EL AIRE

El aire, la masa de gases que nos envuelve, está formado por una mezcla de ellos entre los cuales los más importantes son el oxígeno y el nitrógeno. Contiene también cierta cantidad de agua que se encuentra en estado gaseoso formando el vapor de agua, que es invisible; o también en forma líquida y sólida, como es el caso de las nubes.

La cantidad de agua que contiene el aire es muy importante. La radiación solar al calentar los océanos y las zonas húmedas de la Tierra, provoca de hecho una evaporación considerable. Se ha podido estimar que el sol, en los días adecuados, evapora la cantidad equivalente a un vaso de agua por metro cuadrado de océano. Por lo tanto hay miles de toneladas de agua que se encuentran en suspensión en el aire.

Por otra parte, el aire tiene un peso determinado y por eso el suelo sufre cierta presión por parte de la atmósfera. La presión atmosférica en un lugar determinado del globo, es igual al peso de la columna de aire que soporta dicho lugar. Como es lógico, ésta disminuye con la altitud, pero cada vez con menos rapidez a medida que vamos ascendiendo pues en realidad el aire es compresible y se puede comprobar un cierto apisonamiento en las capas inferiores. La presión y la altitud están, en cualquier caso, estrechamente ligadas, hasta tal punto que el cálculo de la altitud se efectúa habitualmente a través de la medida de la presión atmosférica (los altímetros de los aviones, o de otro tipo, no son más que barómetros, cuya escala representa metros de altura en vez de milímetros de mercurio o milibares).

En meteorología hay que resaltar que la unidad de presión es el milibar, y que la presión media a una altitud de cero metros, es decir, al nivel medio del mar, es de 1013,25 milibares.

Por último, todos sabemos que el aire posee una determinada temperatura y, en la troposfera, esta temperatura disminuye con la altitud.

El gradiente térmico vertical que corresponde al índice de decrecimiento de la temperatura entre el suelo y la tropopausa es, por término medio, de 6,0ºC por kilómetro.

En resumen, una partícula cualquiera de aire, inmóvil, situada en un punto determinado de la troposfera, se encuentra definida por estos tres parámetros: presión, cantidad de agua que contiene y temperatura. Pero una partícula de aire raras veces se encuentra inmóvil y en cuanto se desplaza sus características se modifican. El aire en movimiento puede sufrir transformaciones tales que nos obliguen a hablar de diferentes "estados". Es muy importante analizar con detalle estos estados, pues dependiendo de sus características podremos diferenciar la masa de aire que circula por encima.

Estados del aire

Supongamos el caso de un viento que llega al pié de una montaña y que se ve obligado a elevarse para franquearla. Este ejemplo es un poco especial, debido a que el movimiento del aire se ve empujado aquí por el relieve (movimiento orográfico), mientras que los movimientos que se producen en la atmósfera libre tienen otras causas. Pero de todas formas es un hecho revelador.

Subidos imaginariamente en una burbuja de aire, vamos a franquear cuatro veces la montaña, con cuatro clases de aire diferentes:

Primer caso

El aire que llega al pié de la montaña contiene agua únicamente en forma de vapor y en una cantidad muy pequeña. Vamos a suponer que su temperatura es de 17,0ºC.

 El aire se eleva a lo largo de las pendientes. Como consecuencia de ello la presión que sufre va disminuyendo; el aire está menos comprimido y por lo tanto se expande. Esta expansión origina su enfriamiento cuya tasa es del orden de 1,0ºC por cada 100 metros. Si suponemos que la montaña tiene 2000 metros de altura, la temperatura del aire que llega hasta la cumbre es de -3,0ºC.

A continuación, el aire baja por el otro lado. La presión que sufre va en aumento y se origina un recalentamiento que se efectúa al mismo ritmo que el enfriamiento anterior (1,0ºC por cada 100 metros). Al llegar al pié de la montaña vuelve a adquirir sus temperatura inicial: 17,0ºC.

De esta primera escalada es necesario resaltar tres hechos:

1º. El aire se enfría al subir, pero vuelve a su temperatura inicial al final del descenso. Las transformaciones que sufre se saldan con un balance nulo: ni pierde ni gana calor. Estas variaciones de temperatura del aire en movimiento se realizan de forma adiabática, es decir, sin intercambio de calor con el entorno.

2º. El índice de variación con la temperatura del aire en movimiento es de 1,0ºC por cada 100 metros si éste aire sólo contiene agua en forma de vapor. En este caso se denomina gradiente adiabático de aire no saturado o, simplemente, gradiente adiabático seco.

3º. Podemos observar que el gradiente térmico vertical del aire en movimiento es claramente diferente del gradiente vertical del aire inmóvil: 10,0ºC por kilómetro.

Segundo caso

El aire tiene la misma temperatura que el caso anterior (17,0ºC). Éste sigue siendo límpido, aunque en esta ocasión contiene una mayor cantidad de vapor de agua. Al elevarse, se enfría. A una altitud determinada (por ejemplo a 1000 metros, donde la temperatura del aire es de 7,0ºC), de repente sucede algo: Asistimos a la aparición de una nube. ¿Por qué?

