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

EL RADAR METEOROLOGICO ( I )

Un radar meteorológico es un tipo de dispositivo utilizado en meteorología para localizar precipitaciones, calcular sus trayectorias y estimar sus tipos (lluvia, nieve o granizo). Además los datos tridimensionales pueden analizarse para extraer la estructura de las tormentas y su potencial de trayectoria y de daño. Por último, los ecos de las precipitaciones y de atmósfera clara del radar meteorológico permiten estimar la dirección y la velocidad del viento en las zonas bajas de la atmósfera.

Su utilización comenzó en la Segunda Guerra Mundial, cuando los operadores de radar notaban ruidos en ecos de retorno debido a elementos meteorológicos. Después del conflicto los científicos militares volvían a la vida civil o continuaban en las Fuerzas Armadas investigando el desarrollo de uso para aquellos ecos.

La red de radares de AEMET.

 

En la actualidad la Agencia Estatal de Meteorología dispone de 15 radares meteorológicos repartidos entre la Península, Baleares y Canarias, que cubren todo el territorio nacional, tal y como podemos ver en la imagen siguiente:

Modos de operación del radar

•La forma en que la antena se mueve, condiciona el modo de operación de un radar. La antena puede moverse en azimut (dirección, medida en grados, en el sentido de las agujas del reloj, respecto al Norte), en elevación y además puede emitir en dirección radial. 

•La antena del radar funciona manteniendo fija una o dos coordenadas y variando las otras.

•Los radares del INM funcionan de manera que la antena realiza un barrido completo para un azimut determinado y variando la elevación del haz en cada barrido: Modo de operación PPI (Plan Position Indicator).

Otros modos de la forma que opera la antena son:

RHI

Range Heigh Indicator:  La antena en este caso funciona fijanzo un azimut y haciendo un barrido en elvación desde el límite inferior al superior.

HTI

Heigh Time Indicator: La antena fija la elevación y el azimut y emite ecos en la dirección radial.

RTI

Range Time Indicator: Es similar a la anterior, con la antena apuntando horizontalmente, de manera que en la representación en vez de alturas aparecen distancias.

HARPI

Heigh Azimut Range Position Indicator: La antena realiza un barrido en azimut para cada elevación, pero sólo toma datos a una distancia determinada. Al cambir la elevación, el barrido se realiza en una dirección paralela a la anterior.

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LA GLORIA MATUTINA

Algunas veces, cuando he estado hojeando libros sobre las clases de nubes, me he encontrado con una muy especial. La foto aérea mostraba una nube baja, larga y lisa, con forma como de tubo, que se extendía de una punta a otra del horizonte, muy parecida a un rodillo. El cielo, casualmente, estaba completamente despejado por delante y por detrás de la nube. Esta se había formado sobre un paisaje dominado por la selva y los ríos que corrían tortuosos por el terreno. Podría tratarse de una "nube ola". En realidad el pié de foto explicaba que tenía un nombre propio: La gloria matutina.

La nube sólo se forma en una de las partes más remotas de Australia: la zona del golfo de Savannah, en el norte de Queensland. Cuanto más leía sobre este tipo de nube, más me maravillaba: Me enteré de que la Gloria matutina puede extenderse casi mil kilómetros y moverse a una velocidad cercana a los 60 kms/hora. Más aún: Un pequeño grupo de pilotos recorre miles de millas a través de Australia con la esperanza de encontrarla. Esperan durante los meses de primavera (entre septiembre y octubre), en el minúsculo asentamiento de Burketown donde suele formarse la nube, con sólo una misión: Planear sobre la Gloria matutina.

 El doctor Doug Christie, de la Escuela de Investigación de Ciencias Terrestres de la Universidad Nacional Australiana, es un experto en alteraciones de ondas atmosféricas de gran amplitud. En la década de los setenta, ciertas lecturas captadas en el microbarógrafo del centro de investigación de la citada universidad despertaron su interés. Determinó que la Gloria matutina era causada por ondas individuales de aire muy intensas, que consiguió emplazar en el Golfo de Carpentaria, a 650 kilómetros al norte de Burketown.

