridianas. Las denominadas situaciones en omega de la corriente en chorro son el arquetipo de la formación de estos anticiclones, así como las situaciones en rombo, en las cuales se suele asociar la presencia de un anticiclón de bloqueo en el norte con una gota fría en las latitudes más meridionales (ver figura 11). Los anticiclones de bloqueo generan estabilidad y buen tiempo y suelen reflejarse en superficie mediante la aparición también de anticiclones que bloquean el paso de las perturbaciones del frente polar, de ahí su nombre.

Figura 11: Situaciones en rombo (a) y en omega (b) de la corriente en chorro.

Fuente: Martín Vide, J. (1984): Interpretación de los mapas del tiempo, Barcelona, Ketres. 1.3. EL COMENTARIO DE LOS MAPAS DEL TIEMPO MEDIANTE EL ANÁLISIS

CONJUNTO DE ALTURA Y SUPERFICIE. El comentario de la situación sinóptica debe hacerse con los dos tipos de mapas y sabiendo que, aunque suelen coincidir los fenómenos que se producen en ellos (porque altura suele imponer su sello en superficie), en caso de duda o de discrepancia, siempre debe predominar la interpretación que se deriva del mapa de altura. En consecuencia, el comentario debe empezar con el análisis del mapa de altura, para identificar las áreas de estabilidad o inestabilidad así como las grandes figuras isobáricas que en él se dibujen y los trazados y caracteres que presente la corriente en chorro. A continuación puede examinarse el mapa de superficie, describiendo –ya a la luz de lo visto en altura- los anticiclones y depresiones, y las perturbaciones frontales que en él figuran. Para terminar, se procedería a describir el tiempo resultante de la situación sinóptica analizada, que sería siempre una deducción a partir del análisis conjunto de ambos mapas, pero siempre con un peso mucho mayor de las interpretaciones derivadas del mapa de altura. El cuadro 2 sintetiza los aspectos básicos a considerar en el examen de los mapas de superficie y altura y el cuadro 3 las deducciones que pueden derivarse sobre el tiempo a partir del análisis del mapa de superficie. Cuadro 2. Aspectos básicos a considerar en el examen de los mapas del tiempo.

ETAPAS ASPECTOS A CONSIDERAR 1. Análisis del mapa de - Ubicación, trazado y potencia de la corriente en

altura chorro y de las figuras que pudiera trazar (ondas, omega, rombo etc.)

- Distribución de las áreas de alta y baja presión y de posibles figuras isobáricas especiales.

- Distribución de las áreas cálidas y frías. - Delimitación somera de las áreas de estabilidad e

inestabilidad dentro del mapa. 2. Análisis del mapa de superficie

- Descripción de los anticiclones y depresiones existentes en el mapa mediante su ubicación, su potencia y su espesor (según se mantengan en altura o no). En las depresiones, sobre todo, ya se podrán establecer tipos según su origen (depresiones asociadas a perturbaciones frontales, gotas frías, depresiones térmicas etc.).

- Descripción de las perturbaciones frontales mediante su ubicación, tipo y grado de actividad.

3. Deducción del tiempo determinado por la situación sinóptica

- Situación general de estabilidad o inestabilidad por zonas.

- Establecimiento de las áreas de nubosidad y precipitación y sus formas (deducidas del tipo de depresión o de perturbación frontal que les afecte).

- Establecimiento de la dirección y la intensidad de los vientos (a partir del trazado de las isobaras).

- Deducción de valores de temperatura y humedad relativa (a partir de la dirección del viento y la procedencia del aire, de la existencia o no de nubosidad y precipitación, de las indicaciones aportadas por los frentes et.).

Fuente: Elaboración propia.

Cuadro 3. Consecuencias deducibles a partir del valor y la disposición de las isobaras.

Fuente: Martín Vide, J. (1984): Interpretación de los mapas del tiempo, Barcelona, Ketres. 1.4. ALGUNOS EJEMPLOS.

