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La alarmante predicción del meteorólogo Mario Picazo de lo que pasará en España al final del verano

La alarmante predicción del meteorólogo Mario Picazo de lo que pasará en España al final del verano

Después de varios episodios de intenso calor en mayo, junio y julio, la temperatura del mar Mediterráneo ha subido hasta situarse en30ºC. Se trata de una cifra “anómala” que resulta preocupante para los meteorólogos, que sospechan que puede incrementar todavía más. Más información (Auto) Título noticia…

La alarmante predicción del meteorólogo Mario Picazo de lo que pasará en España al final del verano

Después de varios episodios de intenso calor en mayo, junio y julio, la temperatura del mar Mediterráneo ha subido hasta situarse en30ºC. Se trata de una cifra “anómala” que resulta preocupante para los meteorólogos, que sospechan que puede incrementar todavía más.

Mario Picazo, exjefe de meteorología de Telecinco y actual meteorólogo de Eltiempo.es, ha explicado el por qué de esta alarma:

El motivo es que, con el Mediterráneo a 30ºC, se convierte en una “fábrica de vapor de agua”, lo cual se traduce en mucho “calor y bochorno” este verano -como ya hemos podido experimentar-. No obstante, lo peor vendrá al final del verano e inicio del otoño, cuando se prevén inundaciones e impacto en especies marinas. 

Así, la previsión es que, cuando bajen las temperaturas por el final del verano, se den situaciones de DANA o gota fría, y que puedan haber episodios de lluvias muy intensas, ya que las altas temperaturas del mar pueden provocar la formación de nubes “muy enérgicas”.  

Lluvias Otoño Verano Calor DANA – Gota fria

¿Cuándo acaba la ola de calor? ¿Es cierto que llega una DANA?

La DANA se acerca y estas serán las consecuencias

¿Cuándo acaba la ola de calor? ¿Es cierto que llega una DANA?

Marta Almarcha

Esta temprana ola de calor de junio deja datos que asustan, como los 43ºC alcanzados este miércoles 15 en Talavera de la Reina (Toledo). Se han superado récords de altas temperaturas para el mes, tanto de máximas como de mínimas. En Aranguren (Navarra) se alcanzaron 36,9ºC cuyo anterior récord en junio era de 35,6ºC del año 2011. ¿Hasta cuándo durará esta ola de calor? ¿Es cierto que llega una DANA?

Este episodio se alargará hasta el sábado 18 de junio, y el domingo daremos por finalizada la ola de calor. ¡Sigue leyendo!

Entre el jueves y viernes no notaremos aún grandes diferencias en las temperaturas, con calor asfixiante en casi todo el país. Este jueves, con la DANA aproximándose al oeste peninsular, sí que bajarán en puntos de la vertiente atlántica, sobre todo en Galicia. Sin embargo, subirán de forma notable en el Cantábrico.

El viernes el calor podrá intensificarse un último día en zonas del norte y el este de la Península. La mayor parte de la Península y Baleares, seguirá con avisos por altas temperaturas, siendo algunos de ellos de nivel naranja. En Canarias, siguen al margen de la ola de calor.

El calor será sofocante el viernes y, como de costumbre, será más extremo en los valles de los grandes ríos. Allí se superarán los 42-43ºC, pero fácilmente, se superarán los 35-38ºC en el interior peninsular y zonas de Baleares.

Las noches también serán tórridas en amplias zonas del interior peninsular

Los cambios llegarán el fin de semana. El sábado habrá un descenso de las máximas en la mitad oeste peninsular, que puede ser muy acusado en algunas zonas, pero también bajarán en el área mediterránea.

Sin embargo, el calor podrá ser muy intenso en el interior este, pudiendo resultar allí viernes y sábado las peores jornada de la ola de calor: El sábado subirán un último día en el País Vasco y Navarra y ¡en Bilbao se podrán alcanzar los 40ºC! El sábado sería el último día de intenso calor en la zona centro, ya que el domingo las temperaturas continuarán en descenso.