Desde que visitó por primera vez ésta población en 1980, Christie ha realizado numerosos experimentos en ésa región y ha dado con la explicación más aceptada para el fenómeno de la Gloria matutina. Según él, la nube se forma en el centro de una enorme ola solitaria de aire, que parece originarse con frecuencia sobre la península del Cabo York, en el extremo nordeste del Golfo de Carpentaria. Esta ola puede viajar como una cresta independiente. Según Doug, es casi seguro que resulta de una colisión de corrientes marinas de aire opuestas sobre el cabo York.

Las condiciones climáticas que hacen aparecer la Gloria matutina son una buena brisa marina soplando todo el dia, la cual llevará consigo una buena porción de vapor de agua y creará una buena "guía de onda". Significa algo así como alisar el aire a lo largo de la ruta por la que viaja la nube, para que sea menos probable que la onda solitaria se quiebre y se disipe al aproximarse a la costa. Cuando todas éstas condiciones coinciden con un sistema de altas presiones sobre la península del Cabo York, está casi garantizado la aparición de la Gloria matutina.
 

NUBES QUE HACEN RECADOS

Los antiguos poetas de la India siempre consideraban el inicio del monzón una época de gran romanticismo, de forma muy parecida a cómo los poetas románticos veían a la primavera. Las lluvias monzónicas traen consigo el alivio del infernal calor del verano hindú, hacen revivir los jardines con abundantes colores y fragancias e inspiran a los pavos reales salvajes a iniciar sus extraños rituales de apareamiento. Los mensajeros que anuncian semejante transformación no son otros que los cumulonimbos, los cuales les ha granjeado un lugar especial en los corazones hindúes. Este hecho nunca ha sido más bellamente expresado que en un poema del más importante de los poetas en sánscrito, Kalidasa, escrito en algún momento entre el año 50 a.C. y el año 400, d. C.

Se llama "Meghaduta", que significa "la nube mensajera" y en él se habla de un "yakhsa", uno de los semidioses, responsable de guardar los tesoros y jardines pertenecientes a Kubera, el dios hindú de la riqueza. Ese yakhsa cuyo nombre desconocemos no había cumplido bien con sus obligaciones (quizá había olvidado cerrar bien el almacén de joyas de inimaginable valor del dios, pero no lo especifica), de manera que su señor le echó una maldición: Lo desterró de su hogar en el Himalaya y lo obligó a pasar un año sólo en los montes Vindhya del centro de la India.

Vagando sin rumbo de una ermita a otra entre las montañas, el yakhsa no tenía más que hacer que suspirar por su esposa allá en su hogar y contar los solitarios meses que le quedaban para volver. Cuando llevaba ocho meses de exilio, advirtió un oscuro cumulonimbo aferrado a la cima de la montaña. Sólo podía significar una cosa.

 

 

El yakhsa sabía que era en la estación del monzón cuando los hombres viajeros regresan con sus esposas y la visión de aquella nube intensificó aún más su anhelo. Al percatarse de que el viento del sur arrastraría la nube en dirección a su hogar en el Himalaya, decidió pedirle que le llevara un mensaje a su amada esposa:

"...Tú eres el refugio, oh nube de los afligidos...Llévale por tanto a mi amada un mensaje mío, separado como estoy de ella por la ira del Señor de la Riqueza.

Cuando aparezcas en el cielo en toda tu magnificencia, qué otro hombre, cuya vida no dependa de otro como la mía, podrá desatender a su esposa, afligida por la separación..."

 

Le dio a la nube indicaciones detalladas para llegar hasta su ciudad natal en el norte. Le señaló en que rios del camino podía detenerse a beber y le sugirió qué cumbres montañosas podia abrazar para descansar. El yakhsa le describió con lirismo las escenas que encontraría la nube en su viaje. En la ciudad de Ujjayini, por ejemplo, vería muchachas bailar en el santuario de Shiva y al sentir caer las primeras gotas de lluvia alzarían las miradas con excitación, pues sabían que sus amados no tardarían en regresar.

"...Sin duda el rostro de mi amada, apoyado en su mano, con los ojos hinchados por llorar en exceso, con el labio inferior de otro color por la calidez de sus suspiros y sólo parciualmente visible porque el cabello despeinado caerá sobre él, tendrá el mísero aspecto que tiene la luna cuando tú te interpones y ocultas su luz..."

Advirtió al nubarrón que no asustara a su esposa, sino que la despertase con una fina brisa, que la refrescara con su gotitas y que se asegurase de que los rayos quedasen sofocados en su interior. Le pidió que la consolara con truenos suaves, que le dijera que no renunciara a esperarlo, pues la maldición que lo tenía separado de ella no tardaría en acabar. Una vez transmitido el mensaje, la nube sería libre de alejarse flotando y disfrutar del esplendor de la temporada de lluvias.

El yakhsa de Kalidasa se despide del cumulonimbo con un deseo: Que la nube mensajera nunca tenga que sufrir la cruel separación de su amado consorte. El rayo.

 

 

 

EL HUMO Y LAS CONDICIONES ATMOSFERICAS

Todos hemos visto en alguna ocasión cómo se elevan los penachos de humo que salen de las zonas industriales, de las fábricas, centrales eléctricas o cualesquiera otras industrias que necesitan la combustión de materiales para la elaboración de sus productos.

Estas columnas de humo, en función del viento y de las características que en un momento dado se dan en la atmósfera, presentan una serie de variantes en cuanto a su distribución, forma o la altura que vayan ganando. En función de la forma que adoptan los penachos de humo podemos saber qué condiciones presenta la capa de aire más próxima a la tierra.

Las estelas de humo industriales tienen una gran importancia en varios campos: Tanto para la agricultura en general como para evaluar el flujo de aire sobre un aerogenerador (tan de moda últimamente en la cima de muchas elevaciones). De esta forma, se han establecido seis tipos característicos para dichas estelas, las cuales se representan a continuación:

El tipo "A" se denomina Cirriforme. Es un flujo turbulento en forma de rizo. En este caso la atmósfera es muy inestable y por la tarde es posible la formación de núcleos tormentosos, pero siempre que la atmósfera esté lo suficientemente húmeda.

La imagen "B" se llama Coniforme (en forma de cono) y se presenta en situaciones meteorológicas de moderada o débil inestabilidad.

En el caso de la figura "C", no existen corrientes verticales y el flujo es laminar. Se denomina "Liso".

En el dibujo "D", o Ascendente, la turbulencia sólo se desarrolla a cierta altura. Es un movimiento muy característico a la hora de la puesta del sol.

En el caso "E", o Descendente, existe una gran estabilidad  que hace descender el humo. Cuando la atmósfera presenta ésta característica son muy apropiadas las labores de fumigación en los campos.

Por último en el caso de la figura "F",(Calma) en la que el humo de la chimenea sube verticalmente, se trata de ausencia total de viento y las condiciones para la operación de los aerogeneradores son muy desfavorables.

LAS NIEBLAS

La niebla es una nube estratiforme en contacto con el suelo o a poca altura que envuelve al observador y reduce la visibilidad a menos de mil metros. Si la niebla es más tenue y la visibilidad horizontal está comprendida entre uno y dos kilómetros, el fenómeno se denomina neblina. En los mensajes meteorológicos se indican también otras reducciones de la visibilidad superiores a los dos kilómetros que apenas tienen interés agrícola, tales como el humo en las proximidades de las zonas industriales; la calima, formada por diminutas partículas de polvo que hace desaparecer el azul del cielo dándole un aspecto turbio, sucio y opalescente, y la bruma de las zonas costeras.

El proceso de formación de la niebla es muy simple pues se forma cuando el vapor de agua se condensa, ya sea por enfriamiento o por aporte de humedad a la masa de aire. La disipación se verifica por un proceso inverso, es decir, por calentamiento de la masa de aire o por que ésta pierde humedad.

En función del mecanismo que las origina, hay varios tipos de nieblas:

Niebla de radiación

En España se forma generalmente en invierno exclusivamente en tierra y nunca en el mar. En las noches claras, la masa de aire en contacto con el suelo se enfría debido a la radiación nocturna; en cierto momento, el vapor de agua se condensa y se hace visible en forma de niebla. En muchas ocasiones la niebla aparece justamente cuando el sol se asoma por el horizonte produciendo un ligero calentamiento y algo de viento que agite la mezcla para dar lugar a la condensación.

La niebla de radiación suele despejar en las primeras horas de la mañana o al mediodía, quedando el cielo despejado. El momento en que la niebla va a levantar y disiparse depende de varios factores. Si el viento aumenta y supera los 7 kms/h, comienza la desaparición del estrato en contacto con el suelo. Se han calculado fórmulas empíricas para determinar la temperatura de disipación (T dis), y es muy conocida la "fórmula de la monja" para el observatorio de Matacán (Salamanca):

                                                            T dis = T' (18,00Z) * 0,9 + 1,4

donde  T' (18,00 Z), es la temperatura del punto de rocío a las 18:00 Z. Este tipo de fórmulas deben tomarse con precauciones pues no siempre funcionan bien y es preciso determinarlas para cada lugar.

La niebla de radiación se forma con temperaturas superiores a los 0,0ºC, pues si desciende a valores negativos lo que se forma es escarcha. No obstante, excepcionalmente, también pueden formarse nieblas de radiación con temperaturas menores a 0,0ºC; entonces las gotitas de agua que constituyen la niebla están sobreenfriadas o en estado de subfusión. Se trata entonces de niebla helada que puede durar varios días sin levantar por la tarde y cuyo efecto más directo es la cencellada.

Las nieblas de radiación pueden afectar a extensos territorios del interior de la Península y hay que esperarla cuando en invierno el anticiclón de las Azores penetra en España dando lugar a un fuerte enfriamiento y a una gran estabilidad que son las condiciones ideales para que se produzca el fenómeno.

Niebla de advección

La niebla es un estrato en contacto con el suelo, por tanto las nieblas de advección se producen de la misma forma que las nubes de advección. En España son frecuentes en invierno, cuando una masa de aire húmedo marítimo tropical entra en la península por el Golfo de Cádiz, empujada por vientos del SW. Al extenderse e invadir las dos mesetas que están muy frías, la masa húmeda se condensa y se forma la niebla de advección. Así como en la niebla de radiación el viento está encalmado, en la advección sopla con cierta intensidad, pero si sobrepasa los 30 kms/h la niebla levanta quedando un estrato a baja altura.

Este fenómeno también ocurre a lo largo de las costas. Cuando la masa de aire cálido y húmedo pasa por encima de la superficie del mar (que se encuentra más fría), el vapor de agua contenido en el aire se condensa haciéndose visible. La forma que adopta la niebla es la de una nube muy baja en contacto con el suelo (o la superficie marina), que avanza empujada por el viento reinante que, a su vez, se desplaza desde el mar al continente. Mientras que en la zona costera el sol queda oculto por la niebla, un par de kilómetros tierra adentro el astro rey luce en todo su esplendor;  si en las zonas próximas a la costa la temperatura desciende varios grados (incluso hace frio), en el interior las temperaturas son agradables. La niebla no se extiende mucho hacia el interior, ya que el calentamiento del suelo producido por el sol la disipa inmediatamente.

NIebla de advección procedente del mar que avanza empujada por el viento hacia el interior, donde se disipa al encontrar una capa de aire más cálida.

Niebla de evaporación

Se producen por evaporación de ríos, lagos o grandes pantanos, principalmente en invierno cuando el agua está más caliente que el aire situado encima y se evapora formando la niebla. Son bastante frecuentes en el Guadalquivir, donde antes de las 10:00 Z ya se han disipado.

Niebla de ladera

Se produce en invierno cuando una masa de aire húmedo y estable empujada por el viento asciende por la ladera de barlovento de una montaña. En el ascenso, la temperatura disminuye y al alcanzar cierto nivel el vapor de agua se condensa formando la aniebla. Por el contrario, en la ladera de sotavento, la masa descendente se calienta y la niebla se disipa.

Niebla en las hondonadas del terreno

La brisa de montaña nocturna  consiste en un suave viento descendente que deposita la masa de aire en una hondonada del terreno. En invierno, al quedar estancada e inmóvil, ésta masa se enfría hasta alcanzar la condensación y se origina la niebla. El fenómeno no sólo se produce con la brisa nocturna. La niebla está muy influida por las ondulaciones del terreno, siendo mucho más frecuente en las áreas de menos altura. También se la conoce como "niebla de valles".

Niebla frontal

Se forma delante del frente caliente de una borrasca frontal, cuando el agua caliente que cae de los nimboestratos está a una temperatura más alta que el punto de rocío del aire. Entonces el agua se evapora al atravesar el aire frío que está debajo, se enfría debido a la evaporación y se produce la niebla. Este proceso se verifica por lo general en invierno, cuando los frentes cálidos son muy activos. La niebla suele durar de una a tres horas; luego levanta, pero queda una nubosidad estratificada.

Niebla de humo

Se forma igual que la de radiación, es decir, por enfriamiento nocturno. Se presenta en todas las épocas del año en las zonas industriales estimuladas por los humos de la combustión incompleta de hidrocarburos (gasolina, gas-oil, etc). Su frecuencia ha ido aumentando considerablemente coincidiendo con el desarrollo industrial. El famoso "cielo Velazqueño" de Madrid es ya un recuerdo para la historia, no sólo por la niebla de humo, sino por la polución de todo tipo. Lo mismo sucede en otras ciudades como Barcelona, Bilbao, Valencia o Sevilla. Para dar una idea de la importancia de estos minúsculos núcleos de condensación de las grandes ciudades, Madrid tiene actualmente 38 días de niebla cada año, mientras que en Barajas, a poca distancia, sólo registra 10 a pesar de la contaminación de los aviones. El caso de Valencia también es muy notable pues de 5 dias de niebla anuales que tenía en los primeros 70 años del siglo pasado, tiene en la actualidad 16 y además con tendencia a seguir aumentando. Esta niebla es el famoso "smog" inglés.

Nieblas en España

Las nieblas en España pueden ser de los tipos descritos anteriormente y se producen en cualquier época del año según sea la región afectada. En la imagen siguiente se representan el número medio de días de niebla, tanto en invierno como en verano. Hay que advertir que la orografía española es tan compleja que las variaciones entre puntos próximos pueden ser considerables pues un pequeño desnivel del terreno altera sensiblemente el valor de la medida.

Promedio de dias de niebla en España: A, en invierno; B, en verano

 

Las montañas, valles, ríos, costas y las zonas industriales condicionan de forma decisiva la formación de las nieblas. Destaca, por ejemplo, la zona del Montseny (entre Barcelona y Gerona) con altitudes que alcanzan casi los 3000 metros, donde la abundante nubosidad ocasiona niebla casi 200 días al año. Navacerrada es otra estación que registra más de 80 días al año. En Sevilla, con el estímulo de la humedad del río, se observan una media de 60 días de niebla al año. En Tablada (a poca distancia de Sevilla), la media es de tan sólo 38 dias.

En el interior de la Península predominan las nieblas de radiación en invierno como consecuencia del duro y frío clima continental de la estación, que si no son heladas, se disipan hacia el mediodía quedando tras ellas un cielo limpio y despejado. También puede haber nieblas de advección cuando sopla el aire marítimo tropical en invierno.

La influencia del mar se nota en las nieblas de verano especialmente frecuentes en la vertiente cantábrica, Galicia y en la costa meridional. En el interior, el exceso de caldeamiento en verano, impide la formación de éste tipo de nieblas.

Hay que señalar que la niebla en las zonas montañosas no puede considerarse como una niebla propiamente dicha, pues se debe a la nubosidad cuyo nivel de condensación está a una altura menor que los topes montañosos.