A. Situación del 19 de octubre de 1973. El mapa de 500 hPa. muestra a la corriente en chorro realizando una ondulación muy profunda, que dibuja una cresta anticiclónica en el Atlántico, otra en el Mediterráneo oriental y, entre ambas, una vaguada centrada en el golfo de Cádiz (ver figura 12). La vaguada está ya tan desarrollada que en ella las isohipsas y las isotermas se cierran en

círculo, dibujando una depresión fría en las capas altas de la atmósfera, la cual podría ya considerarse una gota fría. En el núcleo de la gota reina la isoterma de -20ºC, muy inferior a la que existe a su alrededor. La corriente en chorro se está reconstituyendo por encima de la bolsa de aire frío, y se encuentra sobre los paralelos 50º-55º en Europa central. Una situación como ésta ya dibuja como áreas de estabilidad a las ocupadas por las crestas y apunta la existencia de una zona muy inestable debajo de la vaguada de la corriente en chorro. Figura 12: Mapas de altura y superficie correspondientes al 19 de octubre de 1973.

Fuente: Instituto Nacional de Meteorología. En superficie la situación se ha traducido en la aparición de un inmenso anticiclón extendido en el sentido de los paralelos, que ocupa el Atlántico sur y buena parte de Europa. Al norte se sitúa un conjunto de depresiones asociadas al paso de perturbaciones del frente polar, que barren la zona de oeste a este. Al sur, una depresión ocupa el área del Sahara y se prolonga hasta el área meridional de la Península Ibérica. El anticiclón, además de muy extenso, es muy potente, como lo atestigua la elevada presión registrada en su centro (1028 hPa) y su espesor, dado que se prolonga hasta las

capas altas de la atmósfera. De hecho, el anticiclón no es sino una réplica de la cresta anticiclónica que existe en altura, y en él sólo se acusa la incidencia de la vaguada en la profunda curvatura ciclónica que presenta al sur de la Península Ibérica y sobre Córcega. Las depresiones que ocupan la franja norte del mapa han sido generadas por el paso de las perturbaciones frontales que las acompañan, y se sitúan, además, bajo el área depresionaria existente en altura al norte de la corriente en chorro. Son, pues, depresiones espesas, lo que garantiza que no son de origen térmico (las cuales, al generarse por el calor del suelo, sólo se desarrollan en superficie). De cualquier forma, no son demasiado potentes, como se pone de manifiesto a través de sus valores de presión no muy bajos (1008 hPa). Las perturbaciones que las acompañan (un total de tres) no parecen ser tampoco demasiado activas, dado que las trayectorias seguidas por el aire del sector cálido y del sector frío son muy similares, con componente del oeste en ambos casos (Se escapa a esta norma la última de ellas, situada al noroeste del Atlántico, en la cual el aire del sector cálido tiene una procedencia más meridional, ya que viene desde el suroeste por el flanco norte del anticiclón, mientras que el aire del sector frío tiene dirección noroeste). No obstante, las isobaras presionan empujando perpendicularmente el aire sobre ellas a gran velocidad (observar lo apretado de las isobaras en esta área) y, sin duda, originarán lluvias en la zona a su paso. La depresión que se sitúa sobre el mar de Alborán es también reflejo de la depresión de altura, si bien su prolongación sahariana puede responder también a la elevada temperatura superficial que existiría todavía en esta época del año y que contribuiría a formar una depresión de carácter térmico en el continente. El núcleo de la depresión en Alborán tiene 1012 hPa, un valor muy moderado, que indicaría la presencia de una depresión sólo relativa; no obstante, la situación en las capas altas de la atmósfera, prolongando y reforzando esa depresión, determinará que sus efectos sean intensos. La perturbación frontal que la acompaña es el resultado del propio giro del aire en sentido ciclónico, pero no es el origen de esta depresión y, de hecho, la nubosidad de este día no sería una nubosidad de carácter frontal, sino más bien la nubosidad que se asocia a las gotas frías y los conjuntos convectivos de mesoescala. Una situación de este tipo se traducirá en una fuerte inestabilidad en la península, la cual será tanto más intensa cuanto más al sureste de la misma. Efectivamente, en el sureste tenemos el flanco delantero de la vaguada de la corriente en chorro, con divergencia y temperaturas muy bajas en altura, siendo ahí también donde se sitúa el eje de la depresión y de la curvatura ciclónica en superficie. Por otro lado, la depresión superficial canaliza vientos del este-sureste hacia la península, los cuales, tras cargarse de humedad en el Mediterráneo, interceptan las cadenas montañosas del levante español e inician un ascenso del aire que continuará hasta las capas más altas de la atmósfera, dada la inestabilidad reinante (no hay que olvidar que en otoño el Mediterráneo está muy cálido en relación con la superficie continental). El resultado sería la aparición de abundante nubosidad cumuliforme, con torres inmensas de cúmulo-nimbos y lluvias muy intensas en todo el sureste español, que en muchos puntos rebasaron los 20 l/m2. Las zonas septentrional y occidental de la región quedaron protegidas de la inestabilidad por el anticiclón y no registraron lluvias. Las temperaturas fueron inferiores a las normales para la época del año en virtud del embolsamiento de aire frío en altura y de la dirección este del viento en toda la

península, que canalizaba aire polar continental directamente desde el continente europeo. Fueron reseñables también los intensos vientos del este (del nordeste en Canarias) como consecuencia del intenso gradiente barométrico reinante en superficie. B. Situación del 27 de julio de 2002. El mapa de 500 hPa muestra a la corriente en chorro muy desplazada hacia el norte (paralelos 50º-55º), dibujando una cresta anticiclónica sobre todo el Atlántico y Europa occidental, y una vaguada que desciende mucho en latitud sobre Europa central. Toda la península Ibérica queda pues bajo la cresta anticiclónica y cálida (la isoterma -8º, claramente identificativa del verano, cubre toda España) (ver figura 13).

Figura 13: Mapas de altura y superficie correspondientes al 27 de julio de 2002.

Fuente: Instituto Nacional de Meteorología.

En superficie, bajo la cresta de la corriente en chorro, se sitúa un potente anticiclón con 1028 hPa en su centro y con gran espesor, extendiéndose por todos los niveles de la atmósfera. Se trata pues de un anticiclón de origen dinámico, que corresponde a una de las células de las Altas Presiones Subtropicales (en este caso el anticiclón de las Azores), muy expandida en esta época del año. Hay varias áreas depresionarias en el mapa. La primera de ellas se sitúa al norte del mismo, en correspondencia con el paso de las perturbaciones del frente polar, que, a su vez, viajan bajo el trazado de la corriente en chorro. Hay un total de cuatro perturbaciones recorriendo el paralelo 50º de oeste a este, estando ya la primera de ellas -sobre la península Escandinava- en fase de oclusión. También registra bajas presiones toda la zona sureste del mapa, lo cual es atribuible a un doble origen; por un lado, la depresión térmica que en esta época se sitúa sobre el continente africano (su carácter térmico se observa muy bien porque en altura está sobremontada por la cresta anticiclónica, siendo pues una depresión pelicular) y que se prolonga por el valle del Guadalquivir hacia el interior de la península, y, por otro lado, la vaguada de la corriente en chorro, que genera una depresión de 1008 hPa sobre el Mediterráneo central. Se trata de una típica situación de verano, con depresión térmica sobre Andalucía, pero con estabilidad muy bien marcada desde las capas altas de la atmósfera, que determina la aparición de días secos y soleados (la estabilidad y el anticiclón en altura impiden el ascenso del aire superficial), con ausencia de nubosidad y con temperaturas muy elevadas. Vientos suaves del nordeste recorren la mayor parte de la península y Canarias (régimen de alisios) y sopla levante en el Estrecho, lo que propicia que las temperaturas más elevadas se produzcan en el interior de Andalucía (en Sevilla y Córdoba se superaron los 40ºC), manteniéndose la costa mediterránea mucho más fresca por el trayecto marítimo que el aire recorre antes de llegar a ellas (en Málaga se registraron 30ºC de máxima ese día). En realidad, fue uno de los pocos días típicos y calurosos que nos brindó el verano de 2002, el cual fue, por lo demás, absolutamente atípico en todos sus comportamientos. 2. LOS TIPOS DE TIEMPO DOMINANTES EN ANDALUCÍA.

Los tipos de tiempo dominantes en Andalucía están determinados básicamente por el modo de actuación de la circulación atmosférica en el ámbito concreto de la región. En este sentido, el hecho más destacable es que la posición de Andalucía en el flanco más meridional de las latitudes medias determina una cierta marginalidad respecto al flujo circumpolar del oeste que recorre en altura estas latitudes y que es el principal responsable del tiempo en la zona. Como consecuencia de ello la región prácticamente nunca se ve sometida al flujo del oeste en disposición zonal, sino que recibe su visita cuando éste adopta un flujo meridiano o incluso cuando adopta circulaciones celulares cerradas. Además, hay que señalar que éstas últimas tienen una predisposición particular a situarse en las inmediaciones del estrecho de Gibraltar y golfo de Cádiz, siendo éste también un lugar preferente para el establecimiento de vaguadas profundas. Es también reseñable en nuestro ámbito la necesidad de establecer una distinción muy clara entre los tipos de circulación que se establecen durante el verano de los que

caracterizan a las restantes estaciones. En el primer caso el desplazamiento hacia el hemisferio Norte de todos los anillos que componen la circulación general atmosférica determina que en nuestro ámbito se ubique de manera permanente el cinturón de altas presiones subtropicales y, más concretamente, la célula conocida como anticiclón de las Azores. En esta estación, pues, el vórtice circumpolar queda muy desplazado hacia el norte y el flujo circumpolar del oeste o corriente en chorro se sitúa por encima del paralelo 45º N, dejando a Andalucía fuera de su radio de acción. Ello supone un predominio casi absoluto de la estabilidad. En invierno los anillos de la circulación atmosférica se desplazan hacia el sur y la corriente en chorro puede alcanzar los paralelos 35º-45º con disposición zonal o incluso latitudes más bajas con disposiciones meridianas. En estos casos las situaciones de estabilidad e inestabilidad se suceden alternativamente y asistimos a la invasión de masas de aire no sólo tropicales sino también polares e incluso árticas, si bien éstas últimas llegan muy desnaturalizadas a Andalucía. Ambas razones son las que nos han empujado a presentar los tipos de tiempo o situaciones sinópticas dominantes en la región a partir de una primera consideración acerca del comportamiento del flujo circumpolar del oeste en las capas altas de la atmósfera y a partir, también, de una diferenciación estacional, distinguiendo básicamente los tipos de tiempo veraniegos de aquellos que se presentan en las restantes estaciones del año. 2.1. LOS TIPOS DE TIEMPO DOMINANTES EN VERANO. El hecho común a todos los tipos dominantes en verano es el desplazamiento de la corriente en chorro hacia latitudes muy altas, que deja a la región andaluza sometida al cinturón de altas presiones subtropicales. Las escasas variaciones que se producen dentro de esta tónica general se derivan de pequeños matices que se introducen en la configuración de las presiones tanto en altura como en superficie. Dos son las situaciones que se repiten con más frecuencia en esta estación: A. Cresta anticiclónica en altura y pantano barométrico en superficie (ver mapa del 28-7-79 en la figura 14). Las altas presiones subtropicales están bien extendidas por el hemisferio norte, cubriendo la península Ibérica una cresta anticiclónica muy cálida que garantiza la estabilidad en toda Andalucía. Como reflejo de esta situación, en superficie se extiende un enorme anticiclón que cubre todo el Atlántico y buena parte del continente europeo y que sobre le península Ibérica dibuja un pantano barométrico con presiones próximas a la normal e isobaras muy separadas que ponen de manifiesto el escaso gradiente barométrico y la calma que reinan en todo el territorio. Al no existir ningún flujo del norte en la península se produce un predominio absoluto de la masa tropical continental, muy recalentada; ello, unido a la fuerte estabilidad atmosférica reinante, que impide los intercambios verticales del aire, propicia la aparición de temperaturas muy elevadas en casi todo el territorio español y en especial en Andalucía, donde un régimen de levante muy calmado puede ocasionar que se rebasen los 40º en el interior de la región y valle del Guadalquivir. Es un tipo de tiempo que se puede originar en todo el periodo comprendido entre mayo y octubre, aunque especialmente frecuente en julio y agosto. Su duración es larga y puede prolongarse durante más de una semana sin interrupción.

Figura 14. Los tipos de tiempo dominantes en Andalucía.

28-julio-1979 4-julio-1974 5-febrero-1974

12-diciembre-1978 27-febrero-1975 20-diciembre-1973

10-abril-1973 5-diciembre-1975 18-febrero-1974

Fuente: elaboración propia a partir de FONT TULLOT, I. (1983): Climatología

de España y Portugal, Madrid, INM.

B. Depresión térmica superficial asociada a una ligera vaguada en el seno del alta

subtropical de las capas altas de la atmósfera (ver mapa del 4-7-74 en figura 14). En el mapa correspondiente a este día la corriente en chorro continúa viajando por latitudes muy elevadas, pero una pequeña vaguada con su correspondiente irrupción de aire más frío se desplaza hasta latitudes próximas al paralelo 30º N. En el suelo una depresión de origen térmico, que prolonga la depresión sahariana, se instala sobre el sur peninsular introduciendo hacia Andalucía la masa de aire tropical continental con claro flujo de levante. El calor es también intenso en la región con estas situaciones, si bien ahora el intercambio vertical del aire es más fuerte por la existencia de la depresión superficial y la menor estabilidad reinante en altura, lo cual contribuye a suavizar algo el rigor térmico. Ello no impide la reducción de la visibilidad por calima y la invasión de polvo sahariano. Cuando la vaguada de altura se instala convenientemente sobre la región propiciando la superposición de aire frío sobre el aire cálido superficial, pueden llegar a desencadenarse brotes convectivos y tormentas, que originan un importante descenso de las temperaturas y proporcionan los escasos días de precipitación que pueden llegar a producirse en el verano de nuestra región. El establecimiento de la depresión térmica superficial sobre Andalucía, como prolongación de la del Sahara, constituye la situación más frecuente del verano; por el contrario, dada nuestra posición meridional, el embolsamiento de aire frío en altura se da sólo muy esporádicamente, especialmente en el corazón del verano, de ahí el carácter tan prolongado y continuo de la sequía estival, muy superior a la registrada en las restantes regiones españolas.

2.2. LOS TIPOS DE TIEMPO DOMINANTES EN INVIERNO.

Durante el invierno –entendido lato sensu como el periodo comprendido entre octubre y junio- las situaciones sinópticas son más variadas, lo que explica la mayor variabilidad del tiempo en esta época. Estas variaciones están ligadas esencialmente al comportamiento del flujo circumpolar del oeste, que puede revestir tres formas básicas: circulación zonal, meridiana y celular. 2.2.1. Los tipos de tiempo ligados a la circulación zonal en la corriente en chorro El hecho más común es que la circulación se establezca al norte de la península, recorriendo su flanco más meridional los paralelos 40º-45º (ver mapa del 5-2-74 en la figura 14). Ello determina que buena parte de España (a excepción de la fachada norte) y, desde luego, la región andaluza, queden bajo la influencia de altas presiones en altura que se acompañan también en superficie por un anticiclón extendido en el sentido de los paralelos. El aire tropical marítimo o el polar marítimo muy suavizado llegan entonces hasta nuestra región propiciando un tiempo estable y soleado, con ausencia de precipitaciones y escasa o nula nubosidad, salvo la asociada a las nieblas matinales que propicia la estabilidad. Es un tipo de tiempo persistente (suele durar más de cinco días) y, aunque puede producirse en cualquier mes del año, tiene su máxima frecuencia de diciembre a marzo.

Con mucha menos frecuencia el flujo circumpolar del oeste se centra en los paralelos 35º-40º, recorriendo entonces las perturbaciones del frente polar el conjunto de la península de oeste a este (mapa del 12-12-78 en la figura 14). En su flanco meridional afectan a Andalucía y pueden producir allí precipitaciones, acompañadas de temperaturas suaves derivadas de la intervención sobre la región, también en este caso, de masas de aire tropicales marítimas alternando con polares marítimas muy suavizadas por su largo recorrido oceánico. La frecuencia de este tipo de tiempo no es muy elevada, pero puede producirse entre diciembre y febrero, propiciando entonces la aparición de sucesivos días lluviosos y muy suaves en términos térmicos. En ocasiones el flujo circumpolar del oeste ondula ligeramente y atraviesa la península junto con las perturbaciones del frente polar, en dirección noroeste-sureste, quedando las altas presiones relegadas a una posición más occidental. En estas situaciones las perturbaciones también barren el conjunto de la región, incluso el sureste, aunque ahora las temperaturas son inferiores a las del tipo precedente como consecuencia de la trayectoria más septentrional seguida por el aire polar marítimo, el único que ahora nos visita.

2.2.2. Los tipos de tiempo ligados a la circulación meridiana de la corriente en chorro. Los regímenes de la circulación zonal de la corriente en chorro, que corresponden a índices altos de circulación, se alternan con otros en los que el chorro presenta índices de circulación bajos y adopta posiciones meridianas, dibujando crestas y vaguadas más o menos pronunciadas. La posición de estas crestas y vaguadas sobre un territorio es determinante del tiempo que se registra en él; las vaguadas comportan advecciones de aire frío e inestabilidad, la cual es excepcionalmente marcada en el flanco oriental; por su parte, las crestas anticiclónicas transportan aire cálido hacia latitudes altas y las someten a un régimen de estabilidad atmosférica, más marcada también en su flanco oriental. Como consecuencia de esta disimetría es frecuente que en Andalucía se produzcan situaciones de diferenciación oeste-este o Andalucía occidental-oriental con ocasión de estas situaciones. El mapa del 27-2-75 (ver figura 14) presenta una situación en la que el flujo circumpolar del oeste dibuja una cresta anticiclónica muy pronunciada sobre la península, asociada a un importante transporte de calor desde las latitudes bajas hasta el paralelo 60º. En superficie ello origina un anticiclón de bloqueo que ocupa toda Europa y que canaliza hacia la península aire procedente del sur. En Andalucía oriental este flujo arrastra aire tropical continental procedente de África; Andalucía occidental, por su parte, es recorrida por un flujo de aire tropical marítimo que canaliza la depresión atlántica generada en respuesta a la vaguada de la corriente en chorro. Como reflejo de esta situación disimétrica el tiempo es seco y caluroso en la zona oriental de Andalucía mientras que se muestra más húmedo o incluso con posibilidad de lluvias en la zona occidental. En el mapa del 20-12-73 la situación, por el contrario, dibuja una vaguada sobre la península, con eje central en torno al golfo de Cádiz. Toda España, y particularmente el suroeste, se ve sometida a una fuerte inestabilidad, que en superficie se traduce en una profunda borrasca con centro en el paralelo 45º. Dos frentes fríos muy activos la

acompañan, barriendo la península de suroeste a nordeste. En su inicio esta borrasca canaliza aire tropical marítimo procedente del suroeste hacia Andalucía y propicia temperaturas relativamente suaves para la época del año, acompañadas de precipitaciones intensas. Tras el paso de los frentes es el aire polar marítimo, con recorrido norte-sur, el que se impone, determinando una bajada brusca de las temperaturas. Toda la región se encuentra sometida a lluvias, que pueden llegar a ser muy intensas en el golfo de Cádiz, especialmente en los enclaves montañosos más occidentales, en los que el efecto de disparo ejercido por el relieve se une al mecanismo termodinámico. No suele ser un tipo de tiempo muy duradero (3-4 días) ni tampoco muy frecuente, produciéndose sobre todo en invierno y comienzos de la primavera. Una situación también de vaguada, pero ahora alojada en el Mediterráneo se registró el 10 de abril de 1973 (ver figura 14). En este caso la zona de máxima inestabilidad estaba en el área oriental de la península, debajo del flanco delantero de la vaguada, lo cual se reflejó en la formación de una depresión bien excavada sobre el golfo de Génova. En el Atlántico, bajo la cresta de la corriente en chorro, se originó un anticiclón de bloqueo también muy potente (1032 hPa en su centro) y entre ambos se canalizaba un flujo del norte y nordeste que transportaba aire polar hacia la península, procedente del continente eurosiberiano. El ambiente en toda la región fue muy frío y seco, la nubosidad estuvo prácticamente ausente, salvo por la aparición de nieblas de irradiación nocturna en los valles, favorecidas por la estabilidad atmosférica, y las temperaturas mínimas alcanzaron los valores más bajos de la región por la presencia de la masa de aire polar continental y por las fuertes pérdidas de calor por irradiación, al no existir en la atmósfera suficiente vapor de agua para retenerlo. Se trata de tipos de tiempo cuya duración se establece en unos tres a cinco días y cuya frecuencia no es desdeñable en ningún mes del año a excepción de la estación estival.

2.2.3. Los tipos de tiempo ligados a circulaciones celulares de la corriente en chorro. Cuando el índice de circulación se hace muy bajo y los meandros descritos por la corriente en chorro se pronuncian mucho, llegan a formarse circulaciones celulares o cerradas que forman en altura grandes anticiclones cálidos desplazados hacia latitudes muy altas y depresiones de aire frío que se sitúan en las latitudes bajas. Lo acusado de los meandros obliga al chorro a abandonar estas bolsas de aire cálido y frío, reconstituyéndose en las latitudes más septentrionales. En estas circunstancias, Andalucía, por su posición meridional, recibe la influencia de los embolsamientos de aire frío en altura, que inmediatamente generan una fuerte inestabilidad atmosférica. En estas condiciones tienden a formarse sobre la región los denominados “conjuntos convectivos de mesoescala”, que no son sino desarrollos tormentosos multicelulares de gran extensión (el radio suele ser superior a 100 kms.), normalmente con excentricidad en su radio y con una duración que supera ampliamente la que caracteriza a las típicas tormentas estivales. Estas formaciones nubosas, con una estructura bien organizada, se generan a partir de la coalescencia de núcleos convectivos iniciales en un contexto de abundante vapor de agua en la atmósfera y de fuerte inestabilidad, rasgos todos que caracterizan a estos embolsamientos de aire frío en altura a los que estábamos aludiendo.

Dos son los lugares preferentes para la instalación de estas depresiones frías: el golfo de Cádiz y norte del archipiélago canario y el Mediterráneo occidental. El primer caso aparece ejemplificado en el mapa del 5 de diciembre de 1975. En él una ondulación muy marcada de la corriente en chorro abandona un anticiclón de bloqueo en el Atlántico norte y un importante embolsamiento de aire frío entre Canarias y el golfo de Cádiz. Las isohipsas cerradas en círculo en torno a la depresión y la bajísima temperatura del aire en su seno configuran a esta baja como una gota fría, diagnóstico que se confirma al comprobar el escaso reflejo que esta baja adquiere en superficie. En efecto, en el mapa de superficie una baja presión relativa de 1012 hPa se sitúa por debajo de la gota. La presión apenas difiere de la presión normal, pero se ha generado una bien marcada curvatura ciclónica en el área meridional de la península que, asociada a la baja de altura, desencadenará una importante inestabilidad, con aparición de lluvias generalizadas en Andalucía y especialmente en el entorno del estrecho de Gibraltar. El 18 de febrero de 1974 es una difluencia de la corriente en chorro la que provoca el desprendimiento de una depresión fría hacia el sur de la península Ibérica, centrándose en esta ocasión sobre el Mediterráneo. Su reflejo en superficie es ahora mucho más marcado que en el caso anterior, situándose una depresión muy cerrada de 996 hPa sobre el archipiélago balear. El embolsamiento de aire frío en altura, sobre las aguas del Mediterráneo, relativamente cálidas, genera un gradiente térmico vertical muy inestable que, asociado al fuerte contenido de vapor de agua de la atmósfera, desencadena intensas precipitaciones en todo el levante peninsular, especialmente en las laderas montañosas situadas a barlovento. La Andalucía mediterránea es ahora la más afectada por las lluvias, quedando la zona occidental bajo el abrigo constituido por la cresta anticiclónica del Atlántico. Todos estos tipos que genéricamente hemos atribuido a la estación invernal pueden producirse en cualquiera de los meses comprendidos entre octubre y junio. Hay que destacar, sin embargo, que los asociados a las circulaciones meridianas y celulares adquieren una importancia especial en las interestaciones, en las cuales se produce el reajuste entre las circulaciones invernal y estival de la corriente en chorro y de todos los centros de acción que la acompañan. Estos reajustes implican la continua formación de meandros en el flujo circumpolar del oeste, con crestas y vaguadas sucediéndose sobre el territorio andaluz. Como consecuencia de ello el tiempo suele ser más variable que en el corazón del invierno o el verano, y los tipos de tiempo suelen ser también menos persistentes. Por otro lado, no es infrecuente que se alternen primaveras u otoños que prolongan la estación que los precede (los otoños secos que prolongan las situaciones típicas del verano no son extraños a la región, por ejemplo) con otros que adelantan la estación que les sucede (sería el caso de los otoños en los que las lluvias se instalan precozmente, ya desde los inicio o mediados del mes de septiembre). En un intento de síntesis de las situaciones que caracterizan a cada estación del año, podríamos describir el verano como la estación de claro predominio de las situaciones anticiclónicas, con sólo pequeñas depresiones térmicas muy débiles y sin apenas reflejo en el tiempo experimentado, y como la época de mayor duración de los tipos de tiempo, los cuales pueden llegar a prolongarse hasta dos o tres semanas ininterrumpidamente. En invierno los tipos ciclónicos y anticiclónicos presentan frecuencias similares, en torno al 50% en cada caso, y ambos adquieren una fuerte intensidad y una duración

prolongada. La primavera registra un predominio de las situaciones ciclónicas, que serán además bastante duraderas en relación con la fugacidad de las situaciones anticiclónicas. El tiempo presenta además una máxima variabilidad, con tipos ciclónicos poco intensos alternando con otros más intensos y con tipos anticiclónicos. Por último, el otoño constituye una época de transición al invierno y en esa medida podría ser dividida en dos partes bien diferenciadas: el mes de septiembre y comienzos de octubre, que tendería a prolongar las características estivales, y la segunda parte de octubre y el mes de noviembre, que se asimilarían ya al funcionamiento propio del invierno. En esta estación hay que destacar, además, la aparición frecuente de paroxismos pluviométricos asociados a la presencia de gotas frías, muy activas en esta época del año como consecuencia de las altas temperaturas que entonces se alcanzan en el Mediterráneo. Estas elevadas temperaturas propician gradientes térmicos verticales muy inestables y un trasvase importante hacia la atmósfera de vapor de agua y de calor latente, todo lo cual favorece el desarrollo de esas precipitaciones tan intensas. BIBLIOGRAFÍA. CLIMATOLOGÍA GENERAL. 1.1. Para análisis de mapas del tiempo: - MARTÍN VIDE, J, (1984): Interpretación de los mapas del tiempo, Barcelona,

Ketres. - MARTÍN VIDE, J, (1991): Mapas del tiempo. Fundamentos, interpretación e

imágenes de satélite, Barcelona, OIKOS-TAU 1.2. Obras de consulta: - CUADRAT, J.M. y PITA, M.F. (2000): Climatología, Madrid, cátedra, 2ª edición. - MARTÍN VIDE, J. y OLCINA CANTOS, J.(1996): Tiempos y c