Ya el domingo, según las últimas actualizaciones, se producirá un brusco descenso térmico en todo el país. Las máximas bajarán entre 5 y 10 grados en muchas zonas y quedarán por debajo de los 30ºC en Galicia y el Cantábrico, Castilla y León, muchas zonas de Extremadura y del este de Andalucía, así como Canarias.

El calor en el este y en Baleares, se prolongará hasta el martes.

A partir de entonces, con temperaturas diurnas más cercanas a lo normal para la época, se dará por concluida esta ola de calor. Ya la próxima semana, el lunes y el martes, parece que las temperaturas seguirán en la misma línea. Hará calor, pero no será asfixiante.

La insolación en una situación de estabilidad ha favorecido el progresivo ascenso de las temperaturas jornada tras jornada, sobre todo en zonas del interior, y notándose este efecto sobre todo en los valles. Las máximas superan de esta forma los 42-43ºC en el Guadalquivir, Guadiana, Tajo y Ebro.

VÍDEO: LLEGARÁ UNA DANA Y LA OLA DE CALOR FINALIZARÁ EL DOMINGO

Esta situación, que viene desde la semana pasada, cuenta con el refuerzo de la configuración atmosférica actual: con una DANA (depresión aislada en niveles altos) situada al margen occidental de la Península Ibérica se produce advección cálida desde el sur, trayendo hacia España el aire africano que contiene además polvo sahariano. 

El fin de semana llegará el esperado alivio térmico.

Sin embargo, el sábado se formará una borrasca en el Golfo de Vizcaya asociada a esa DANA, con el aire frío acercándose hacia nuestro territorio. De este modo la DANA podrá empujar esa masa de aire cálida y comenzarán a bajar las temperaturas durante el fin de semana.

¿Qué efectos producirá el acercamiento de la DANA? Irá retirando la calima hacia el Mediterráneo y provocará precipitaciones al noroeste. Sin embargo, ni la DANA llegará a situarse sobre el mapa de España ni se esperan lluvias o tormentas generalizadas como en otras ocasiones. La situación será en general de estabilidad, solo en el norte el tiempo será fresco y lluvioso.

No ocurría una ola tan temprana desde 1981. Aunque hay precedentes de olas de calor en junio muchos otros veranos (10 desde el año 1975), lo cierto es que hay una clara tendencia al aumento en la frecuencia de éstas durante este mes: de todas las olas de calor de junio, 8 se han dado en los últimos 25 años, mientras que sólo 2 se dieron entre 1975 y 1999.

Además se trata de un episodio muy extremo para mediados de junio, resultando estas temperaturas que se están dando excepcionales en el registro. Esta ola podría dejar incluso algunos récords para el primer mes del verano.

En este 2022 está muy presente la tendencia que se observa en los veranos en España debido al cambio climático: los veranos cada vez comienzan antes y duran más. También va en la línea con lo que se espera de las olas de calor, cada vez más frecuentes e intensas en los meses estivales.

Tras haber tenido un mayo de récord de calor en nuestro país, con un primer episodio de altas temperaturas que dejó hasta 42ºC ahora estamos viviendo una ola de calor de duración intermedia ya que puede abarcar casi una semana. 

El índice de radiación ultravioleta es extremo o muy alto en España estos días, coincidiendo este episodio de ola de calor con la fecha cercana al solsticio de verano. Será aún más elevado (extremo) en zonas altas y en las Islas Canarias, situadas a una latitud más baja que el resto del territorio.La situación de altísimas temperaturas tras muchas semanas sin precipitaciones generalizadas, también aumentan el riesgo de incendios, siendo durante estos días extremo en casi toda la geografía. Además, la probabilidad de tormentas por la tarde en zonas de montaña también puede empeorar las condiciones con aumentos locales del viento. 

La ola de calor marina que preocupa a los meteorólogos: esto es lo que podría pasar de cara al inicio del otoño

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¿Cómo se interpreta el gráfico de barras que aparece en las estaciones meteorológicas digitales?

Se trata de la tendencia barométrica, es decir, la variación de la presión atmosférica con el tiempo. En la base del gráfico (absisa) está el tiempo (-24H, significa 24 horas antes; -12H, 12 horas antes; -6H, 6 horas antes y así sucesivamente hasta el valor actual (0 H). A la derecha, en la ordenada del gráfico, está la variación de la presión atmosférica. Siendo 0 que no ha variado; +2, +4, +6, etc. que se ha incrementado en esos valores y -2, -4, -6, etc. que ha disminuído en esos valores.

A raíz de esta respuesta surgieron nuevas preguntas…

En la variación de la presión el incremento o la disminución ¿Es sobre el valor anterior?

No, es la variación respecto del valor de presión que figura en el display.

En la ordenada del gráfico ¿Por qué es mayor la numeración en disminución (<-8) que la de incremento (>+6)?

Porque los descensos de presión suelen ser más bruscos.

¿Qué significan las iniciales H, M, L, a la derecha del gráfico de las fases lunares?

Se trata de indicadores de marea (high, medium, low).

¿Dónde puedo conseguir los datos del tiempo de años atrás para una determinada localidad?

Visitando la página clima de Tutiempo, busca la localidad que corresponda. Selecciona la fecha para el «Histórico».

¿En qué ciudad del mundo es de noche las 24 horas? ¿Cuánto dura está situación?

Todas las ciudades que estén al norte del Círculo Polar Artico, o al sur del Círculo Polar Antártico (66.5º de latitud norte y sur respectivamente), tienen al menos un día completo sin noche, o bien, una noche de 24 horas, sin día (o noche polar). Esto se debe a la inclinación del eje terrestre respecto del plano de la órbita que describe la Tierra en su traslación alrededor del sol (que es de 23,5º), responsable también de las estaciones.

Si tenemos en cuenta el movimiento de traslación de la Tierra, vemos que conforme va avanzando a lo largo de los meses, el eje de la Tierra se mantiene siempre inclinado 23,5º apuntando a la estrella Polar, pero va cambiando su dirección respecto al Sol. Durante el 21 de junio, el Polo Norte está mirando hacia el sol (empieza el verano en el Hemisferio Norte y el invierno en el Sur). Astronómicamente decimos que ha llegado el Solsticio. Vemos cómo todo el círculo polar ártico está iluminado durante las 24 horas que dura la rotación diaria de la Tierra y que los rayos del Sol caen perpendiculares sobre el Trópico de Cáncer. Todo el Hemisferio Norte está más iluminado que el Sur, los días son más largos que las noches en esa mitad Norte. Lo contrario ocurre en el Hemisferio Sur. El Sol no llega al Polo Sur aunque la Tierra de una vuelta completa sobre su eje.

Tres meses más tarde, hacia el 22 de Septiembre, llegamos al Equinoccio, día de la entrada del otoño en el Hemisferio Norte. En este momento el Sol da de lleno sobre el Ecuador y llega rasante a los dos Polos. Los dos Hemisferios quedan igual de iluminados y, en esta fecha, el día y la noche tienen doce horas cada uno.

Hacia el 22 de Diciembre tenemos la situación opuesta a Junio. Ahora es el Hemisferio Sur el que está más iluminado. El Sol cae sobre la línea del Trópico de Capricornio y el Polo Sur está permanentemente iluminado, mientras que no llega luz al Polo Norte. Y llegamos así al 21 de Marzo, día del Equinoccio, es decir, de la entrada de la Primavera para el Hemisferio Norte y del Otoño para el otro Hemisferio. La situación es la misma que teníamos en Septiembre. El Sol vuelve a estar sobre el Ecuador y no hay diferencias entre el Norte y el Sur.

Así que esa inclinación del eje terrestre es lo que produce las diferencias de temperatura que caracterizan a las estaciones del año porque hace que el Sol se vea más alto o más bajo sobre el horizonte al mismo tiempo que los días se hacen más largos o más cortos.

Estos recorridos del Sol son idénticos si viajamos hacia el Este o el Oeste, es decir, si no cambiamos de latitud.

En cambio, las diferencias de duración de los días y las noches son diferentes si cambiamos de latitud. Por ejemplo en Oslo, la capital de Noruega, en verano, los días son larguísimos, más de 19 horas. En cambio, en invierno, el Sol sólo luce durante menos de 5 horas. No amanece hasta cerca de las diez de la mañana y se hace de noche antes de las 3 de la tarde. ¿Qué ocurre si viajamos aún más al norte, por ejemplo en el círculo polar? En el círculo polar, más al norte aún pero todavía a 2600 km del Polo, ocurre algo extraordinario para quienes habitamos en las latitudes medias. Si estamos allí el 21 de Junio veremos al Sol a determinada altura hacia el sur a las 12 del mediodía. Conforme avance la tarde, irá bajando lentamente. A las 6 de la tarde habrá llegado al Oeste y seguirá acercándose al horizonte… Estará allí, sobre el horizonte a las 9…. a las 10…a las 11…. Y a las 12 rozará el horizonte justo por el Norte para seguir su camino elevándose, nuevamente, en la mañana de un día que no ha tenido un solo momento de noche. Esto se conoce como el Sol de Medianoche. La contrapartida llega el 22 de Diciembre. Ese día el Sol no llega a salir sobre el horizonte. No hay día. Sólo noche y crepúsculo.

La duración de la noche polar se va incrementando a medida que nos acercamos al polo, en donde dura aproximadamente 6 meses.

En Laponia (Finlandia), más precisamente en la ciudad de Rovaniemi que está justo en el Círculo Polar Artico, se congregan muchas personas para presenciar el famoso «sol de medianoche» durante el solsticio de verano. En cambio durante el día del solsticio de invierno, el sol nunca sale.

Los animales homeotermos mantienen su temperatura interna constante. Ello implica una serie complicada de procesos relacionados: conducción térmica en los tejidos, sudor, jadeo, órganos de ventilación, constricción y dilatación de vasos sanguíneos, etc. En un día muy caluroso…¿Se favorecerá la vasoconstricción o la vasodilatación? ¿Por qué?

En un día muy caluroso se favorece la vasodilatación periférica con disminución del volumen circulante, lo que hace que la afluencia de sangre a los riñones sea menor y por lo tanto se reduzca la producción de orina, para de esta manera ahorrar agua. Dos mecanismos muy importantes para la pérdida de calor del organismo son la transpiración y la convección, y estos dependen de la vasodilatación cutánea ya que es necesario que el calor interno del cuerpo sea conducido hacia la piel. Es la sangre la que hace este trabajo, y para que esta transferencia sea más eficaz, el organismo dilata los vasos sanguíneos de la piel. De esta manera el flujo sanguíneo es atraído hacia la superficie del cuerpo donde es expuesto al enfriamiento. Esto explica el motivo de enrojecer cuando tenemos calor. La vasoconstricción, por el contrario, es un mecanismo para la conservación del calor.

Si en un pantano de 30 metros de profundidad con abundantes restos orgánicos en el fondo que producen metano, una burbuja de metano de 2cm3 se desprende del fondo ¿Qué volumen ocupará al llegar a la superficie?

Esta pregunta me lleva a la Ley de Boyle-Mariotte: si fijamos la cantidad de gas y su temperatura, pero modificamos la presión a la que se halla sometido, veremos que cuanto mayor sea la presión, menor será el volumen que ocupe. «Si no varía la temperatura a la que se encuentra un gas, el producto del volumen que ocupa por la presión que ejerce es constante. Matemáticamente, la ley de Boyle-Mariotte puede enunciarse P0*V0=P1*V1en la que los subíndices 0 indican la presión y volumen inicial y los subíndices 1 la presión y el volumen después».

En este caso, tendríamos que reemplazar los valores de profundidad por valores de presión. Debemos distinguir entre presión relativa y absoluta. La primera de ellas, es la presión que ejerce el líquido sin tener en cuenta al aire que tiene por encima (la presión aumenta 1 atmósfera por cada 10 metros de profundidad). La segunda, es la presión relativa + la presión atmosférica.

Si consideramos que la presión a nivel del mar es de 1 atmósfera y la presión relativa a 30 metros de profundidad es 3 atmósferas, entonces la presión absoluta será de 4 atmósferas. Llevando esta información a la fórmula de Boyle-Mariotte: P0*V0=P1*V1==> 1 atm* Vo = 4 atm * 2 cm3 ==> Vo= 8 cm3 (Es decir que el volumen de la burbuja de metano será 4 veces mayor al llegar a superficie)

Para el cálculo del índice de productividad forestal potencial existe una variable llamada G, la cual representa la duración del periodo vegetativo. ¿Cómo hallo este valor?

El índice fitoclimático de Paterson se expresa: I = (V . f . p . G) / (A . 12)

siendo:

V, temperatura media mensual del mes más cálido.

A, diferencia entre la temperatura media de las máximas del mes más cálido y la media de las mínimas del mes más frío.

f = 2500/(n+1000), con n= número medio de horas de insolación anual.

p, precipitación anual.

G, duración del período vegetativo, en meses. Este dato es el número de meses en los que las precipitaciones (en mm.) sean superiores al doble de la temperatura media del mes (en ºC) siempre que la temperatura supere los 6ºC.

En 1977 Gandullo y Serrada introdujeron la siguiente modificación (supone un monte asentado sobre un suelo maduro, con espesura normal de masa, buen estado fitosanitario y tratamiento adecuado). La producción de la especie de mayor rendimiento, compatible con la estabilidad del medio, viene dada por:

Producción (m3 madera/(ha año))= K 5,3 (log I –log 25)

Siendo K un valor tabulado que depende de la litofacies, introducido por Gandullo

¿Por qué se produjeron las glaciaciones?

Si bien no se sabe con certeza el por qué de las glaciaciones existe una teoría ampliamente aceptada que es la de Mílutin Milánkovitch. Él propuso (en las décadas del 20 y del 30) un mecanismo astronómico para explicar los ciclos glaciales que constaba de tres factores: la inclinación del eje de rotación terrestre, la forma de la órbita terrestre y la precesión.

1) La inclinación del eje de rotación terrestre, fluctúa desde los 21,5º hasta los 24,5º en periodos de 41.000 años. Al aumentar la inclinación resultan más extremas las estaciones en ambos hemisferios.

2) La forma de la órbita terrestre, con menor intensidad, también afecta a las variaciones estacionales. En períodos de aproximadamente 100.000 años, la órbita se alarga y se acorta. La excentricidad de la órbita terrestre varía desde el 0,5%, correspondiente a una órbita prácticamente circular, al 6% en su máxima elongación. Cuando la elipse alcanza su excentricidad máxima se intensifican las estaciones en un hemisferio y se moderan en el otro. Se considera que la variación de la excentricidad de la órbita terrestre ejerce un efecto mucho más débil sobre la intensidad de radiación solar por que su contribución directa al cambio de irradiación sobre la Tierra es menor que el 0,1%. Sin embargo la frecuencia de las últimas glaciaciones es cercana a los 100.000 años.

3) La precesión del eje de rotación de la Tierra describe una circunferencia completa cada 25.790 años. La precesión es responsable de que el verano de un hemisferio caiga en un punto de la órbita cercano o lejano al Sol. Lo que se produce es un refuerzo de las estaciones cuando la máxima inclinación del eje terrestre coincide con la máxima distancia al Sol.

Apoyándose en esta teoría, