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UNIDAD DIDCTICA

Meteorologa y Climatologa

Semana de la Ciencia y la Tecnologa 2004

FUNDACIN ESPAOLA PARA LA CIENCIA Y LA TECNOLOGA

UNIDAD DIDCTICA

Meteorologa y Climatologa Semana de la Ciencia y la Tecnologa 2004

Edita: FECYT (Fundacin Espaola para la Ciencia y la Tecnologa)Diseo y maquetacin: Global Disea Impresin: Villena Artes Grficas Dposito legal: M-XXXXX-2004ISBN: 84-688-8535-5

ndice

METEOROLOGA Y CLIMATOLOGARosa Mara Rodrguez Jimnez3

gueda Benito Capa

Adelaida Portela Lozano

1. QU ES LA METEOROLOGA?6

2. BREVE DESCRIPCIN DE LA ATMSFERA8

3. LAS VARIABLES METEOROLGICAS12

4. LA OBSERVACIN DEL TIEMPO40

5. LOS MAPAS METEOROLGICOS54

6. LA PREDICCIN DEL TIEMPO56

7. EL CLIMA DE NUESTRO PLANETA60

8. LOS CLIMAS DE LA PENNSULA IBRICA74

9. EL CAMBIO CLIMTICO RECIENTE80

10. WEBS INTERESANTES88

OBSERVACIN E IDENTIFICACIN DE NUBES91

Francisco Martn Len

Jos Antonio Quirantes

OBJETIVO DE LA UNIDAD94

1. INTRODUCCIN96

2. CLASIFICACIN BSICA DE LAS NUBES108

3. DESCRIPCIN DE LOS GNEROS DE NUBES: NUBES ESPECIALES114

4. AHORA TE TOCA A TI IDENTIFICARLAS132

ANEXO I: CMO DOCUMENTAR LA FOTOGRAFA DE UNA NUBE134

ANEXO II: TABLA DE CLASIFICACIN INTERNACIONAL DE LAS NUBES DE LA OMM138

SOLUCIONES AL TEST DE FOTOGRAFAS DE NUBES:140

Agradecimientos141

Bibliografa142

QU TENGO YO QUE VER CON EL TIEMPO?ANEXO

Florenci Rey Benadero

AGRADECIMIENTOS

Al Instituto Nacional de Meteorologa (INM), Agencia Espacial Europea (ESA), Organizacin Meteorolgica Mundial (OMM), Centro Europeo de Prediccin a Medio Plazo (ECMWF), Centro Hadley Oficina Meteorolgica, Universidad de Salamanca, Nacional Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), Jos Antonio Quirantes y Gero Steffen, por su colaboracin en la cesin de imgenes para la elaboracin de esta Unidad Didctica.

ESAMETEOROLOGA Y CLIMATOLOGA

Rosa Mara Rodrguez Jimnezgueda Benito Capa Adelaida Portela Lozano

AGRADECIMIENTOS

Queremos agradecer al comit de expertos todas sus sugerencias y comentarios, que han contribuido, sin duda, a mejorar el resultado final de esta unidad didctica que esperamos sirva de ayuda y disfrute para todo aqul que la utilice.

En especial nos gustara agradecer la labor de revisin realizada por:

Carlos Almarza Carlos Garca-Legaz Enric LLebotFrancisco Martn Len

QU ES LA METEOROLOGA?6BREVE DESCRIPCIN DE LA ATMSFERA8LAS VARIABLES METEOROLGICAS12La Temperatura12La Presin Atmosfrica17El Viento20La Radiacin Solar24La Humedad29La Precipitacin33LA OBSERVACIN DEL TIEMPO40Los observatorios metereolgicos40Los satlites metereolgicos44El diario del tiempo46LOS MAPAS METEOROLGICOS54LA PREDICCIN DEL TIEMPO56EL CLIMA DE NUESTRO PLANETA60El Clima60La elaboracin de climogramas61Los controladores del clima64La evolucin del clima de la Tierra70LOS CLIMAS DE LA PENNSULA IBRICA74Factores climticos de la Pennsula Ibrica74Clasificacin climtica de Font75EL CAMBIO CLIMTICO RECIENTE80Calentamiento global y efecto invernadero80Posibles efectos futuros del Cambio Climtico82Qu puedo hacer yo?84WEBS INTERESANTES88METEOROLOGA Y CLIMATOLOGAUNIDAD DIDCTICA

1. QU ES LA METEOROLOGA?La Meteorologa es la ciencia encargada del estudio de la atmsfera, de sus propie- dades y de los fenmenos que en ella tienen lugar, los llamados meteoros. El estu- dio de la atmsfera se basa en el conocimiento de una serie de magnitudes, o varia- bles meteorolgicas, como la temperatura, la presin atmosfrica o la humedad, las cuales varan tanto en el espacio como en el tiempo.

6

La palabra meteoro es de origen griego, busca su significa-do original. Busca dos dio- ses griegos y dosromanos relacionados con los fenmenos meteorolgicos.

Cuando describimos las condiciones atmosfricas en un momento y lugar concretos, estamos hablando del tiempo atmosfrico. Todos sabemos que el tiempo atmosfri- co es uno de los principales condicionantes de las actividades que realizamos, espe- cialmente de aquellas que se realizan al aire libre, como la agricultura. A diario apa- rece informacin meteorolgica en los medios de comunicacin y, aunque a veces sta es motivo de las conversaciones ms triviales, sabemos que la comprensin del tiempo implica conocer un buen nmero de conceptos cientficos, no todos ellos sen- cillos. Desde tiempos inmemoriales, los hombres han admirado los fenmenos atmosfricos y han intentado explicar sus causas. Mientras no hubo instrumentos, ni grandes conocimientos cientficos, la magia y la religin sirvieron de explicacin a la mayor parte de los fenmenos meteorolgicos. Pero hoy da, la Meteorologa es una ciencia tremendamente avanzada, basada en nuestro conocimiento de la Fsica y en el uso de las ms modernas tecnologas. Los meteorlogos son capaces, incluso, de predecir el tiempo hasta con una semana de antelacin sin apenas fallar.

METEOROLOGA Y CUMATOLoGA -U NI C..O DD.6CTCA

2. BREVE DESCRIPCIN DE LA ATMSFERA

La atmsfera es la capa gaseosa que envuelve la Tierra, y que se adhiere a ella gra- cias a la accin de la gravedad. Es difcil determinar exactamente su espesor, pues- to que los gases que la componen se van haciendo menos densos con la altura, hasta prcticamente desaparecer a unos pocos cientos de kilmetros de la superfi- cie. La atmsfera est formada por una mezcla de gases, la mayor parte de los cua- les se concentra en la denominada homosfera, que se extiende desde el suelo hasta los 80-100 kilmetros de altura. De hecho esta capa contiene el 99,9% de la masa total de la atmsfera.

Entre los gases que componen la atmsfera, hay que destacar el Nitrgeno (N2), el Oxgeno (O2), el Argn (Ar), el Dixido de Carbono (CO2) y el vapor de agua. La siguiente tabla recoge el porcentaje de volumen de aire que cada uno de ellos representa. Es importante recordar que la concentracin de estos gases vara con la altura, siendo especialmente acusadas las variaciones del vapor de agua, que se concentra sobre todo en las capas prximas a la superficie.

ComponentesVolumen (%)

Nitrgeno78.08

Oxgeno20.95

Argn0.93

Dixido de carbono0.03

Vapor de Agua1.00

Tabla 2.1. Composicin de la atmsfera.

Se te ocurre algn experimento sencillo para demostrar que el aire contienevapor de agua?

La presencia de los gases que componen el aire es esencial para el desarrollo de la vida sobre la Tierra. Por un lado, el O2 y el CO2 permiten la realizacin de las fun- ciones vitales de animales y plantas, y por otro, la presencia del vapor de agua y del CO2, permiten que las temperaturas sobre la Tierra sean las adecuadas para la exis- tencia de la vida. El vapor de agua y el CO2, junto con otros gases menos abundan- tes como el metano o el ozono, son los llamados gases de efecto invernadero. La radiacin solar puede atravesar sin dificultad estos gases, pero la radiacin emitida por la Tierra (tras calentarse con la energa solar) es absorbida en parte por ellos, sin poder escapar al espacio en su totalidad. Menos mal que existe el efecto inver-

8nadero! Si no, la temperatura sobre la superficie terrestre estara por debajo de los-15C!.

En la atmsfera, adems de la densidad y la composicin del aire, tambin la tem- peratura vara con la altura. De hecho, a partir de esta variacin trmica la atms- fera puede dividirse en capas. Concretamente:

Troposfera: Es la capa ms baja, en la que se desarrolla la vida y la mayora de los fenmenos meteorolgicos. Se extiende hasta una altura aproximada de 10 km en los polos y 18 km en el ecuador. En la troposfera la temperatura disminuye paulatina- mente con la altura hasta alcanzar los -70 C. Su lmite superior es la tropopausa.

Estratosfera: En esta capa, la temperatura se incrementa hasta alcanzar aproximada- mente los -10C a unos 50 km de altitud. Es en esta capa donde se localiza la mxi- ma concentracin de ozono, capa de ozono, gas que al absorber parte de la radia- cin ultravioleta e infrarroja del Sol posibilita la existencia de condiciones adecuadas para la vida en la superficie de la Tierra. El tope de esta capa se denomina estrato- pausa.

Mesosfera: En ella, la temperatura vuelve a disminuir con la altura hasta los -140 C. Llega a una altitud de 80 km, al final de los cuales se encuentra la mesopausa.

Termosfera: Es la ltima capa, que se extiende hasta varios cientos de kilmetros de altitud, presentando temperaturas crecientes hasta los 1000 C. Aqu los gases presentan una densidad muy baja y se encuentran ionizados.

120

100

Altura (Km)80

60

40

20

0

MESOPAUSA

ESTRATOPAUSA

TROPOPAUSA

TERMOSFERA

MESOSFERA

ESTRATOSFERA

TROPOSFERA

-100-80-60-40-2002040Temperatura (C)

Figura 2.1. Perfil trmico de la atmsfera.

METEOROLOGA Y CLIMATOLOGA 9UNIDAD DIDCTICA

10

METEOFOlOOi.O. V CUMA10LOOi.O. ..UI CI.t..OCCOICnc.\

3. LAS VARIABLES METEOROLGICAS

3.1. LA TEMPERATURA

Es de todos conocido que la temperatura es una de las magnitudes ms utilizadas para describir el estado de la atmsfera. De hecho, la informacin meteorolgica que aparece en los medios de comunicacin casi siempre incluye un apartado dedicado a las temperaturas: sabemos que la temperatura del aire vara entre el da y la noche, entre una estacin y otra, y tambin entre una ubicacin geogrfica y otra. En invier- no puede llegar a estar bajo los 0 C y en verano superar los 40 C.

Formalmente, la temperatura es una magnitud relacionada con la rapidez del movimiento de las partculas que constituyen la materia. Cuanta mayor agitacin presenten stas, mayor ser la temperatura.

Para medir la temperatura, tenemos que basarnos en propiedades de la materia que se ven alteradas cuando sta cambia: la resistencia elctrica de algunos mate- riales, el volumen de un cuerpo, el color de un objeto, etc. El instrumento que se utiliza para medir la temperatura se llama termmetro y fue inventado por Galileo en 1593. Hay muchos tipos distintos de termmetros. El modelo ms sencillo con- siste en un tubo graduado de vidrio con un lquido en su interior que puede ser, por ejemplo, alcohol o mercurio. Como estos lquidos se expanden ms que el vidrio, cuando aumenta la temperatura, asciende por el tubo y cuando disminuye la temperatura se contrae y desciende por el tubo.

A menudo el hombre del tiempo habla de temperaturas mximas y mnimas. Lee lassiguientes frases y expresa su significado: Madrid y Ceuta han tenido durante estos das temperaturas mnimas prximas a los 24 grados. A partir de maana descendern las temperaturas mximas.

Efectivamente, en Meteorologa es muy habitual hablar de temperaturas mximas y mnimas, los valores ms altos y ms bajos registrados en un periodo de tiempo, por ejemplo, un da. Para medir estas temperaturas extremas se utilizan los deno- minados termmetros de mxima y mnima:

El termmetro de mxima consta de un termmetro ordinario, cuyo tubo tiene interiormente cerca del depsito una estrangulacin: cuando la temperatura sube, la dilatacin del mercurio del depsito empuja con suficiente fuerza para vencer la resistencia opuesta por la estrangulacin. En cambio, cuando la tempe-

30

METEOROLOGA Y CLIMATOLOGA 29UNIDAD DIDCTICAratura baja y la masa de mercurio se contrae, la columna se rompe, quedando, por consiguiente, su extremo libre en la posicin ms avanzada que haya ocupado durante todo el intervalo.

El termmetro de mnima es de alcohol y lleva en su interior un ndice de esmal- te sumergido en el lquido. Cuando la temperatura sube, el alcohol pasa entre las paredes del tubo y el ndice, y ste no se mueve; en cambio cuando la temperatu- ra disminuye, el alcohol arrastra en su movimiento de retroceso dicho ndice por- que ste encuentra una resistencia muy grande a salir del lquido. La posicin del ndice, indica, por tanto, la temperatura ms baja alcanzada.

Figura 3.1. Distintos termmetros de mxima y mnima.

Como toda magnitud fsica, la temperatura tiene asociadas unas unidades de medi- da, diferentes en funcin de la escala que elijamos:

Escala Celsius (C): Fue propuesta en 1742 por el astrnomo Anders Celsius. Consiste en una divisin regular en 100 intervalos, donde el 0 corresponde al punto de congelacin del agua y el 100 al punto de ebullicin del mismo. Se expresa en grados centgrados y es la que utilizamos habitualmente.

Escala Fahrenheit (F): Fue introducida en 1714 por Gabriel D. Fahrenheit y se uti- liza habitualmente en Estados Unidos. El termmetro se grada entre 32 F (correspondiente a los 0C) y 212 F (correspondientes a los 100C).

Escala Kelvin (K): Fue introducida por Lord Kelvin en 1848 y es la escala ms usada por los cientficos. Es una escala que no tiene valores negativos de la tempe- ratura y su cero se sita en el estado en el que las partculas que forman un mate- rial no se mueven. El punto de ebullicin del agua corresponde a 373 K y el de con- gelacin a 273 K. Por tanto, una variacin de 1 grado en la escala Kelvin es igual que una variacin de 1 grado en la escala Celsius.

Para cambiar de una escala a otra, debemos utilizar las siguientes ecuaciones de conversin:

= _9F5 C + 32

K =C + 273

A cuntos grados Kelvin equivalen 30C? Y a cuntos grados Fahrenheit?

Otra cuestin importante a la hora de medir la temperatura del aire ambiente en superficie es saber dnde colocar el termmetro para medir correctamente dicho valor. Si lo colocamos cerca de una pared, medir la temperatura de sta; si est expuesto al viento marcar un valor y si est protegido marcar otro; si est bajo la accin directa del sol, absorber la radiacin solar y se calentar sin que inter- venga apenas el aire, indicando una temperatura superior a la de ste. Para que todos los meteorlogos del mundo puedan comparar sus medidas entre s, la Organizacin Meteorolgica Mundial (www.wmo.ch) da las pautas sobre cmo se deben colocar los termmetros: deben estar ventilados, protegidos de la precipita- cin y de la radiacin solar directa, y a una determinada altura del suelo (para que la energa que durante el da absorbe la tierra no modifique las medidas).

Si quisieses medir la temperatura que tiene el aire a una hora concreta de un da soleado en tu localidad, en dnde de estos tres sitios sera mejor colocar el termmetro?a) En una rama de un rbol, bajo la sombra de la misma;b) Sobre la fachada sur de un edificio;c) En el tejado de una casa.

Ya hemos comentado que el aire no se encuentra siempre a la misma temperatu- ra. Por ejemplo, en Al Aziziyah, en Libia se han llegado a alcanzar valores de tem- peratura tan altos como los 58C, mientras que en Vostok (estacin investigadora

rusa en la Antrtida) las temperaturas han llegado a disminuir hasta los - 89C. En el caso de Espaa, las temperaturas ms extremas registradas han sido: 51C en Sevilla y 32C en Lrida.

El hecho de que el aire se caliente o se enfre est relacionado con que ste reciba calor o lo deje escapar. Piensa en un vaso de refresco en el que echas unos cubitos de hielo. Qu es lo que ocurre? Los tomos del refresco se mueven ms rpido que los de los cubitos de hielo y, por ello, tienen mayor temperatura. Al ponerse en contacto el refresco con el hielo, parte de la energa de aqul pasa a ste hasta que las temperaturas se igualan. Esa energa que pasa de un cuerpo a otro se denomi- na calor. De igual modo, la superficie terrestre calienta el aire durante el da, y lo enfra durante la noche. Si es un da despejado y el suelo se ha calentado mucho, la temperatura del aire ser elevada. Si por el contrario est nublado y el suelo ape- nas ha recibido radiacin solar, el aire no alcanzar temperaturas demasiado altas. Por supuesto, adems de ste, existen otros factores que influyen en la determina- cin de la temperatura del aire, como la existencia de viento que renueve constan- temente el aire de un lugar, o la presencia de humedad.

Por qu en invierno sentimos fro?En invierno nuestro cuerpo est a mayor temperatura que el aire que nos rodea, por lo que perdemos calor hacia l y nos enfriamos.

Qu funcin tiene un abrigo?El abrigo impide, en parte, la prdida de calor hacia el exterior.

Por qu los tuaregs del desierto se protegen en verano con varias capas de ropa?Las diversas capas de ropa que utilizan los tuaregs crean cmaras de aire, que aislan el cuerpo, impidiendo que su temperatura corporal aumente excesivamente por absorcin de calor.

Qu es la piel de gallina?Cuando nos encontramos en un lugar donde la temperatura es muy baja, un modo automtico de mantener la temperatura corporal, evitando la prdida de calor hacia el exterior, es cerrando los poros de la piel. Esto es lo que da ese aspecto tan conocido de piel de gallina.El temblor es otro mecanismo de proteccin, en este caso, para aumentar la energa del cuer- po y as elevar su temperatura.

Qu funcin tiene el sudor?Cuando la temperatura exterior es superior a la del cuerpo, ste se autorregula abriendo los poros de la piel para liberar agua. El agua se evaporar gracias al calor corporal, cuya tempera- tura descender, proporcionndonos una cierta sensacin de frescor.

Una cuestin que todava no hemos abordado, es saber si el aire necesita mucha o poca energa para que su temperatura vare. Hay una magnitud, que se denomina calor especfico, que relaciona la energa intercambiada entre un cuerpo y el medio que lo rodea y la variacin de la temperatura del cuerpo. La siguiente experiencia de laboratorio puede ayudarnos a entender esta cuestin:

Calienta durante el mismo tiempo 100 gramos de dos sustancias distintas queinicialmente se encuentren a la misma temperatura, por ejemplo, agua pura (1) y aceite (2). Rellena la siguiente tabla con las temperaturas finales de cada sustancia:

T1 (C)T2 (C)

Sigue calentando aquella sustancia que lo necesite hasta alcanzar ambas la misma tempera- tura. Cunto tiempo has tardado en hacer que las dos sustancias adquieran esta temperatu- ra final? Rellena los datos en la siguiente tabla.

t1(s)t2(s)

Como vemos, no todos los cuerpos necesitan que se les suministre la misma cantidad de calor para que su temperatura aumente un cierto valor, lo cual es debido a que su calor espe- cfico es distinto. En el caso del agua, necesita aproximadamente 4200 julios de calor para que una masa de 1 kg aumente su temperatura 1 C. En el caso del aceite, necesita aproxi- madamente la mitad de calor, unos 2100 julios, para conseguir el mismo aumento de tempe- ratura de la misma masa.

C1(J/kg C)C2(J/kg C)

42002100

Para un suministro de calor Q, qu sustancia variar ms su temperatura, una con calor espe- cfico muy alto, u otra con calor especfico muy bajo? Suponiendo que en nuestro experimen- to hubisemos usado tambin 100 gramos de aire, y sabiendo que su calor especfico es de aproximadamente 1000 J/kg C, se habra calentado ste antes o despus que las otras sus- tancias del experimento?Pero, todos sabemos que el aire es mucho menos denso que cualquiera de las otras tres sus- tancias, y que habramos necesitado un recipiente muy grande para contener los 100 gramos de aire ambiente. Qu volumen exactamente habran ocupado estos 100 gramos de aire si su densidad es de 0,0011 gr/cm3?Luego, podemos entonces decir que el aire se calienta con facilidad?

Crees que esto tiene algo que ver con el hecho de que las temperaturas sean ms suaves en las zonas de mar que en el interior? A qu se deber?

3.2. LA PRESIN ATMOSFRICA

El aire pesa? Para responder, coge dos globos, hincha slo uno de ellos y colcalos en sendos extremos de una percha. Qu le ocurre a sta? Hacia dnde se inclina?

El aire que nos rodea, aunque no lo notemos, pesa y, por tanto, ejerce una fuerza sobre todos los cuerpos debida a la accin de la gravedad. Esta fuerza por unidad de superficie es la denominada presin atmosfrica, cuya unidad de medida en el Sistema Internacional es el Pascal (1 Pascal = 1N/m2).

La presin atmosfrica depende de muchas variables, sobre todo de la altitud. Cuanto ms arriba en la atmsfera nos encontremos, la cantidad de aire por enci- ma nuestro ser menor, lo que har que tambin sea menor la presin que ste ejerza sobre un cuerpo ubicado all. El siguiente grfico muestra los valores pro- medio de la presin atmosfrica en funcin de la altitud. En l puede apreciarse cmo la presin atmosfrica desciende con la altura, mostrando un decrecimiento aproximadamente exponencial.

50

40

Altitud (Km)30

20

10

005001000Presin (hPa)

Los efectosde la presin atmosf- rica son conocidos desde tiempos muy antiguos. En mayo de 1654, el burgomaes- tre Otto Von Guericke demostr pblicamen- te que el aire tiene peso y que presiona con gran fuerza sobre todos los objetos que hay en la Tierra. Para ello, puso en contacto dos semiesferas metlicas y extrajo el aire del interior de ellas, consiguiendo casi hacer el vaco dentro de ellas. Para demostrar la enorme fuerza que el aire ejer- ca, dispuso a ms de una decena de caba- llos tirando en senti- dos opuestos de cada una de las semiesfe- ras. A pesar de la fuerza empleada por todos estos animales, las semiesferas no se separaron: la fuerza que ejerca el aire para mantenerlas cerradas era incluso superior!

Figura 3.2. Perfil vertical de la presin atmosfrica.

Pero la presin atmosfrica, adems de la altitud, depende de muchas otras variables. La situacin geogrfica, la temperatura, la humedad y las condiciones meteorolgi- cas son sus principales condicionantes. Precisamente la relacin que existe entre la presin atmosfrica y el tiempo en un lugar hace de sta una variable fundamental

Fuente: Ilustracin del libro de Otto Von Guericke

Seguro que alguna vez has visto esca- parse un globo de helio y elevarse cada vez ms alto hasta que estalla. La dismi- nucin de la presin que el globo experi- menta en el ascenso hace que su volu- men sea cada vez mayor, hasta que el material de que est hecho no resiste la tensin y explota.

en la informacin meteorolgica. En cualquier caso, para poder comparar todos los valores de presin registrados en distintos puntos del mundo y extraer conclusiones respecto a las condiciones atmosfricas, las mediciones directas deben corregirse, al menos respecto a la altitud. Nuevamente, la Organizacin Meteorolgica Mundial establece las pautas para que todas las medidas registradas en distintos lugares del mundo se efecten del mismo modo, y, por tanto, puedan ser comparables.

La presin debida a la atmsfera puede medirse de forma relativamente sencilla. Torricelli, un matemtico italiano del siglo XVII, llev a cabo un experimento que ha servido de base para la medicin y estudio de la presin atmosfrica hasta nues- tros tiempos:

Torricelli tom un tubo de vidrio de un metro de largo y cerrado por un extremo. Lo llen por completo de mercurio, tap el extremo abierto e introdujo dicho extremo as tapado en una cubeta, tambin llena de mercurio. Entonces destap y vio que el tubo empezaba a vaciarse, pasando parte del mercurio a la cubeta. El tubo dej de vaciarse cuando el desnivel alcanzado entre la cubeta y el tubo alcan- z aproximadamente 76 cm (760 mm). De esto dedujo que tena que estar actuan- do una fuerza para impedir que el tubo se vaciara del todo, y pens que esta fuer- za era debida al aire que se encontraba por encima del mercurio de la cubeta. Esa fuerza por unidad de superficie es la llamada Presin Atmosfrica.

760 mm

En la poca de Torricelli todava no se conocan los peli- gros del mercurio para la salud. Ahora hay otras formas ms seguras de medir la presin atmosfrica.

P atmosfrica

Hg

Figura 3.3. Experimento de Torricelli.

Sin embargo, el barmetro de Torricelli no siempre meda el mismo valor de pre- sin atmosfrica. Cuando el tiempo estaba lluvioso, detectaba que la columna de mercurio se situaba por debajo de los 760 mm. Cuando el tiempo estaba soleado,

la columna suba por encima de ese nivel. De estas variaciones, dedujo que el tiem- po inestable llevaba asociada una disminucin de la presin atmosfrica, y que el tiempo estable llevaba asociada una subida de la misma.

Existen muy diversas unidades de medida de la presin atmosfrica. Las ms comu- nes son: atmsferas, mm de mercurio, pascales, hectopascales y milibares. La conver- sin entre unas y otras puede realizarse teniendo en cuenta que: 1 atmsfera = 760 mmHg = 101300 N/m2 (o Pa)= 1013 mb (o hPa).

En un anticicln la presin atmosfrica es elevada, pudiendo registrarse valores de 1040 hPa, mientras que en el centro de un huracn la presin puede llegar a disminuir hasta los 950 hPa. A cuntos milmetros de mercurio (mmHg) corresponden estas situaciones? Y a cuntas atmsferas?

Inspirndonos en la experiencia de Torricelli es fcil construir un barmetro con materiales caseros. Construye tu propio barmetro siguiendo estas instrucciones:

Materiales:una botella de plstico grande, un recipiente, dos gomas elsticas, una tira de cartn delgado y agua.Procedimiento: Construye una escala con una tira de cartn delgado y sujtala a la botella con las gomas elsticas. Llena las tres cuartas partes de la botella con agua y el recipiente casi hasta el borde. Coloca la botella boca abajo dentro del recipiente tal y como hizo Torricelli. El nivel del agua en la botella se elevar por la presin del aire que empuja hacia abajo el agua del recipiente. Marca el nivel del agua del da en que construiste tu barmetro.Puedes averiguar el valor de la presin atmosfrica ese da(buscando en el peridico del da) y anotarla para tenerla como referencia. A medida que avancen los das, notars si la presin es ms baja o ms alta que el valor inicial, o lo que es lo mismo, si est bajando o subiendo.

Algunas reflexiones:

Este barmetro funcionar mejor en invierno que en verano.Por qu? Cmo solucionarasesa limitacin?

3. 3. EL VIENTO

El viento consiste en el movimiento de aire desde una zona hasta otra. Existen diversas causas que pueden provocar la existencia del viento, pero normalmente se origina cuando entre dos puntos se establece una cierta diferencia de presin o de temperatura.

En el primer caso, cuando entre dos zonas la presin del aire es distinta, ste tiende a moverse desde la zona de alta presin a la zona de baja presin. Algo similar a lo que ocurre dentro de un tubo de pasta de dientes cuando presionamos en un extre- mo para hacer salir el dentfrico. Al apretar, lo que producimos es una diferencia de presin entre ese punto y el extremo abierto. Los meteorlogos diran que se ha pro- ducido un gradiente o diferencia de presin entre ambos extremos.

En la atmsfera, existe una relacin directa entre presin y viento, lo que hace que los mapas de isobaras, que representan los valores de la presin atmosfrica, con- tengan amplia informacin sobre la velocidad y direccin del viento. Slo hace falta saber interpretarlos!.

Las dos figuras siguientes representan un mapa de isobaras y su correspondiente mapade vientos. Observa la relacin que hay entre ellos.

En el caso de que sea una diferencia trmica el origen del viento, lo que ocurre es que cuando una masa de aire adquiere una temperatura superior a la de su entor- no, su volumen aumenta, lo cual hace disminuir su densidad. Por efecto de la flota- cin, la masa de aire caliente ascender, y su lugar ser ocupado por otras masas de aire, que en su desplazamiento ocasionarn el viento. Las brisas, que estudiare- mos a continuacin se producen de esta forma. Tambin ste es el origen de las tor- mentas estivales y, a mayor escala, de los vientos predominantes en los trpicos.

Comprueba t mismo el aumento de volumen que experimenta el aire cuando su temperatura aumenta:Coloca un globo deshinchado sobre la parte superior de un tubo de ensayo, ajustando bien la boquilla del primero al ltimo. Si calientas el tubo de ensayo, puedes ver cmo el globo comien-za a inflarse, lo cual quiere decir que el volumen del aire en su interior ha aumentado.Los meteorlogos cla-sifican los tipos de viento en funcin de

Cmo se mide el viento?

Para poder disponer de medidas directas de velocidad y direccin del viento, los meteorlogos utilizan distintos instrumentos de medida:

a) Medida de la velocidad horizontal del viento: el instrumento ms utilizado es el anemmetro de cazoletas (figura 3.4), en el que el giro de las mismas es propor- cional a la velocidad del viento. La unidad de medida es el km/h o el m/s.b) Medida de la direccin: para ello se utilizan las veletas, que indican la proceden- cia geogrfica del viento. Hablamos de viento norte, noreste, suroeste, etc. en funcin de dnde provenga ste.

su velocidad (tambin llamada intensidad). Una de las escalas ms utilizadas es la de Beaufort que, en orden de intensidad creciente, establece los siguientes tipos de viento: Calma, ventoli- na, flojito, flojo, mode- rado, fresquito, fres- co, frescachn, duro, muy duro, temporal, borrasca y huracn.

Figura 3.4. Anemmetro de cazoletas.

Los marineros y pilotos de aviones suelen referirse al viento utilizando los nudos como unidad de medida. A cuntos m/s equivale un nudo?

Algunos tipos especiales de viento

Brisas de mar: Seguro que algn caluroso da de playa has sentido una agradable brisa del mar al acercarte a la orilla. Su origen es el siguiente:

Durante el da, la tierra se calienta ms rpidamente que la superficie del mar (el calor especfico de la tierra es inferior al del agua, recuerda lo que vimos en el apar- tado de temperatura), de modo que el aire del interior asciende y es ocupado por aire ms fresco procedente del mar.

Figura 3.5. Brisas de mar.

Por la noche, la tierra se enfra ms rpidamente que el agua, de modo que el aire situado por encima de la superficie del mar est ms caliente y tiende a ascender, haciendo que se produzca un flujo de viento de tierra a mar (figura 3.5).

Brisas de montaas y valles: Puede que tambin hayas sentido el aire fresco que por las noches se produce en muchos valles. En este caso, lo que ocurre es lo siguiente: Durante el da, el aire del valle se calienta rpidamente y tiende a ascender por la colina. Por la noche, el enfriamiento del aire lo hace ms denso y desciende hacia el valle desde las cumbres (figura 3.6).

Vientos generados por huracanes y tornados: Es de todos conocido el efecto devas- tador que puede llegar a tener un huracn, sobre todo cuando afecta a zonas habi- tadas en las que las casas y edificios no estn preparados para soportar la fuerza que el viento puede desarrollar.

Figura 3.6. Brisas de montaas y valles.

Un huracn (o tifn si se produce en la costa oeste del Pacfico Norte) es un fenmeno meteorolgico violento que se origina sobre los ocanos tropicales, normalmente al finalizar el verano o al principio del otoo, y que se traslada miles de kilmetros sobre el ocano, capturando la energa calorfica de las aguas templadas. Su origen se encuentra en una masa uniforme de aire calien- te y hmedo que asciende rpidamente. La presin del aire se distribuye de modo simtrico alrededor del centro del sistema y las isobaras son crculos con- cntricos muy cercanos entre s. En un huracn, el viento puede llegar a alcan- zar velocidades de 250 km/h aunque los valores ms habituales se encuentran alrededor de 119 km/h. En el centro del huracn se encuentra el denominado ojo, un rea sin nubes y de vientos flojos. A veces, puede parecer que el hura- cn ya ha pasado por una localidad y que ha cesado la tormenta, cuando en rea- lidad lo que est pasando es el ojo del mismo (que puede llegar a tardar inclu- so una hora). Despus de ste vendrn de nuevo vientos muy intensos y fuer- tes lluvias.

El tornado es un remolino de vientos intensos asociado con la formacin de nubes tormentosas de tipo cumulonimbo. Los tornados pueden originarse sobre tierra firme o en el mar a partir de un ascenso rpido de aire muy clido. El movimiento del aire en forma de espiral, le da el tpico aspecto de embudo o manga. Su recorrido por tierra firme puede oscilar entre 1,5 km y 160 km en el caso de un tornado intenso. Los que se generan sobre el mar se denominan mangas marinas. Los vientos que se generan se encuentran alrededor de 180 km/h, aunque se han producido tornados con velocidades de hasta 500km/h. Los tornados se forman en muchos lugares del mundo, incluso se han divisado

algunos en Espaa, aunque los ms intensos se generan en las grandes llanuras de Norteamrica.

1) Cul es el origen de la palabra huracn?2) Qu velocidad lleg a alcanzar el viento en el huracn Mitch?

Cuidado! No confundas los tornados con muchos de los remolinos turbulentos que se forman en los das de calor despejados.

Vientos locales

Se denominan as los vientos que se producen slo en determinadas zonas, a menu- do consecuencia de las caractersticas geogrficas y orogrficas del lugar. Quizs hayas odo hablar al hombre del tiempo de estos vientos:

El Cierzo: Viento que sopla a lo largo del valle del Ebro. La Tramontana: Viento fro y turbulento de componente norte que sopla en el noreste de la Pennsula y en las Baleares. El Siroco: Viento caliente y seco que llega hasta el Mediterrneo procedente del desierto del Shara. Levante y Poniente del Estrecho: Viento intenso que sopla en el Estrecho de Gibraltar procedente del este y el oeste, respectivamente. El Terral: Viento que se produce en el litoral de la costa cantbrica y mar de Alborn, proveniente del interior y caracterizado por su extrema sequedad y altas temperaturas.

Tambin en otros lugares del mundo hay vientos locales: El Chinook es un viento de Norteamrica que sopla desde las montaas Rocosas, el Mistral es un viento fro del Norte que baja por el valle del Rdano

1) Conoces algn viento local que se d en tu regin? Pregunta a tus familiares si loconocen y cmo se forma.2) Cmo se denomina la forma de energa alternativa basada en la utilizacin de la fuer-za del viento? Cules son sus ventajas e inconvenientes?

3.4. LA RADIACIN SOLAR

Cuando un da caluroso de verano nos tumbamos al sol en la playa, notamos cmo nuestro cuerpo se calienta y eleva su temperatura. Lo que ha ocurrido es que los rayos solares, despus de atravesar la atmsfera, han calentado nuestro cuerpo, sin calentar apenas el aire!.

Algo parecido a lo que nos ocurre en esta situacin, es lo que le ocurre a la Tierra: La atmsfera es casi transparente a la radiacin solar, pero la superficie terrestre y otros cuerpos situados sobre ella s la absorben.

La energa transferida por el Sol a la Tierra es lo que se conoce como energa radiante o radiacin. sta viaja a travs del espacio en forma de ondas que llevan asociada una determinada cantidad de energa. Segn lo energticas que sean estas ondas se clasifican en lo que se conoce como el espectro electromagntico (ver figura 3.7). Las ondas ms energticas son las correspondientes al rango del ultra- violeta, seguidas por la luz visible, infrarroja y as hasta las menos energticas que corresponden a las ondas de radio.

Figura 3.7. Espectro electromagntico del Sol.

Qu ondas crees que son las causantes de que tu piel se queme cuando tomas el sol sin proteccin durante mucho tiempo? De los distintos tipos de radiacin que aparecen en la figura 3.7., Cules crees que sern percibidas por el ojo humano?

Todos los cuerpos emiten radiacin en funcin de su temperatura. La ley de Stefan-Boltzmann establece que la energa emitida por un cuerpo (E) es directa- mente proporcional a la cuarta potencia de su temperatura (T): E = X T4 , donde es la constante de Stefan-Boltzmann.

As, el Sol, un trozo de lea incandescente, tu cuerpo, la superficie de la Tierra, un trozo de hielo.....todos ellos estn radiando energa de forma continua. Por qu somos capaces de ver la radiacin emitida por el Sol y el carbn ardiente en la chi- menea y no la que emite la Tierra, el hielo o nuestro cuerpo? Porque dependiendo

de la temperatura que alcanza cada uno de ellos, y por tanto de su energa, emiten predominantemente un tipo de ondas u otras. La lnea roja continua de la figura 3.7 nos indica la intensidad de la radiacin emitida por el Sol para los distintos tipos de ondas electromagnticas. Como vemos, el Sol, que tiene una temperatura cercana a los 6.000 K emite fundamentalmente ondas del rango del visible, conocidas habitual- mente como luz (44%), otra parte est en el rango del ultravioleta (7%) y casi todo el resto es infrarrojo (48%). Sin embargo, nuestro cuerpo, a una temperatura media de unos 37 C, emite ondas principalmente en el rango del infrarrojo (que no son per- cibidas por el ojo humano).

Si la Tierra y todos los cuerpos que existen sobre ella estn emitiendo energa de formacontinua, por qu no se enfran progresivamente?

La respuesta se encuentra en que a la vez tambin estn absorbiendo cierta canti- dad de energa. Si un objeto radia la misma cantidad de energa que la que absor- be, mantiene su temperatura constante (equilibrio radiativo). As, en nuestro siste- ma tierra-atmsfera se producen una serie de procesos en los que se absorbe, emite y refleja energa, de manera que el balance final entre la radiacin que llega al tope de la atmsfera procedente del Sol y la que sale al espacio exterior, es cero. Es decir que la temperatura anual promedio se mantiene constante. Cmo se consi- gue este equilibrio? Observa la figura 3.8, en la que se representa esquemticamen- te el balance promedio anual de la energa en el sistema tierra-atmsfera.

Figura 3.8. Balance radiativo del sistema tierra-atmsfera.

Como vemos, la gran mayora de la radiacin solar (flechas rojas) es absorbida por la superficie terrestre (51%), slo el 19% de ella es absorbida directamente por los componentes atmosfricos y las nubes y el 30% es reflejada por la superficie, las nubes, y los gases y partculas de la atmsfera, y devuelta al espacio exterior.

A la cantidad de radiacin que es reflejada por un cuerpo respecto a la radiacin incidente, se le conoce como albedo (ver figura 3.9.). Por tanto, podemos decir que el sistema tierra-atmsfera tiene un albedo promedio del 30%. La nieve recin cada o algunos cumulonimbos de gran desarrollo vertical, presentan un albedo cercano al 90%, mientras que los desiertos tienen cerca del 25% y los ocanos, alre- dedor de un 10% (absorben casi toda la radiacin que les llega).

Figura 3.9. Albedo promedio de la nieve y el desierto.

Analizando la figura del balance radiativo en el sistema tierra-atmsfera, calcula cuantas unidades de energa en total son emitidas por la Tierra.

Si has hecho bien el clculo, habrs obtenido 147 unidades!, en lugar de las 51 que cabra esperar. Recuerda que el suelo slo absorba 51 unidades de radiacin solar directa. De dnde han salido las 96 unidades extra?

Este exceso de energa procede bsicamente de los gases de efecto invernadero (vapor de agua y CO2) y de las nubes. Estos componentes de la atmsfera, despus

de absorber las 111 unidades de radiacin infrarroja emitidas por la tierra, le devuelven la mayor parte de dicha energa (96 unidades).

Gracias a estos mecanismos, la temperatura media anual de la atmsfera no cam- bia de un ao a otro, mantenindose en valores promedio cercanos a los 15C.

Qu ocurrira si la concentracin de gases de efecto invernadero aumentasenotablemente?

La cantidad de radiacin solar recibida en un punto se mide mediante un aparato denominado piranmetro. Consiste en un sensor encerrado en un hemisferio transpa- rente que transmite toda la radiacin de longitud de onda inferior a 3x10-6 metros. Dicho sensor tiene un disco con segmentos blancos y negros alternados que absorben la radiacin incidente de modo distinto. El contraste de temperatura entre esos seg- mentos se calibra en funcin del flujo de radiacin (unidades de W/m2).

Otro modo de tener una estimacin de la radiacin solar recibida es mediante la medicin del nmero de horas de sol. Para ello se utiliza un instrumento llamado heligrafo (ver figura 3.10). ste est formado por una esfera de vidrio orientada hacia el sur geogrfico, que acta como una gran lupa, concentrando toda la radia- cin recibida en un punto incandescente que va quemando una cinta de un papel especial graduada con las horas del da.

Figura 3.10. Heligrafo

3.5. LA HUMEDAD

El agua es uno de los principales componentes de la atmsfera, en la que puede existir como gas, como lquido, y como slido. La presencia del agua en los tres estados de agregacin se debe a que las condiciones fsicas (temperatura y presin) necesarias para que se produzcan dichos cambios de estado se dan normalmente en la atmsfera.

Piensa en qu estado de agregacin se encuentra cada una de las siguientes formas en las que el agua se presenta en la atmsfera:Escarcha, niebla, granizo, vapor de agua, nube, lluvia y nieve.Has visto en alguna ocasin al agua cambiar de un estado a otro? Piensa en algn ejemplo que se d en la atmsfera.

La humedad es la cantidad de vapor de agua que contiene el aire. Esa cantidad no es constante, sino que depender de diversos factores, como si ha llovido reciente- mente, si estamos cerca del mar, si hay plantas, etc.Existen diversas maneras de referirnos al contenido de humedad en la atmsfera:

Humedad absoluta: masa de vapor de agua, en gramos, contenida en 1m3 de aire seco. Humedad especfica: masa de vapor de agua, en gramos, contenida en 1 kg de aire. Razn de mezcla: masa de vapor de agua, en gramos, que hay en 1 kg de aire seco.

Las estaciones meteorolgicas de La Corua, Madrid y Ghardaia (Argelia) transmitieron datos de humedad de sus respectivas estaciones segn la siguiente tabla.Sabras decir cul corresponde a cada uno? Ayuda:Expresa todas las humedades en unidades de razn de mezcla para poder compararlas. Datos: Densidad media del aire seco: 0,0013 g/cm3; densidad media del aire hmedo: 0,0011 g/cm3

EstacinValor registradoNombre de la estacin

AHumedad absoluta: 2 g/m3

BHumedad especfica:15 g/kg

CRazn de mezcla: 7g/kg

Sin embargo, la medida de humedad que ms se utiliza es la denominada humedad relativa, que se expresa en tanto por ciento (%) y se calcula segn la siguiente expresin:

En una noche de invierno, en que situacin se produci- r con ms facilidad el roco: cuando el cielo est cubierto de nubes o cuando estdespejado?

En el grfico de E frente a T, qu humedad relativa tendrn todos los puntos que estn sobre la curva?

= _ehE 100

En ella, e representa el contenido de vapor de la masa de aire y E su mxima capa- cidad de almacenamiento de ste, llamada presin de vapor saturante. Este valor nos indica la cantidad mxima de vapor de agua que puede contener una masa de aire antes de transformarse en agua lquida (esto es lo que se conoce como saturacin). De alguna forma, la humedad relativa nos da una idea de lo cerca que est una masa de aire de alcanzar la saturacin. Una humedad relativa del 100% es indicativo de que esa masa de aire ya no puede almacenar ms vapor de agua en su seno, y a par- tir de ese momento, cualquier cantidad extra de vapor se convertir en agua lquida o en cristalitos de hielo, segn las condiciones ambientales.

En el grfico adjunto se representa cmo vara la presin de vapor saturante, E, en funcin de la temperatura, T. Vemos que E crece exponencialmente con la tempera- tura. Esto significa que cuanto ms caliente est una masa de aire, mayor cantidad de vapor de agua se necesitar para llegar a la saturacin y empezar a producirse la con- densacin del vapor sobrante.

E (hPa)

100

75

C50

B25A

0-20-10010T (C)

20 TRoco3040

Figura 3.11. Relacin entre la presin de vapor saturante y la temperatura.

Cmo podemos hacer que una masa de aire llegue a la saturacin?

Para entender cmo se puede conseguir que una masa de aire llegue a la saturacin, piensa qu ocurre a veces cuando en un da de invierno exhalamos nuestro aliento.

El aire que exhalamos al respirar tiene una temperatura y un contenido de vapor determinados (podra ser el punto A del grfico anterior). Sin embargo, al salir de nuestra boca y ponerse en contacto con el aire fro del exterior, se reduce brusca- mente su temperatura. Debido a su enfriamiento, la masa de aire pierde capacidad para contener vapor, llegando fcilmente a la saturacin. Entonces el vapor de agua condensa y forma el vaho. En el grfico anterior, hemos pasado del punto A al punto B reduciendo la temperatura sin modificar el contenido de vapor, consi- guiendo una humedad relativa del 100%.

ste es el mismo mecanismo que origina la formacin del roco (esas pequeas gotitas que observamos a veces en las primeras horas de la maana en las hojas de las plantas situadas en el exterior muy cerca del suelo).

La temperatura a la que hay que enfriar una masa de aire para producir la conden- sacin, sin variar su contenido de vapor, se denomina Temperatura de roco.

Imagina que un da de invierno vas en coche con otros cuatro amigos y tienes estropeada la calefaccin. Qu les suele ocurrir al cabo de cierto tiempo a las ventanillas?

Efectivamente, el contenido de vapor de agua en el aire de nuestro coche ha empe- zado a crecer rpidamente debido a la respiracin de las cinco personas, hasta que el aire se ha saturado (h = 100%). A partir de ese momento todo el vapor excedente se ha empezado a condensar sobre las ventanillas, empandolas. En este caso hemos mantenido prcticamente constante la temperatura de la masa de aire, pero hemos aadido vapor de agua hasta alcanzar la saturacin. En el grfico de E frente a T correspondera al paso del punto A al C.

Si una persona con gafas, que viene de la calle en invierno, entra en una habitacin en la que hay gente y la calefaccin est encendida, lo normal es que se le empaen las gafas. Por qu se produce este efecto?

34

METEOROLOGA Y CLIMATOLOGA 35UNIDAD DIDCTICACmo se mide la humedad y la evaporacin?

La humedad se suele medir mediante un instrumento denominado psicrmetro. Este consiste en dos termmetros iguales, uno de los cuales, llamado termmetro seco, sirve sencillamente para obtener la temperatura del aire. El otro, llamado termmetro hmedo, tiene el depsito recubierto con una telilla humedecida por medio de una mecha que la pone en contacto con un depsito de agua. El fun- cionamiento es muy sencillo: el agua que empapa la telilla se evapora y para ello toma el calor del aire que le rodea, cuya temperatura comienza a bajar. Dependiendo de la temperatura y el contenido inicial de vapor de la masa de aire, la cantidad de agua evaporada ser mayor o menor y en la misma medida se pro- ducir un mayor o menor descenso de temperatura del termmetro hmedo. En funcin de estos dos valores se calcula la humedad relativa mediante una frmu- la matemtica que las relaciona. Para mayor comodidad, con el termmetro se suministran unas tablas de doble entrada que dan directamente el valor de la humedad relativa a partir de las temperaturas de los dos termmetros, sin tener que realizar ningn clculo.

Existe otro instrumento, ms preciso que el anterior, denominado aspiropsicr- metro, en el que mediante un pequeo motor, se asegura que los termmetros estn ventilados continuamente.

Sabes que el pelo humano puede utilizarse para medir el contenido de humedad del aire? Efectivamente, su longitud es muy sensible a las variaciones de humedaddel aire que le rodea, alargndose cuando sta aumenta y acortndose cuando disminuye.

Otra variable relacionada con la humedad es la evaporacin, que puede medirse mediante un instrumento denominado evapormetro. Este aparato est formado por un tubo de vidrio cerrado por un extremo y abierto por el otro, y graduado en milmetros, que se llena de agua. Su extremo abierto se tapa mediante un disco de papel secante, que impide que el agua se derrame, pero que se impregna con ella y la deja evaporar sobre toda su superficie con mayor o menor rapidez, segn las condiciones de temperatura y humedad del aire. La evaporacin se calcula toman- do un dato diario y restando la medida del dato del da anterior.

Un jardinero tiene que programar el riego automtico de un jardn para el mes de julio.A qu hora del da le recomendaras que regase, al medioda o al atardecer?Cundo crees que tardar menos en secarse la colada, en un da ventoso o en un da conviento en calma?

En efecto, la temperatura y el viento intenso aceleran el ritmo al que el agua de una superficie se evapora.

3.6. LA PRECIPITACIN

Una nube puede estar formada por una gran cantidad de gotitas minsculas y cris- talitos de hielo, procedentes del cambio de estado del vapor de agua de una masa de aire que, al ascender en la atmsfera, se enfra hasta llegar a la saturacin.

Fabrica tu propia nubeEmpezamos poniendo un poco de agua en un tarro de boca ancha. Despus encendemos una cerilla y dejamos que el humo quede dentro del tarro, al cual tapamos con un globo gran- de metido hacia dentro y ajustando la boca de ste a la del tarro con una goma colocada por fuera. Despus, mientras que alguien sujeta firmemente el tarro hacia abajo, otra persona tira fuerte del globo hacia arriba.Mira el tarro al trasluz. Qu ocurre dentro de l? Y si sueltas el globo? Puedes explicar lo ocurrido?

Dnde hay ms pro- babilidad de que se formen nubes: en una zona industrial donde el aire suele estar ms contamina- do o en una zona de campo, en la que el aire suele estar lim- pio de contaminan- tes?

Lo que hemos hecho no es ni ms ni menos que reproducir las condiciones ambientales para la formacin de una nube. Tirando del globo hemos hecho dis- minuir la presin dentro del tarro hasta que sta alcance el valor que hace que el aire se sature y condense a la temperatura a la que estamos. Poniendo el humo en el tarro, hemos proporcionado pequeas partculas sobre las que se origina ms fcilmente la condensacin.

En la realidad, para que el vapor existente en una masa de aire que alcanza la satu- racin pueda condensarse en forma de gotitas es preciso que se cumplan dos con- diciones: la primera es que la masa de aire se haya enfriado lo suficiente, y la segun- da es que existan en el aire ncleos de condensacin (denominados ncleos higros- cpicos) sobre los que puedan formarse gotitas de agua.

Intenta formar una nube sin el humo de la cerilla!

Una vez que se han formado las nubes, qu es lo que hace que den o no lugar a la lluvia, el granizo o la nieve, es decir a algn tipo de precipitacin? Las minsculas gotitas que forman la nube y que se encuentran en suspensin dentro de ella gra- cias a la existencia de corrientes ascendentes, empezarn a crecer a expensas de otras gotitas que encuentran en su cada. Sobre cada gotita actan fundamental- mente dos fuerzas: la debida al arrastre que la corriente de aire ascendente ejerce sobre ella, y el peso de la gotita.

De qu tipo de nubes crees que pro- ceder la llovizna, de una nube fina de poco espesor o de una nube de mucho desarrollo vertical?

En qu consiste el fenmeno denomina-do virga?

Farrastre

Peso

Figura 3.12. Equilibrio de fuerzas sobre una gotita en el interior de una nube.

Cuando ste es suficientemente grande como para vencer la fuerza de arrastre, la gotita caer hacia el suelo, produciendo la lluvia. Las gotitas alcanzarn mayor tamao cuanto ms tiempo pasen dentro de la nube ascendiendo y descendiendo y cuanto mayor sea el contenido de agua lquida de la misma.

Gotita de nube

Corriente ascendente

Gota de lluvia

Figura 3.13. Proceso de crecimiento de una gotita en el interior de una nube.

Dependiendo del tamao de las gotas que lleguen al suelo y de cmo caigan ten- dremos distintos tipos de precipitacin lquida: llovizna (gotas pequeas que caen uniformemente), chubasco (gotas de mayor tamao y que caen de forma violenta e intensa), etc.

La precipitacin se puede dar tambin en forma slida. El origen de la misma est en la formacin de cristales de hielo en las nubes que tienen su tope a gran- des alturas y bajsimas temperaturas (-40C). Estos cristales pueden crecer a expensas de gotitas de agua a muy baja temperatura que se congelan sobre ellos (siendo el inicio de la formacin del granizo) o bien unindose a otros cristales para formar los copos de nieve. Cuando alcanzan un tamao adecuado y debido a la accin de la gravedad, pueden salir de la nube dando lugar a la precipitacin slida en superficie, si las condiciones ambientales son las apropiadas. A veces los copos de nieve o el granizo que salieron de la nube, si encuentran una capa de aire clida en su cada, se derriten antes de alcanzar el suelo, dando lugar final- mente a precipitacin en forma lquida.

Clasifica los siguientes tipos de precipitacin segn sea lquida o slida: Pedrisco Aguanieve Granizo Ventisca Llovizna

En algunas regiones de Espaa, donde la llovizna es un fen- meno muy frecuente, se le suele dar un nombre particular. As en Asturias y Galicia se la denomi- na orballo, en el Pas Vasco, sirimiri y calabobos en otrasregiones.

Ya hemos visto que el tipo de precipitacin depende principalmente de cmo sea la nube de la que procede. Las formas ms habituales de precipitacin son la de tipo frontal, la de tipo orogrfico y la de tipo convectivo o tormentoso.

La precipitacin frontal procede de las nubes que van asociadas a los frentes, ya sean de tipo clido o fro. Un frente fro se forma cuando una masa de aire fro empuja y desplaza hacia arriba a una masa ms clida. En su ascenso, sta se enfra y da origen a la formacin de nubosidad. En el caso de un frente clido, una masa de aire clido se desliza sobre otra ms fra que ella (vase la figura 3.14).

FRENTE FROFRENTE CLIDO

Ci CsCsCbAcAsAire ClidoNs ScSt 0 C

Aire Fro

Aire Clido

Figura 3.14. Nubosidad tpicamente asociada a los frentes fros y clidos.

Aire Fro

Las nubes que se forman en los frentes fros (normalmente Cumulonimbos, Cb, Altocmulos, Ac) suelen ser de mayor desarrollo vertical y por tanto producen precipitaciones ms intensas y de mayor tamao de gota que las que se generan en los frentes clidos, que tienen forma ms estratificada (Nimboestratos, Ns, Estratos, St, Estratocmulos, Sc). stas darn lugar normalmente a precipitacio- nes ms suaves, tipo llovizna.

En el caso de las precipitaciones procedentes de las tormentas, tambin llamadas sistemas convectivos, las nubes son de mucho desarrollo vertical (cumulonim- bos) por lo que producirn lluvias intensas y de corta duracin, muchas veces torrenciales.

Cmo se mide la cantidad de precipitacin cada durante un intervalo de tiempo determinado?

El instrumento que se suele utilizar para medir la precipitacin cada en un lugar y durante un tiempo determinado se denomina pluvimetro.

Construye tu propio pluvimetroPara ello necesitars dos frascos, uno grande y otro pequeo, y un embudo. Marca en el pequeo la altura en cm. y colcalos como se muestra en la figura.

Calcula la superficie del embudo, puesto que la lluvia cada ha sido interceptada por dicha superficie. Despus mide los cm. de agua que se han recogido en el frasco pequeo. El volu- men de agua, ser la cantidad de lluvia por unidad de superficie. Calcula a diario la cantidad de precipitacin que se recoge en un lugar prximo a tu clase.

Este aparato est formado por una especie de vaso en forma de embudo profundo que enva el agua recogida a un recipiente graduado donde se va acumulando el total de la lluvia cada.

Existen ciertos factores que pueden interferir en una medida correcta de la preci- pitacin. As, para evitar las salpicaduras de las gotas de lluvia al incidir sobre el borde exterior del pluvimetro se construye con los bordes biselados. Tambin se pintan de blanco para reducir la absorcin de radiacin solar y evitar en lo posible la evaporacin. Adems, haciendo que el conducto por el que cae el agua al reci- piente interior sea estrecho y profundo, reducimos tambin la cantidad de agua evaporada. Otro factor importante es la situacin del aparato, pues no debe colo- carse cerca de edificios o cualquier otro obstculo que pueda alterar el ritmo de la precipitacin. En las zonas de montaa, donde es frecuente que la precipitacin sea en forma slida (nieve) o que las temperaturas desciendan por debajo del punto de congelacin del agua, se suele incluir en el depsito algn tipo de producto (nor- malmente, cloruro clcico anhidro) cuya funcin es reducir el valor de la tempera- tura a la cual se producira la solidificacin del agua.

El volumen de lluvia recogida se mide en litros por metro cuadrado (l/m2) o lo que es lo mismo, en milmetros (mm.). Esta medida representa la altura, en milmetros, que alcanzara una capa de agua que cubriese una superficie horizontal de un metro cuadrado. El volumen de agua recogida, V, en esa superficie de un metro cuadrado, sera entonces:

Un pluvimetro tiene un rea de captacin circular de radio 7 cm. Qu volumen de agua habr recogido cuando el registro indica 4 litros/m2?

V= h x S,

siendo h = 1 mm = 10-3 m y S = 1 m2.

Por tanto, sustituyendo los valores de h y S tendramos,

V = 1 m2 x 10-3 m = 10-3 m3 = 1 litro

1

,.

Imagen del radar de Barcelona de las 07:00 UTC del 2 de octubre de 2002, en la que se observa unaperturbacin meteorolgica mesoescalar sobre Catalua.

FUENTE: INM.

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METEOROLOGA Y CLIMATOLOGA 47UNIDAD DIDCTICA4. LA OBSERVACIN DEL TIEMPO

4.1. LOS OBSERVATORIOS METEOROLGICOS

La observacin y medida de las variables y fenmenos meteorolgicos es una con- dicin indispensable para el avance de la Meteorologa. Se realizan medidas en miles de estaciones meteorolgicas ubicadas sobre tierra firme, pero tambin sobre el mar y a distintas alturas de la atmsfera, tanto en posiciones fijas y como a lo largo de las rutas trazadas por barcos y aviones, aprovechando que todos ellos dis- ponen de instrumentos meteorolgicos a bordo.

Figura 4.1. Sistema de observacin mundial.FUENTE: Organizacin Meteorolgica Mundial.

El uso que puede darse a la informacin que proporcionan todas estas fuentes de observacin es muy variado: desde el mero registro temporal en estaciones concre- tas, a la elaboracin de predicciones meteorolgicas. En cualquier caso, los centros meteorolgicos centralizan la informacin por reas, la procesan, controlan su cali- dad, y la distribuyen a los usuarios que puedan necesitarla para estudiar la atmsfera.

Se llama parte meteorolgico a una comunicacin que presenta el resultado de una observacin meteorolgica. sta puede ser verbal o escrita, y puede expresarse en lenguaje ordinario o en clave. Existen multitud de partes meteorolgicos, que pro- porcionan informacin de distinta naturaleza: SYNOP, SHIP, TEMP, etc

Busca en Internet qu tipo de informacin contiene un parte TEMP

Por supuesto, la base de todas las observaciones reside en los instrumentos meteo- rolgicos que se utilizan para tomar las medidas. En apartados anteriores ya hemos mencionado algunos, pero a modo de resumen conviene recordar:

Instrumento de medidaVariable meteorolgicaUnidades de medida

TermmetroTemperaturaC

BarmetroPresin atmosfricahPa

PluvimetroPrecipitacinl/m2

HigrmetroHumedad relativa%

EvapormetroEvaporacinmm de agua evaporada

AnemmetroVelocidad del vientom/s km/h

VeletaDireccin del viento

HeligrafoHoras de solh

RadimetroRadiacinW/m2

Una estacin meteorolgica normalmente dispone de varios de estos instrumentos, incluso todos si es muy completa. Como mencionbamos antes, para que las medidas estn bien tomadas, la ubicacin, orientacin y condiciones del entorno de los apara- tos necesitan atenerse a las normas que la Organizacin Meteorolgica Mundial ha establecido. Para que los datos sean rigurosos, en el recinto de una estacin meteo- rolgica debe disponer de una garita, una especie de jaula de madera blanca situada a 1.5 m del suelo, dentro de la cual se ubican los termmetros, el higrmetro y el eva- pormetro. Adems, en muchos casos, las estaciones disponen de una torre meteoro- lgica. Sobre sta se sitan aparatos de medida como termmetros, anemmetros y veletas, que nos informan sobre las condiciones meteorolgicas a distintas alturas.

Figura 4.2. Garita y torre meteorolgica.

Adems de las observaciones instrumentales, existen otras variables que se miden subjetivamente por observadores especializados: cantidad y tipo de nubes, oleaje, direccin de la mar de fondo, etc.

4.2. LOS SATLITES METEOROLGICOS

Sin lugar a dudas, los satlites meteorolgicos son los sistemas de observacin ms complejos. La posicin que ocupan los satlites, en rbita alrededor de la Tierra, les permite tener una visin privilegiada, mucho ms amplia y de conjunto que la de cualquier aparato situado en la superficie terrestre.

Los satlites reciben la radiacin electromagntica que emite y refleja la Tierra. La primera proviene de ella misma y la segunda proviene del Sol, pero se refleja en la superficie terrestre y en la atmsfera antes de alcanzar el satlite. Los satlites cap- tan determinadas frecuencias de esta radiacin, de distinta intensidad dependiendo de las condiciones atmosfricas, para posteriormente procesar los datos y elaborar las imgenes que se recibirn en las estaciones de tierra, donde sern interpretadas.

Los satlites meteorolgicos pueden clasificarse en funcin de la rbita sobre la que se sitan. Las caractersticas y ventajas de los dos tipos principales son las siguientes:

Satlites geoestacionarios

CaractersticasVentajas

El satlite gira a la vez que la Tierra, encon- trndose fijo en un punto situado sobre el ecuador terrestre. La distancia que le separa del centro de la Tierra es muy grande, unos 40.000km (6.6 veces el radio terrestre).

Al estar tan alejados, su campo de visin es muy extenso (una cara completa del Planeta). Adems, proporcionan informa- cin continuada sobre una amplia zona, per- mitiendo el estudio de la evolucin atmosf- rica en ella.

Satlites polares

CaractersticasVentajas

El satlite orbita alrededor de la Tierra sobre una rbita mucho ms baja (entre 100 y 2000 km de altura).

La cercana a la Tierra permite gran resolu- cin espacial. Adems pueden observarse zonas distintas a lo largo de su trayectoria.

Busca en Internet qu tipo de satlite es el satlite Meteosat.

Un satlite meteorolgico cuenta con la instrumentacin adecuada para captar informacin acerca de diversas propiedades del planeta Tierra, pero principalmen- te capta la radiacin electromagntica de tipo visible e infrarrojo. A partir de esta informacin se elaboran dos tipos de imgenes de satlite, que reciben el nombre de

Figura 4.3. Satlite METEOSAT e imagen infrarroja realzada en color.FUENTE: EUMETSAT.

la banda del espectro a la que corresponden. Si las imgenes recibidas se colocan unas tras otras, visualizndose como secuencia, podremos apreciar los movimientos de las nubes, tal y como el hombre del tiempo nos muestra a diario en televisin.

Imgenes visibles (VIS):

Las imgenes visibles constituyen una imagen muy similar a la que percibiramos si nos situsemos sobre el satlite, puesto que, al igual que haran nuestros ojos, el satlite capta la radiacin solar tras reflejarse sobre las nubes, la tierra o el mar, dependiendo de la zona.

El brillo de la imagen depende de tres factores: la intensidad de la radiacin solar, el ngulo de elevacin del sol y la reflectividad del cuerpo observado. La reflec- tividad promedio (o albedo) del sistema Tierra-Atmsfera es del 30%, pero, tal y como vimos en el captulo anterior, la nieve y algunas nubes son capaces de refle- jar una gran cantidad de luz, por lo que en una imagen de satlite visible apare- ceran ms brillantes que, por ejemplo, el mar.

Aunque las nubes en general son buenos reflectores, su albedo depende del espe- sor y de la naturaleza de las partculas que las constituyen. Un cirro, por ejemplo, al ser una nube fina formada por cristalitos de hielo, apenas refleja la radiacin solar, por lo que es difcil apreciarla en una imagen visible (son casi transparentes).

Imgenes infrarrojas (IR):

La intensidad de la radiacin infrarroja que emite un cuerpo est relacionada directamente con su temperatura. As, una nube alta y fra, como puede ser un

cirro, aparecer muy brillante en una imagen de este tipo. El desierto a medio- da, si no hay nubes por encima de l, se ver como una zona muy oscura en la imagen, debido a su elevada temperatura. Las imgenes infrarrojas se pueden realzar en color en funcin de la temperatura de emisin de la zona, facilitn- dose as la identificacin de zonas muy fras, normalmente correspondientes a cimas de nubes de mucho desarrollo.

- Las imgenes IR impiden distinguir bien las nubes bajas y las nieblas, puesto que como su temperatura es parecida a la de la superficie donde se encuentran, podran confundirse con sta.

Las siguientes fotos son las imgenes visible e infrarroja de una misma situacin meteorolgica. Cules son las principales diferencias visuales?

Imagen visible de Amrica del Sur.Imagen infrarroja realzada en colorde Amrica del Sur.FUENTE: National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA).

En la siguiente tabla se describe el aspecto con que algunos cuerpos se aprecian en las imgenes de satlite.

CirroMancha tenue en VIS y brillante en IR

CumulonimboMancha brillante en VIS y en IR

Niebla y nube bajaMancha brillante en VIS y tenue en IR

BorrascaEspiral que gira en el sentido contrario a las agujas del reloj, en el Hemisferio Norte brillante en VIS y en IR.

FrenteBanda de cientos de kilmetros, brillante en VIS y en IR

Nubes tormentosasManchas redondeadas de pequeo tamao, muy brillantes en VIS y en IR

A veces en las imgenes de satlite de TV se aprecian zonas en las que parece haber ms nubes que en la realidad. Al mirar por la ventana, quizs haya algunos cirros que apenas se perciben en el cielo, pero en televisin parecen nubes ms importantes, por qupuede ser? (pista: en TV nos muestran imgenes IR)

Qu tipo de imagen tendr que utilizar si quiero conocer la situacin meteorolgica quehay una noche? Por qu?

Busca en Internet las imgenes de satlite de hoy. Distingues alguna borrasca?Algn frente? Alguna tormenta?

4.3. EL DIARIO DEL TIEMPO

Ahora que conoces las caractersticas de las principales variables meteorolgicas y cmo observar y tomar mediciones de las mismas, puedes realizar un diario del tiempo. A continuacin tienes un modelo sencillo que puedes utilizar como ejem- plo y que te servir para un mes. Es importante que realices tus observaciones siempre a la misma hora (tambin puedes tomar dos medidas diarias en vez de una, pero siempre teniendo en cuenta la anterior puntualizacin). No olvides ser riguroso teniendo en cuenta las condiciones en las que se deben tomar las medi- das, y que se han descrito previamente.

Temperatura: registra el valor de temperatura en C con tu termmetro. Humedad: si dispones de un higrmetro, indica la humedad en %. Presin: utilizando el barmetro que has construido, indica si la presin est subiendo, bajando o permanece estacionaria, ya que es difcil que puedas obtener un valor representativo. Viento: si dispones de un anemmetro podrs registrar la intensidad de viento, clasificando sta en dbil, moderada o fuerte. Con una veleta podrs registrar la direccin de la cual proviene el viento. Tambin puedes animarte a construir tu propio anemmetro y veleta para tomar esta medicin. En la siguiente pgi- na web encontrars como hacerlo: http://www.geocities.com/silvia_larocca/ Precipitacin: mediante el pluvimetro registra el agua cada acumulada duran- te las 24 horas previas, en litros/m2. Nubosidad: puedes indicar si el cielo est despejado, parcialmente nuboso o totalmente cubierto.

Temperatura Humedad Presin Viento Nubosidad Cantidadde precipitacinTipode precipitacin

DaDa ejemplo123...2829303115 C90%BajandoSE moderado2 litros /m2 LluviaCuando hayas recopilado la informacin de todo el mes, puedes hacer un resumen estadstico en donde informars la cantidad de das en el mes que el cielo estuvo des- pejado, nublado o con algn tipo de nubosidad, la cantidad de das con lluvias, tormen- tas, granizo, nieve, temperaturas en determinados rangos de valores, y datos de viento.

TemperaturaNubosidad

< 10 C10 C < T< 20 C> 20 C

Total Das

PrecipitacionesViento

LluviaNieveGranizoDbilModeradoFuerte

Total Das

Tambin puedes representar grficamente la evolucin de la temperatura a travs del tiempo, usando un eje de coordenadas cartesianas. En el eje de abscisas indica- rs los das y en el eje de ordenadas los valores de temperatura.

Otra manera de ejercitarte como meteorlogo es participando en algn proyec- to cientfico para los que la participacin de los centros escolares resulta de gran inters. Por ejemplo, puedes colaborar enviando tus mediciones meteorolgicas al proyecto SCOOL de la NASA o al proyecto GLOBE. Muchos otros estudian- tes han participado, anmate t tambin!.

http://asd-www.larc.nasa.gov/SCOOL/http://www.globe.gov

METEOROLOGA Y CLIMATOLOGAUNIDAD DIDCTICA

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METEOROLOGA Y CUMATOLoGA -U NI C..O DD.6CTCA

5. LOS MAPAS METEOROLGICOS

Los mapas del tiempo son representaciones grficas de los valores de ciertas varia- bles meteorolgicas sobre una zona geogrfica determinada. Su uso est generali- zado entre los meteorlogos, ya que aportan una interesante imagen de conjunto de las situaciones atmosfricas.

Una de las variables que mayor informacin nos proporciona a la hora de conocer una situacin meteorolgica es la presin atmosfrica, cuyos valores sobre la super- ficie terrestre quedan representados en los denominados mapas de isobaras, como los que aparecen diariamente en los medios de comunicacin.

Las isobaras, o lneas que unen puntos de igual presin, nos dan idea de la intensidad del viento (a mayor proximidad entre isobaras, mayor intensidad), as como de su procedencia. De este modo puede saberse si va a llegar aire fro del Polo o si, por el contrario, va a ser clido del desierto, hmedo del ocano, o seco del continente.

Cuando en un mapa de isobaras existe una zona en la que la presin es ms alta que a su alrededor, entonces aparece una A y decimos que hay un anticicln. En esta zona la estabilidad atmosfrica ser alta, puesto que el movimiento del aire es descendente evitando la formacin de nubosidad, y difcilmente llover. Si por el contrario la presin empieza a decrecer, en el punto en el que alcanzan su valor mnimo aparece una B y decimos que hay una zona de baja presin o depresin. En este caso habr mayor inestabilidad y si se dan otra serie de condiciones podra llover fcilmente. Cuando una zona de bajas presiones va acompaada de tiempo muy lluvioso y con viento intenso podemos llamarla borrasca.

AB

Figura 5.1. Centros de altas y bajas presiones.

54

UNIDAD DIDCTICAEn el Hemisferio Norte, en un anticicln, el viento gira aproximadamente siguien- do las isobaras en sentido horario, con tendencia a alejarse de su centro. En una depresin, el giro del viento se produce en sentido antihorario, con tendencia a dirigirse hacia su centro. Ambos tipos de movimiento se indican en la figura 5.2.

AB

Figura 5.2. Sentido de giro del viento en las altas y bajas presiones.

Otra informacin que suele aparecer en los mapas de isobaras es la representacin de los frentes, cuyo trazado suele coincidir con zonas de cambio brusco en la cur- vatura de las isolneas. En los mapas, los frentes se representan mediante pequeos tringulos (frente fro) o semicrculos (frente clido) unidos por una lnea que se prolonga a lo largo de toda su extensin geogrfica. Un frente es una zona de gran inestabilidad atmosfrica, coincidente con la separacin entre dos masas de aire que se encuentran a distintas temperaturas. Si una masa fra llega a una zona en la que la temperatura es mayor, decimos que se forma un frente fro. Adems de des- cender las temperaturas, en estos casos suelen producirse precipitaciones de lluvia o nieve. Si, por el contrario, la masa que llega a una zona est a mayor temperatu- ra que la zona que invade, se formar un frente clido. Tambin se producir nubo- sidad, pero las temperaturas sern ms suaves y, como mucho, habr precipitacio- nes dbiles.

Para entender todo esto mejor, vamos a analizar el mapa de isobaras que aparece a continuacin. Esto nos permitir determinar el tiempo que tendramos en la Pennsula Ibrica el da al que corresponde este mapa, que representaremos en un mapa de smbolos denominado mapa significativo.

METEOROLOGA Y CLIMATOLOGA 51

Figura 5.3. Mapa de isobaras y frentes (izquierda) y el correspondiente mapa significativo (derecha).

En el mapa de isobaras de la figura 5.3, podemos ver como al norte de la Pennsula Ibrica, situado sobre la Bretaa francesa, aparece un centro de bajas presiones, que har que el tiempo sea ms inestable en las regiones cantbricas y pirenaicas. Asociado a esta depresin, vemos un sistema frontal, con una parte clida situada en Centro-Europa, y una parte fra, que inestabilizar el tiempo en el interior peninsular. En su movimiento de oeste a este, el frente procedente del Atlntico se trasladar hacia el Mediterrneo, barriendo la mitad oriental de la Pennsula en un futuro prximo. Sin embargo, su actividad ir disminuyendo segn nos traslademos hacia el sur, donde por influencia del anticicln atlntico, las presiones sern ms altas y el tiempo ms estable.

La disposicin de las isobaras (en torno al anticicln y a la baja) indica que los flu- jos de viento que alcanzarn la Pennsula sern predominantemente del noroeste, por lo que el aire llegar fresco y cargado de humedad. Este hecho, unido a que el viento no ser muy intenso en el interior (las isobaras no estn muy juntas), hace prever tambin la formacin de algunas nieblas. Aparte de la nubosidad que el frente llevar al norte de la Pennsula, la barrera orogrfica que para el viento nor- oeste supone la Cordillera Cantbrica, hace pensar que all se formar nubosidad de tipo orogrfico: Al chocar contra las montaas, el aire se ver obligado a ascen- der, y su humedad se condensar, favoreciendo la formacin de nubes en esta zona.

En cuanto a la intensidad de los vientos, hay que destacar la mayor proximidad de las isobaras en el extremo norte de la Pennsula Ibrica, y en especial en la costa atlntica, donde los vientos sern algo ms fuertes.

Cada oveja con su pareja: Qu representan estos smbolos meteorolgicos?

Frente clido

Viento fuerte

Frente fro Niebla

Tormenta

Cada oveja con su pareja: Qu mapa significativo le corresponde a cada uno de estos mapas de isobaras?

METEOROLOGA Y CLIMATOLOGA

Para llegar a conocer bien el tiempo que afecta a una zona, los meteorlogos se apoyan en la representacin de muchas otras variables atmosfricas, aparte de la presin del aire en superficie. Otro tipo de mapas muy utilizados son los mapas del tiempo en altura, los llamados mapas de isohipsas o de geopotencial. Las isohipsas son lneas que unen puntos situados a la misma altura para un cierto nivel de pre- sin (normalmente 500 hPa) y estn muy relacionadas con la temperatura del aire en las capas altas de la atmsfera (a unos 5.000 m de altitud en el caso del mapa de 500 hPa).

Como sabemos, el aire clido tiende a ascender, por ello, si en las capas altas de la atmsfera hay aire muy fro, se producirn movimientos verticales de las masas de aire y sta ser una situacin de inestabilidad, en la que podran darse precipitacio- nes. En un mapa de isohipsas en 500 hPa, esta situacin se correspondera con la presencia de una vaguada, o valores bajos de geopotencial. Por el contrario, si en un mapa de isohipsas aparece una zona de altos valores de geopotencial (dorsal), se tratara de una zona en la que el aire en altura se encuentra a temperaturas ele- vadas, lo cual es indicativo de una situacin meteorolgica estable, en la que sera improbable la presencia de precipitaciones.

Figura 5.4. Mapa de geopotencial en 500 hPa: vaguada y dorsal.FUENTE: Centro Europeo de Prediccin a Medio Plazo, ECMWF.

METHJROLOGlA V CUMATOLOGIA UNIO OICACTOl.

6. LA PREDICCIN DEL TIEMPO

La prediccin del tiempo es una cuestin de mucha relevancia en nuestros das. De ella dependen decisiones cotidianas, como elegir la ropa del da o acarrear con el paraguas. Pero la prediccin meteorolgica tambin es la base para la preparacin de situaciones de alerta por parte de los servicios de proteccin civil o la celebra- cin de espectculos multitudinarios al aire libre.

Se te ocurre algn otro ejemplo de situaciones en las que la prediccin meteorolgicapueda jugar un papel importante?

La prediccin meteorolgica consiste en la determinacin anticipada de los valo- res correspondientes a variables meteorolgicas como la temperatura, la presin, la humedad, la nubosidad, la precipitacin, etc., que afectarn a una determinada regin.

La prediccin meteorolgica puede realizarse mediante tcnicas estadsticas, pero la forma ms habitual, y la que normalmente ofrece mejores resultados, est basa- da en la resolucin de las ecuaciones matemticas correspondientes a las leyes fsi- cas que describen el comportamiento de la atmsfera. Para ello se parte del cono- cimiento del estado inicial de la atmsfera mediante los datos de observacin comentados anteriormente. Una vez resueltas estas ecuaciones, con las condiciones iniciales dadas, se obtiene una descripcin del estado futuro de la atmsfera y, de este modo, se puede llegar a saber qu tiempo va a hacer despus de unas horas o das, es decir, puede elaborarse una prediccin meteorolgica, como las que habi- tualmente obtenemos de los medios de comunicacin (TV, radio o peridicos).

Ahora bien, estas ecuaciones son de resolucin ciertamente complicada, puesto que se trata de ecuaciones para las que no siempre existe una solucin exacta que permita conocer los valores futuros de las variables. Por esta razn, los meteorlo- gos se ven obligados a recurrir a las llamadas tcnicas de modelizacin numrica. Formalmente la prediccin numrica del tiempo consiste en resolver de forma numrica un conjunto de ecuaciones diferenciales referidas a la conservacin de la masa, de la energa y del momento en la atmsfera. A partir de unas condiciones iniciales, determinadas por las observaciones hechas en un determinado instante de tiempo (t), se obtienen los valores de las variables consideradas en un tiempo posterior (t + t).

Los pasos en los que se desarrolla una prediccin de este tipo son los siguientes:

561. Recogida de observaciones.2. Control de calidad de observaciones.3. Determinacin de las condiciones iniciales en una serie de puntos geogrficos (que en su conjunto conforman la denominada rejilla del modelo).4. Resolucin de las ecuaciones correspondientes a cada punto de la rejilla para un intervalo de tiempo t.5. Repeticin del proceso de resolucin de las ecuaciones hasta llegar a la solucin correspondiente al tiempo final de prediccin (24h, 48h, 10 das...).6. Representacin grfica de los resultados en forma de mapas de isolneas.

Los siguientes mapas corresponden a la prediccin meteorolgica a 48h que elabor el Instituto Nacional de Meteorologa (INM) para el 8 de julio de 2004. Consltalos y di si las afirmaciones que aparecen a continuacin son Verdaderas o Falsas:

El viento predominante en la Pennsula Ibrica ser del Norte La presencia de aire fro en las capas altas de la atmsfera traer inestabilidad al Norte Peninsular Apenas habr diferencias trmicas entre el Norte y el Sur Peninsular Estar completamente despejado al Norte de la Cordillera Central Habr cielos despejados en la Costa Mediterrnea

En Internet existen multitud de sitios en los que se puede consultar la predic-cin del tiempo: www.cnn.com/weather, www.accuweather.com, www.meteored.com.Elige dos de estos sitios, trasla- da a dos mapas de Europa las previsio- nes correspondientes a 10 ciudades euro- peas y compara ambos mapas.

METEOROLOGA Y CLIMATOLOGA 57UNIDAD DIDCTICA

Adems de interpretar mapas, y dependiendo de qu tipo de prediccin quiera realizarse, un meteorlogo tiene que consultar otras fuentes de informacin a su alcance. Una ayuda importante para la prediccin en el corto plazo son las imge- nes que desde el espacio envan el satlite Meteosat y otros satlites de observa- cin meteorolgica. Aproximadamente cada quince minutos, el Meteosat recoge una imagen de la zona del planeta donde nos encontramos, y ponindolas una tras otra pueden identificarse las masas de nubes, ver por su color de qu tipo son, qu ha ocurrido con ellas, a qu regiones afectan, desde dnde llegan, o si tienden a desaparecer o disiparse.

Entra en la pgina web del INM (www.inm.es) y consulta los mapas de isobaras en superficie, isohipsas en 500 hPa, temperaturas en superficie y precipitacionesprevistos para maana. Elabora t mismo el mapa significativo para Espaa y compralo conel que han elaborado los meteorlogos del INM.

A pesar de lo mucho que las tcnicas de prediccin meteorolgica han avanzado, es de todos conocido que a veces se cometen errores. stos pueden producirse porque los modelos fallan, o porque el meteorlogo no interpreta bien los resul- tados (mapas meteorolgicos) del modelo. La asociacin de fenmenos meteoro- lgicos a los distintos campos de presin, temperatura o geopotencial predichos no es siempre sencilla. Para ello, el meteorlogo necesita conocer bien las reper- cusiones de las distintas variables en la meteorologa local, muy condicionada por las condiciones geogrficas de cada lugar.

58

IVE.TEOROLOGiA YCLMATOLOGiA UNIDAD DIDii:TlCA

7. EL CLIMA DE NUESTRO PLANETA

7.1. EL CLIMA

62

METEOROLOGA Y CLIMATOLOGA 61UNIDAD DIDCTICACrees que la siguiente frase es correcta? Por qu? Debido a la climato- loga adversa, el par- tido de ftbol previs- to para esta tarde ha tenido que ser sus-pendido.

Antes de empezar a hablar de algo tan importante en nuestras vidas como son las condiciones climticas de nuestro planeta, es importante aclarar el concepto de clima y resaltar la diferencia que existe con el trmino tiempo, en el sentido meteorolgico del mismo.

Por ejemplo, cuando la repentina entrada de un frente fro por las costas portugue- sas nos arruina nuestros planes del fin de semana de salir al campo, nos estamos refiriendo a un fenmeno meteorolgico que puede durar desde varias horas a varios das. Estamos hablando de tiempo.

Sin embargo, cuando afirmamos que en nuestra ciudad los inviernos son muy fros y secos, estamos considerando un periodo de tiempo de decenas de aos para realizar una valoracin promedio de las temperaturas y precipitaciones invernales. En este caso, estamos hablando del clima de nuestra ciudad.

Por tanto, podramos decir que el clima es la sntesis del tiempo. Formalmente, el clima se define como el conjunto de estados de tiempo atmosfrico que se produ- cen en una determinada regin y que otorgan a sta una particular idiosincrasia.

7.2. LA ELABORACIN DE CLIMOGRAMAS

Qu es un climograma?

Un climograma es un grfico en el que representamos simultneamente los valores de temperatura media mensual, mediante una lnea, y los de precipitaciones mensua- les medias, mediante barras verticales, para los doce meses del ao. Para ello se utili- zan los valores climatolgicos promediados en un perodo estndar de 30 aos.

Cmo se traza un climograma?

Como vemos en el ejemplo que presentamos a continuacin para el climograma de Valencia, en el eje horizontal se sitan los meses del ao, mientras que en el eje ver- tical de la izquierda se representan las temperaturas medias mensuales, de 5 C en 5 C, mediante puntos unidos por una lnea roja. En el eje de la derecha, y median- te barras azules, se representan las precipitaciones medias mensuales, a doble esca- la que los datos de temperatura (de 10 mm en 10 mm).

Cul de las siguien- tes afirmaciones se refiere al concepto de tiempo y cul alde clima?a) Los inviernos en Lugo son fros yhmedos.b) Las fuertes rachas de viento impidieron que se desarrollara la exhibicin de vuelosin motor.c) La temperatura media para el mes de julio en Madrid esde 25C.d) Un frente fro se introdujo la pasadanoche en la Pennsula por las costas gallegas.

ValenciaPeriodo: 1971-2000Latitud: 43 22 02Altitud (m): 58Longitud: 8 25 10MesT (C)Precipitacin (mm)E11,536F12,632M13,935A15,537M18,434J22,123J24,99A25,519S23,151O19,174N14,951D12,452AO17,8454Valencia 1971-2000

4080

PRECIPITACIN (mm)3570

3060

T (C)2550

2040

1530

1020

510

00EFMAMJJASOND

Figura 7.1. Tabla de valores de temperatura y precipitacin climatolgicos para Valencia (izquierda) y su climograma correspondiente (derecha).

Qu informacin podemos obtener del anlisis del climograma de una ciudad?

Observando no slo los valores absolutos de los datos, sino tambin su tendencia, la existencia de mximos y mnimos, as como la interseccin de las curvas de pre- cipitacin y temperatura, podemos extraer informacin acerca de los siguientes aspectos fundamentales:

Las temperaturas:

La temperatura media anualEn el ejemplo anterior, la temperatura media anual de la estacin de Valencia es de 17,8 C.

El rango de variacin trmica anual o amplitud trmica(AT), es decir la diferencia entre la temperatura del mes ms clido y la del mes ms fro.Este dato nos aportar informacin sobre la variabilidad climtica de un lugar, la cual estar relacionada con la proximidad de ste a una extensin suficien- temente grande de agua. En las zonas costeras, esta magnitud tendr valores bajos, variando entre 8 C en Canarias y 15 C para las zonas costeras del Mediterrneo. En las zonas del interior, con un mayor grado de continentali- dad, se obtienen valores ms elevados. En el caso de la Pennsula Ibrica, pue- den llegar a superarse los 16 C.En nuestro ejemplo de Valencia, AT = 25,5 C 11,5 C = 14,0 C, que corres- ponde a una zona costera.

La temperatura del veranoAnalizando los valores de temperatura de los meses de verano, tendremos veranos calurosos si algn mes presenta temperaturas medias superiores o iguales a 22 C. Sern veranos frescos aquellos en los que ningn mes presen- ta valores de temperatura media igual o superior a 22 C.Valencia presenta veranos calurosos pues como se puede ver en el climogra- ma, desde junio a agosto las temperaturas medias superan los 22 C.

La temperatura del inviernoTendremos inviernos suaves si la temperatura media del mes ms fro no baja de 10 C, moderados, si se encuentra entre 6 C y 10 C, o fros, si la temperatura media del mes ms fro est comprendida entre -3 C y 6 C. Un caso especial son los climas de montaa, en los que las temperaturas invernales se encuentran pr- ximas o por debajo de los 0 C.En el ejemplo de Valencia, vemos que presenta inviernos suaves pues el mes ms fro, enero, tiene una temperatura media de 11,5 C.

Las precipitaciones:

La precipitacin anual totalSe considera muy abundante si supera los 1000 mm (clima de montaa), abun-

dante si se encuentra entre los 800 mm y los 1000 mm (clima de influencia atlntica); escasa si est entre 300 mm y 800 mm (clima de influencia medite- rrnea) y muy escasa si es inferior a 300 mm (clima subdesrtico). En aquellos casos en que sea inferior a 150 mm se considera que el clima pasa a ser de carcter desrtico.

La precipitacin anual para el caso de Valencia es de 454 mm, por lo que se puede considerar que es escasa pudiendo asociarla a un clima de influencia mediterrnea.

El patrn anual de las precipitacionesNo slo es interesante analizar la cantidad total de precipitacin registrada en un lugar, sino la forma en la que sta se distribuye a lo largo del ao. As, loca- lizar la existencia de mximos principales y secundarios de precipitacin nos proporciona informacin sobre el origen de dicha precipitacin: Si el mximo principal se localiza en los meses de invierno, la mayor parte de la precipitacin tiene un origen frontal. Esto es caracterstico de las zonas de la Pennsula de influencia atlntica. Cuando el mximo principal se presenta en los meses de otoo y/o de prima- vera, el origen de la precipitacin es fundamentalmente tormentoso, lo que suele producirse en las zonas peninsulares de influencia mediterrnea.

En el climograma de Valencia observamos la existencia de dos mximos de pre- cipitacin: uno principal en octubre (74 mm) y otro secundario en abril (37 mm), es decir en otoo y primavera. Esto indica que la precipitacin tiene un carcter fundamentalmente tormentoso o convectivo, que es una caracterstica de las zonas climticas de influencia mediterrnea.

El tipo de clima:

Una vez analizados todos los aspectos relacionados con la temperatura y precipi- tacin, mediante el estudio del climograma, podremos asignar a nuestro lugar de estudio un tipo de clima, e incluso relacionarlo con su posible localizacin geogr- fica y las caractersticas meteorolgicas que suelen dominar en esa regin.

En la pgina web del Instituto Nacional de Meteorologa (http://www.inm.es) puedes encontrar los valores climatolgicos de cualquiera de las estaciones de la Pennsula Ibrica para el perodo 1971-2000, presentados en tablas como la que se muestra a continuacin para Madrid-Cuatro Vientos

METEOROLOGA Y C