Porque el aire solamente puede contener una pequeña cantidad de vapor de agua y admite cada vez menos a medida que va siendo más frio. La relación entre la cantidad de vapor que el aire contiene realmente y la cantidad máxima que puede contener a una misma temperatura definen su humedad relativa, que se expresa en tantos por cien. En nuestro ejemplo, la cantidad de vapor de agua que el aire aceptaba con facilidad a 17,0ºC es en definitiva la máxima a 7,0ºC. Su humedad relativa en este caso es del 100%. Se ha alcanzado la saturación. Si el aire sigue enfriándose, el vapor de agua sobrante se transforma en pequeñas gotas microscópicas, suspendidas en el aire por efecto del viento. En este caso se produce la condensación, que es el paso del estado gaseoso al líquido; es decir, una nube.

Hay que advertir que esta condensación, con frecuencia, tiene un ligero retraso; entonces el aire se encuentra en estado de sobresaturación.

Al condensarse el vapor de agua del aire no por ello deja de ascender; pero a partir del momento en que se produce la condensación, su temperatura disminuye con menor rapidez en función de la altitud. La condensación libera calor (el mismo calor que había originado, hace poco, la evaporación del agua sobre el océano; éste calor de denomina calor latente). Las variaciones de temperatura se producen de ahora en adelante según un gradiente distinto que se denomina gradiente pseudoadiabático saturado y que denominaremos en consecuencia gradiente adiabático saturado. Éste gradiente puede variar entre 0,5ºC y 0,8ºC por cada 100 metros. Vamos a suponer que tiene un valor de 0,6ºC.

En la cumbre de la montaña, el aire es por lo tanto menos frío que en el primer caso: Su temperatura es de 1,0ºC. Al bajar se comprime y se calienta y desaparecen las gotitas de agua. A 1000 metros de altitud la evaporación es total; el aire vueleve a ser límpido. En el resto de la bajada, la temperatura va aumentando según el gradiente adiabático seco. Al pié de la montaña, la temperatura del aire es otra vez de 17,0ºC.

Tercer caso

El aire que llega al pié de la montaña tiene siemjpre la misma temperatura, pero esta vez contiene mucho más vapor de agua que en el caso anterior. La condensación de ésta se produce con mucha más rapidez: por ejemplo a 200 metros de altitud tiene una temperatura de 15,0ºC. En la cumbre, el aire está a 4,2ºC.

Pero en el transcurso de la ascensión se produce una nueva transformación: Ha habido precipitación, ha llovido. A pesar de las apariencias la lluvia es un fenómenos enormemente complejo. Si ha llovido quiere decir que el aire ha perdido una parte de su agua.

Cuando el aire desciende por la otra vertiente se calienta en función del gradiente adiabático saturado. Pero contiene menos agua que antes, es decir, hay un menor número de gotitas de agua para evaporar. Después de bajar 1000 metros, por ejemplo, y al ser la temperatura de 10,2ºC, la evaporación es total. El calentamiento se efectúa más tarde según el gradiente adiabático seco, a razón de 1,0ºC por cada 100 metros. Al pié de la montaña la temperatura del aire es de 20,2ºC. En otras palabras, después de pasar sobre la montaña el aire se vuelve más cálido que antes. El calor liberado por la condensación sólo se reabsorbe en parte por la evaporación; el "excedente" contribuye a aumentar la temperatura del aire. Este caso es conocido por los meteorlógos como Efecto Fóehn.

Cuarto caso

En los ejemplos anteriores el aire era cálido. Pero imaginemos ahora que es bastante más frio y el aire llega al pié de la montaña con una temperatura de 6,0ºC.

La condensación se produce, por ejemplo, a 300 metros; el aire está entonces a una temperatura de 3,0ºC. Su temperatura, disminuyendo a continuación según el gradiente adiabático saturado, es de 0,0ºC a 800 metros. Podría pensarse que las gotitas de agua que forman la nube van a transformase en hielo, pero esto no ocurre siempre. Con frecuencia comprobamos que ésta transformación se efectúa de una forma muy progresiva y sólo es completa cuando la temperatura alcanza los -40,0ºC. Cuando las gotas de agua permanecen en estado líquido por debajo de los 0ºC, se dice que están en estado de sobrefusión.

Este estado es precario. Un automovilista que atraviese la montaña, cuando llega a una altitud en la que la temperatura es inferior a 0ºC, puede observar que su parabrisas se cubre de escarcha. De hecho, basta un simple choque (o la presencia de impurezas en el aire) para que las gotitas de agua derretidas se transformen instantáneamente en hielo.

Para analizar todas las transformaciones del aire posibles, hay que señalar por último que cuando éste es muy frio el vapor de agua que contiene se transforma directamente en hielo sin pasar antes por el estado líquido. A éste fenómeno se le llama sublimación.

Las nubes formadas por cristales de hielo aparecen a gran altitud (por encima de los 6000 ó 7000 metros) y son fácilmente reconocibles por su aspecto sedoso y su blancura resplandeciente. Son los cirros. Las nubes que contienen gotas de agua son más grises y se encuentran a menor altitud, aunque se sabe que también pueden aparecer a altitudes en las que la temperatura es bastante inferior a 0ºC.

BIBLIOGRAFIA: METEOROLOGIA MARINA

ED. Tutor-Náutica

 

CLIMATOTERAPIA

Desde los tiempos más remotos se han venido practicando los tratamientos en base al sol y al agua para combatir algunas enfermedades. En el mundo clásico eran muy famosas éstas terapias y se sabía del beneficio que producía para la salud la moderación de ciertas condiciones climáticas como la temperatura del aire, el grado de humedad, la pureza del aire o la exposición a los rayos del sol. En la actualidad, la combinación ideaal de estos elementos y su aprovechamiento para restablecer y mejorar la salud es lo que se conoce con el nombre de Climatoterapia.

La climatoterapia es una disciplina de la hidrología médica (la que estudia las aguas minero-medicinales como agente terapéutico y sus acciones sobre el organismo), que se encarga de establecer la relación que existe entre el clima de una zona y el tratamiento de ciertas enfermedades. Se basa en el conocimiento de los elementos que definen el clima de un determinado lugar, tales como la temperatura, la humedad, presión atmosférica, precipitaciones, viento, la cantidad de radiación e incluso las cargas eléctricas. También influyen la situación geográfica, la altitud, la latitud y la proximidad al mar. La terapia consiste en tratar de curar las dolencias exponiendo al enfermo a las condiciones climáticas adecuadas para cada caso. Desde el punto de vista preventivo, es una técnica ideal para el bienestar y nuestra salud.

En términos generales puede establecerse la siguiente clasificación según el grado de humedad en el ambiente y la situación geográfica del lugar. En primer caso, se distinguen los climas secos de los húmedos y, dentro de estos, sus variedades: frio, templado, cálido, con o sin exposición al sol; mientras que en el segundo, se agruparían los climas de montaña, los de baja altitud y los marítimos. Si combinamos todos estos grupos podemos obtener múltiples variaciones.

Las patalogías que más frecuentemente recurren a este tipo de cura suelen ser las de carácter crónico: Asma, insuficiencias cardíacas y respiratorias, bronquitis, reumatismo; pero las posibilidades de una curación total son más bien escasas, aunque el paciente consigue aliviar su estado casi nada más comenzar con el tratamiento. Sin embargo, otros tipos de enfermedades pueden tener resultados mucho más eficaces como la astenia, anemia, agotamiento físico y mental, raquitismo, afecciones óseas, tuberculosis, psoriasis, etc.

Agotamiento físico y mental

Montaña húmedo

Una buena dieta que incluye agua fría y bebidas de frutas saladas, un descanso adecuado y la práctica de ejercicio, permiten mantener el cuerpo en óptimas condiciones para resistir y vencer los efectos del agotamiento. La mayoría de las veces el uso de medicamentos sólo conduce a un aumento del grado de intoxicación.

Anemia

Montaña con exposición al sol

Tenemos anemia cuando el porcentaje de glóbulos rojos en la sangre o la concentración de hemoglobina caen por debajo de lo normal. Al trasladarnos a la montaña estimulamos la producción de glóbulos rojos. A los pacientes con anemia grave se les debe suministrar oxígeno.

El clima de montaña resulta beneficioso parala prevención y alivio de cierto tipo de enfermedades.

 

Asma

Clima cálido y húmedo a baja altitud.

Los pacientes con asma tienen los tubos aéreos con un estrechamiento variable, lo que hace tener una respiración intermitentemente difícil. Entre los factores que desencadenan una crisis asmática están la contaminación del aire, el polvo en suspensión, el humo, ejercicio físico y los cambios bruscos de las condiciones meteorológicas (temperatura, humedad, presión, vientos fuertes, etc.) A estos enfermos no se les debe llevar a zonas de gran altitud ni a lugares con ambiente frío.

Astenia

Clima fresco

La astenia es una sensación generalizada de cansancio, fatiga y debilidad psíquica y física, originada frecuentemente por el estress o por depresiones moderadas o graves. Un lugar de clima cálido tiende a debilitar las fuerzas del organismo. La astenia primaveral se atribuye al cambio climático estacional, aunque no es relevante, y el cansancio es leve y dura poco tiempo.

Bronquitis crónica

Clima seco con exposición al sol y al calor

Cuando los bronquios están inflamados o infectados, entra y sale menos aire a los pulmones produciéndose tos con expectoración. La bronquitis crónica empeora con un clima frío y húmedo o cuando amentan las concentraciones de polvo y contaminantes en el aire. Por eso se recomienda ir a zonas donde el ambiente sea seco y el aire esté limpio. Los programas de ejercicios físicos ayudan a evitar el deterioro y mejoran la capacidad del paciente.

Insuficiencia cardíaca

Baja altitud y ambiente fresco

El corazón bombea la sangre y ésta llega a todo el cuerpo a través de las venas y los vasos capilares, según lo requieran las necesidades metabólicas. Cuando las demandas sobre el corazón son superiores en relación con el metabolismo se produce la insuficiencia cardíaca. El aire al nivel del mar, rico en oxígeno, facilita la ventilación normal de los pulmones reduciendo el riesgo de dos síntomas: la disnea (falta de aire) y la fatiga (disminución del gasto cardíaco). Los pacientes se sienten mejor en lugares frescos.

La estancia a la orilla del mar también es aconsejable en dolencias particulares.

Insuficiencia respiratoria

Baja altitud.

Una persona de 75 kg de peso necesita un aporte de 0,5 g. de oxígeno por minuto en condiciones de reposo o baja actividad. Como la presión parcial de oxígeno es mayor a nivel del mar, todo paciente con insuficiencia respiratoria experimentará una  mejoría, pues el aire es rico en oxígeno, facilitando la respiración.

Psoriasis

Clima cálido con exposición al sol y al agua del mar.

Las células cutáneas migran desde la base de la epidermis, donde nacen, hacia la superficie de la piel. Este proceso, en una piel normal, tarda unos 25 dias en completarse. Pero en el caso de la psoriasis éste proceso de acelera, de modo que el ciclo completo se completa en unos 4 ó 5 dias. La piel se inflama y entonces constituye una barrera menos eficaz contra las infecciones que llegan del exterior. La exposición adecuada, progresiva y vigilada a los rayos del sol, a nivel del mar o por debajo de éste, tienen unos inmejorables efectos bactericidas y biológicos importantes.

El sol y el agua del mar constituyen los mejores remedios naturales para combatir o mitigar la psoriasis.

Raquitismo

Marítimo cálido con exposición al sol

La luz solar es necesaria para que el cuerpo humano sintetice la vitamina D; de esta forma, el cuerpo absorbe el calcio y el fósforo. El recubrimiento excesivo del cuerpo con ropa o las exposiciones inadecuadas al sol, originan la deficiencia de ésta vitamina. A nivel del mar el espesor de la atmósfera es mayor y filtra más cantidad de radiación solar, por lo que la exposición a los rayos del sol, con las debidas precauciones, puede prolongarse por más tiempo.

Tuberculosis pulmonar

Ambiente seco y ventilado con exposición al sol

A los pacientes con tuberculosis transmisible no se les debe enviar a la montaña. En cambio, cuando al enfermo se le ubica en una habitación con buena ventilación, sin humedad y expuesta al sol, experimenta una notable mejoría.

BIBLIOGRAFIA

Calendario meteorológico. Año 2004

INM

 

INUNDACIONES 

Las riadas son avenidas impetuosas del agua de un río que después de una gran crecida se desborda, o bien la de una torrentera en el terreno adecuado que inunda el campo y, a veces, las poblaciones.

La inundación se produce cuando una gran cantidad de agua en relación con una situación meteorológica adversa, se acumula en zonas bajas y desborda sus límites naturales o artificiales. En el campo y las ciudades anegadas se producen daños materiales y en circunstancias extremas o catastróficas también la pérdida de vidas humanas. En casos excepcionales las inundaciones pueden ser beneficiosas, por ejemplo al retirarse el Nilo después de las inundaciones anuales, pues deja un limo protector que en el pasado propició el desarrollo de toda una cultura como la egipcia.

Las inundaciones pueden producirse súbitamente o lenta y gradualmente. Las primeras son repentinas y se deben a fuertes trombas de agua descargando de una intensa tormenta sobre algún punto de una cuenca hidrológica, o en terrenos con una estructura geológica peculiar, como pueden ser barrancos o fuertes declives y por donde el agua discurre imparablemente. Las que se producen gradualmente en extensas zonas se deben al desbordamiento de los ríos como consecuencia de las descargas de agua que llegan a la cuenca procedentes de borrascas intensas de larga duración, producidas allí mismo o en zonas distantes agua arriba.

Conos de deyección

 La tragedia del Camping de Las Nieves, en Biescas, el 7 de agosto de 1996 y el desastre de Badajoz el 5 de noviembre de 1998, con tan elevadas pérdidas de vidas humanas así como de daños materiales, ganaderos y domésticos, produjo un gran impacto en la opinión pública. Por decisión del Ministerio de Medio Ambiente se organizaron grupos de estudios y seminarios para descubrir lo que denominaron conos de deyección o lugares susceptibles de graves peligros de inundación, con el objeto de evitar asentamientos humanos en esas zonas. Es decir, lo mismo de siempre: Cerrar el corral cuando las ovejas ya se han escapado.

Por el momento se descubrieron 278 conos de deyección o puntos muy peligrosos con riesgo de inundación en cerca de 3500 tramos fluviales. Aunque debe haber muchos más, éstos son los de mayor incidencia. El Camping de Biescas estaba situado en uno de ellos: En el torrente del rio Arás, afluente del Gállego.

 

La terrible avenida del Camping las Nieves. Foto tomada de Google

 

El número de conos de deyección (los más peligrosos), distribuídos por cuencas hidrográficas se muestra en el cuadro siguiente:

Inundaciones en España en el siglo XX

En los últimos 100 años las riadas más importantes en las distintas cuencas y los consiguientes desastres han sido publicados en los últimos calendarios editados por AEMET. Seguramente no figuran todos los casos de inundaciones, pero al menos sí aparecen los que dejaron una mayor huella en la memoria de las gentes. Destaca el mínimo de Galicia donde sólo se dió un caso importante, en el mes de septiembre, en la cuenca de Mondoñedo (Lugo), con destrucción de casas, cosechas y puentes. Las cuencas más afectadas han sido las de la vertiente mediterránea, Turia, Júcar y Segura y las del Pirineo Oriental y el Llobregat, especialmente en otoño, donde el desbordamiento de los ríos ocasionaron numerosas víctimas, enormes desastres agrícolas y pérdidas materiales. Las ricas y fértiles huertas quedaron anegadas por el agua y el lodo. Aunque lo peor es que las riadas se produzcan en épocas anormales cuando nadie las espera, arrasando los cultivos en su periodo de desarrollo más crítico.

Como ya hemos comentado, las inundaciones de producen siempre por exceso de agua debido a las borrascas profundas de gran energía que atraviesan el territorio lentamente y cuando los embalses alcanzan el nivel crítico que obliga a desagüar el agua retenida por los aliviaderos. Además, es de gran importancia la estructura del terreno. En Galicia el agua apenas corre por la superficie pues el terreno es muy permeable y el agua se filtra hacia el subsuelo; de ésta forma, las inundaciones (salvo excepciones) son de poca importancia y se producen en raras ocasiones. En cambio, si el terreno es impermeable, actúa como una costra resistente a la infiltración y el agua corresponde en su mayor parte a la escorrentía (agua sobrante) produciendo la inundación. Otra causa ya señalada es el perfil orográfico puntual o local. Si el terreno tiene una gran pendiente el agua se derrumba como una catarata depositándose en la zona baja. España es un lugar donde ésas condiciones se dan en muchos lugares dada su complicada orografía, críticas en situaciones tormentosas; las tormentas en España, al menos en algunas zonas, son las más duras de Europa.

 La predicción de río

Aunque el problema es difícil y complicado un río puede ser controlado por el hombre. Por un lado, disponiendo de una buena predicción de la variación de la crecida con respecto al tiempo y por otro, con la infraestructura adecuada en los puntos más peligrosos y la adopción de los medios adecuados para evitar o paliar los efectos del desbordamiento.

En las condiciones actuales muchos daños podrían ser evitados si las avenidas o crecidas se pudieran preveer con la suficiente antelación con el objeto de organizar y establecer los protocolos de defensa disponibles. La condición esencial para que los avisos sean eficaces es que lleguen al lugar afectado antes de que se produzca la situación de emergencia; aunque la predicción sea certera de nada sirve si llega tarde; sólo serviría para fines estadísticos. Otro factor de especial relevancia para evitar los daños producidos por inundaciones sería la no concesión de asentamientos humanos en lugares susceptibles de ser inundados: orillas de cauces, ramblas o desembocaduras de rios o afluentes. Las infraestructuras que no respetan la dinámica fluvial, corren el riesgo de sufrir sus consecuencias. Tras una catástrofe, los mandatarios de turno se echan las manos a la cabeza y se deshacen en condolencias, buenas palabras y mejores proyectos que sólo se quedan en eso.

La predicción de un rio no se improvisa fácilmente. Es necesaria una compleja organización que necesita la experiencia de varios años para conseguir resultados satisfactorios. En la actualidad ya se cuenta con mucha información en cada cuenca hidrográfica y en AEMET. Resumiendo, la estructura a utilizar sería la siguiente:

 

1. Red de Observación en tierra. Constituída por la red pluviométrica de AEMET y los datos de aforos de las Confederaciones Hidrográficas. Con ésta información pueden realizarse los imprescindibles (aunque laboriosos) estudios climatológicos previos que hoy en día son resueltos con la ayuda de los ordenadores.

2. Red Local. La información de la Red General se recibe actualmente en tarjetas climatológicas o programas específicos, su periodicidad es mensual por lo que no puede ser utilizada más que para estudios "post mortem". Hay que interesar de las comunidades más afectadas la instalación de una Red Local Operativa, para lo cual pueden utilizarse los observatorios de la Red Básica, haciendo las oportunas gestiones cerca de los actuales colaboradores voluntarios para que, al menos, hagan dos observaciones diarias (lo ideal serían 4, relativas a precipitación y estado del río). Por desgracia, la red de colaboradores está en franco descenso, por lo que en áreas sin datos podrían instalarse algunos pluviómetros cuya lectura es tan elemental que no se necesitan estudios específicos para su vigilancia y control.

3.Comunicaciones y difusión de la información. Las observaciones deberían realizarse simultáneamente y de forma sincronizada para poderlas interpretar en cada intervalo de tiempo, una vez concentradas en el punto más conveniente. Desde aquí, se enviarían al punto o Centro de Predicción por el medio más rápido posible: correo electrónico, teléfono, teletipo, radio, etc.

4. Estaciones de radar. Las subidas bruscas del nivel de un río obedecen a precipitaciones copiosas de violentas tormentas agrupadas en racimos sobre algún punto de la cuenca, que descargan en el mismo río o en sus proximidades. El radar meteorológico permite identificar la evolución del grupo, la intensidad y la posible cantidad de precipitación de cada elemento aislado.

5. Estaciones de radiosondeos. Proporcionan información sobre la estabilidad de la atmósfera para apoder evaluar la zona tormentosa.

6. Mapas meteorológicos sinópticos. Permiten el diagnóstico y pronóstico del tiempo con una antelación de al menos 72 horas. Los mapas a mayor escala del tiempo tan sólo pueden utilizarse para intuir la tendencia.

7. Satélites meteorológicos. Señalan con exactitud todas las frormaciones nubosas y permiten un seguimiento continuo y actualizado. Además, proporcionan medidas valiosas sobre viento, temperatura, estado del río, agua equivalente de una capa de nieve, radiación solar e incluso la humedad del suelo.

En suma, la operación consiste simplemente en conocer "in situ" el estado del río en todo momento y predecir su evolución con respecto al tiempo para poder emitir los avisos oportunos.

 

Elfos y duendes...eléctricos

En los últimos veinte años ha salido a relucir que, en ocasiones, una familia de misteriosos fenómenos eléctricos se forma en la atmósfera muy por encima de los sistemas tormentosos muy grandes. Como tantos avances de la ciencia, el descubrimiento fué completamente accidental. En el año 1989, John R. Winckler, un profesor de la Universiad de Minnessota estaba probando una cámara de baja iluminación muy sensible para el lanzamiento de un cohete. Al ver la cinta, Winckler advirtió un fotograma que parecía haber captado una gigantesca columna de luz elevándose sobre una nube de tormenta. Se la enseño a un colega, Walt Lyons, que estaba desarrollando un sistema de detección de rayos en la universidad, y ambos llegaron a la conclusión de que no se trataba de un fallo técnico. Parecía alguna clase de descarga eléctrica, hasta entonces desconocida.

En los años siguientes, Lyons se convirtió en una autoridad mundial en la delicada tarea de filmar esos fenómenos eléctricos desde una plataforma de observación en su casa de Colorado. Los científicos estuvieron muchos años sin ponerse de acuerdo en cómo llamarlos, hasta que en 1994 el uso de un profesor del término "duendes" fué aceptado, pues pareció apropiado para esos fenómenos mágicos, fugaces y hermosos que se entendían tan poco. Aparecen tan sólo durante unas décimas de segundo, apenas lo suficiente para poder captarlos a simple vista, y con frecuencia tienen la forma de gigantescas medudas rojas con tonos azulados en sus filamentos.

Iniciándose a una altitud de unos 70 kilómetros, los duendes se elevan hasta 90 ó 95 kilómetros y descienden hasta una altura de entre 25 y 20 kilómetros. Las fotografías sugieren que ni siquiera tocan las nubes que están por debajo de ellos. Tienen lugar sobre enormes sistemas de tormenta y aparecen inmediatamente después de una clase particular de rayo debajo de ellos. Conocidos como rayos nube-tierra positivos, no son los más típicos si se tiene en cuenta que sólo suponen entre el cinco y el diez por ciento de todos los relámpagos. Aunque las "medusas" son las más corrientes, los duendes asumen toda una variedad de formas que les han granjeado nombres como "duendes brócoli", "duendes pulpo" o "duendes Carmen Miranda".

Esquema de la formación de los "duendes"

Hasta el momento los científicos no han alcanzado un acuerdo respecto a que son exactamente, en especial porque tienen lugar en la zona por encima de la troposfera y la estratosfera conocida como Mesosfera, una zona que siempre se había creído eléctricamente inerte.

Tras el descubrimiento casual de Winckler, equipos de investigadores atmosféricos han peregrinado hasta el centro de obsevación de Lyons, que se conoce como la "central de duendes". Con cámaras en tierra así como con otras instaladas en aviones y en la lanzadera especial, los investigadores han identificado dos formas más, al parecer relacionadas, de descargas eléctricas sobre nubes de tormenta. Se han bautizado con nombres tan evocadores como "elfos" y "chorros azules".

Los elfos no son perceptibles a simple vista puesto que duran menos que una milésima de segundo, pero, como los duendes, aparecen al mismo tiempo que los rayos nube-tierra positivos. De no tener una vida tan breve, lo que hace que resulten casi invisibles, probablemente se verían también de color rojo. Adoptando la forma de enormes "donuts" en expansión, los elfos nacen a una altura de entre 95 y 105 kilómetros en la atmósfera y se extienden hasta alcanzar cientos de kilómetros de diámetro.

Los chorros azules son apenas visibles; se trata de eyecciones desde la cúpula de los cumulonimbos, a velocidad de entre 80 y 160 kilómetros por segundo, alcanzado altitudes de 40 kilómetros antes de desvanecerse. Como los elfos, resultan mucho menos frecuentes que los duendes. Aunque no parecen relacionados de forma específica con los rayos nube-tierra, sí se generan sobre tormentas con índices de rayos elevado.

BIBLIOGRAFIA: GUIA DEL OBSERVADOR DE NUBES

Gavin Pretor-Pinney

 

EL RADAR METEOROLOGICO  ( II )

Dentro del RADOMO (la esfera situada en la parte superior) se sitúa la antena del radar, la cual gita 360º variando la inclinación en cada vuelta, desde un ángulo inicial que puede variar entre 0,5 y 1º, hasta unos 25º de inclinación máxima en el último barrido de la antena; en total, 20 elevaciones. Cuanto más se aleja el haz emitido desde el emplazamiento de radar, más se eleva, de manera que, en principio y, si la primera elevación del barrido fuera de 0,5º a 200 kilómetros de distancia, el haz del radar llegaría hasta unos 4000 metros. De todas formas esto no deja de ser una idealización, por que hay algunos elementos que influyen directamente en la inclinación del haz, como por ejemplo el índice de refracción de la masa de aire que atraviesa el pulso de energía. A la izquierda y en la parte media se sitúa la antena de retransmisión de los datos.

Radar meteorológico de Asturias

 Cuando el radar funciona, el sistema transforma la energía eléctrica que recibe en energía electromagnética, la cual se libera  en forma de pequeños pulsos. Como lo que interesa es detectar hidrometeoros, el sistema emite un haz con una longitud de onda que sólo éstas partículas sean capaces de devolver, en parte, al sistema que, con la información recibida y mediante un proceso adecuado, las trasnforme en datos últiles para el seguimiento meteorológico.

El radar puede trabajar en dos modos de operación: Normal y Doppler. En el primero de los casos, el radar llega hasta los 240 km de radio, con una resolución de 2x2 kilómetros. En el modo Doppler el alcance máximo es la mitad del alcance anterior, pero con una resolución de 1x1 kilómetro. Cuando el radar trabaja en modo Doppler, puede medir desplazamientos del blanco meteorológico, basándose para ello en ése efecto (alteración de la frecuencia -o la longitud de onda- prodicida por el movimiento relativo entre la fuente emisora y el detector).

 

Productos de radar más utilizados

PPI (Plan Position Indicator)

Es uno de los productos más utilizados. Permite visualizar la áreas en donde se está produciendo precipitación y, muchas veces, si ésta es intensa. Es el que da los datos más cercanos al suelo y trabaja tanto en modo normal como Doppler.

Radar PPI del País Vasco  (Vizcaya)

 

CAPPI (Constat Altitude Plan Position Indicator)

Existen CAPPI,s a diferentes alturas. El CAPPI 0, se utilizaba para calcular el producto de acumulación. El CAPPI 1, se utiliza para elaborar los productos de predicciones (Forecast). Cuando se visualizan las imágenes de los distintos CAPPI,s aparece un círculo blanco (que no aparece en la imagen del PPI). Esto significa que, fuera de ése círculo, los datos que aparecen no corresponden a la altura del CAPPI en cuestión, sino que pertenecen a datos del PPI. En la práctica sólo se utiliza en modo normal, el cual proporciona 12 CAPPI,s, que van desde el nivel del suelo hasta unos 16 kilómetros de altura.

ECHOTOP

Este producto indica la altura a la que se han podido detectar ecos con un valor superior a 12 decibelios. Cuanto más alto sea el ECHOTOP significa que, en ése punto, la nube está muy desarrollada y tiene partículas capaces de producir precipitación. Existe sólo en modo normal.

Radar ECHOTOP del País Vasco  (Vizcaya)

PERFIL VERTICAL

Esta imagen es una de las más utilizadas en la vigilancia operativa, dando información sobre el desarrollo que presenta un sistema, su contenido en partículas de precipitación, forma de los ecos (importante para conocer el tipo de convección que está teniendo lugar). Sólo funciona en modo normal. Al igual que en el caso de ECHOTOP, también es posible obtener un perfil vertical en modo Doppler, pero no se utiliza en predicción operativa.

Perfil vertical del radar del País Vasco  (VIzcaya)

ACUMULACION

Este producto representa la acumulación media por kilómetro cuadrado de cada cuenca en el periodo de tiempo que se especifique: Cada hora, cada 24 horas, de 00Z a 00Z, ó de 07Z a 07Z. Este producdto es un cálculo a partir del producto radar (del ENS, que es la estimación de reflectividad al nivel del suelo). Básicamente es el PPI en modo normal, al que se le aplica una corrección basada en el perfil vertical de reflectividad calculado cerca del radar. Es decir: No es un dato pluviométrico medido realmente  con un pluviómetro y da mejores resultados en áreas llanas y zonas próximas al radar.

Acumulación en el radar del País Vasco  (Vizcaya)

 

El modo DOPPLER

En los radares actualmente operativos de AEMET, cuando el radar trabaja en modo Doppler, lo hace con una resolución de 1 x 1 Km., y un radio de alcance de 120 kms, con ocho elevaciones que van desde un ángulo de 0,5º a un máximo de 11º en la última elevación o "pasada". Aunque existen más productos, los más utilizados son el PPI y el WINR (datos de viento).

Modo normal el PPI del radar de Asturias

Modo PPI en Doppler del radar de Asturias

 

Imágenes de viento (WINR) en modo Doppler

Las imágenes de viento en modo Doppler indican la velocidad y dirección del viento en la radial del radar. Para su representación en imágen se considera que, los valores negativos de ésta componente radial de viento indican acercamiento del blanco hacia el radar, representándolos con unos colores de la gama azul al verde; los valores positivos de la componente radial indican alejamiento del blanco con respecto al radar y son representados en la gama de colores marrón-naranja-amarillo.

Imagen en Doppler de viento en el radar de Asturias

 

VIL (vertical Integrated Liquid)

El VIL es un producto que mide en Kg/metro cuadrado los valores de la masa de agua líquida que contendría una columna de un mero cuadrado de sección y 16 kms de altura. Para su cálculo el sistema radar realiza la integracion CAPPI a CAPPI del contenido en agua líquida por unidad de volumen, calculada a partir de la reflectividad de cada CAPPI. No tiene en cuenta el contenido en vapor de agua, pues éste no da reflectividad en el radar. A distancias alejadas del radar (100 a 150 kms), no da valores fiables.

VIL en el radar del País Vasco  (Vizcaya)

La densidad del VIL se define como el valor del VIL en un punto del Grid (malla), dividido por el valor del ECHOTOP en ése punto de grid, y viene dado en gramos por metro cúbico. este producto se utiliza en la aplicación YRADAR.

VIL y perfil vertical en un caso de convección severa en el radar del País Vasco  (VIzcaya)

 

VAD: Velocity Azumut Display

Se trata de un sondeo de vientos realizados en un cilindro (imaginario) de unos 20 kms en torno al emplazamiento del radar. Para ello el sistema calcula las características de viento horizontal partiendo de los datos de viento radial obtenidos por el radar trabajando en modo Doppler. El VAD se realiza cada media hora.

Imagen del perfil de viento ó VAD

 

La altura a la que aparecen datos va desde los 600 hasta los 3400 metros de altura. Se añade el ploteo de viento a cada nivel asi como la altura del nivel. 

Los valores de velocidad horizontal se interpretan con facilidad por que pueden compararse con los que aparecen en el radiosondeo más próximo y en los modelos numéricos.

Perfil de viento (VAD)

 

V.VVER, indica la velocidad vertical del viento en m/segundo. No representa corrientes ascendentes sino sólo valores promedio en el nivel considerado.  DIVER, da valores positivos y negativos de la divergencia de la velocidad horizontal, de manera que cuando el dato sea positivo habrá divergencia y si es negativo, convergencia. La interpretación de los datos de ésta columna no debe hacerse a cada nivel, sino entre nieveles.  RMS es la desviación cuadrática media de la velocidad en cada nivel. Es un parámetro de control de calidad de los datos VAD. Cuanto mayor es éste valor, peor es la calidad de los datos.

Composición del radar nacional (STAP)

 

La aplicacion YRADAR

Esta aplicación ha sido desarrollada por el STAP (Francisco Martín León), con el fin de realizar un análisis de las estructuras y células convectivas mediante los datos de los radares regionales. En esencia consiste en una combinación de datos radar y datos del modelo HIRLAM, que  permite calificar, cuantificar y preveer la situación actual y la evolución de las células tormentosas.

Se utiliza en la predicción operativa diaria de los GPV (Grupos de Predicción y Vigilancia).

Aplicación YRADAR

 

Fiabilidad de los productos radar

Hay que tener en cuenta que el haz del radar, en su desplazamiento, puede atravesar zonas de la atmósfera con distinto nivel de refracción, lo cual tiene como resultado una inclinación del haz hacia arriba o hacia abajo. Un caso muy típico es cuando existe una inversión térmica en la zona por donde atraviesa el haz de ondas del radar. este hecho hace que el haz se incline hacia abajo respecto al índide de refracción normal y por tanto chocará con obstáculos que se encuentren a mas baja altura.

El tamaño de las gotas de precipitación es determinante en la señal del radar. Si las gotas son pequeñas, la imagen devuelta es menor que si se trata de gotas grandes, por lo cual, en el caso de una lluvia continua o llovizna,  el radar subestimará la cantidad de precipitación.

También hay casos de sobreestimación de la precipitación por ejemplo, cuando debajo de la capa de nubes existe una zona cálida y seca, ya que la precipitación puede evaporarse en parte al atravesar ésa capa. Otro caso de sobreestimación de la precipitación es lo que se conoce con el nombre de "banda brillante" que consiste en la aparición en imagen de una banda donde la señal aumenta bruscamente (PPI en modo Doppler), debido a que el haz ha detectado una zona en la que coexisten cristales de hielo fundido rodeados de gotitas de agua. Esta señal aparece a unos 300 metros por debajo de la isoterma de 0ºC, lo cual, si se identifica correctamente, puede servir para conocer la altura real de dicha isoterma.

Los ecos de tierra delimitan zona en las que el radar no da datos fiables. Un ejemplo práctico sería el del efecto que los Picos de Europa tienen en las imagenes del radar de Asturias. Por ésta razón, el radar del País Vasco "vería" mucho mejor, puesto que no tiene obstáculos orográficos tan altos en el camino del haz.

Efecto de los "lóbulos laterales"

Para comprender qué significan hay que tener en cuenta que cuando la antena emite un pulso de energía, ésta energía no se emite en su totalidad en la dirección del eje de la antena, sino en todas direcciones, de manera que, además de un lóbulo principal, que contiene casi toda la densidad de potencia, aparecen también uno lóbulos laterales de mucha menos densidad de potencia. Estos lóbulos laterales también pueden chocar con obstáculos en las proximidades del radar y dar ecos no deseados que tienen el aspecto de  ecos concéntricos con el radar y no corresponden a blancos meteorológicos.

CURSO DE OBSERVADORES

SANTANDER, 2006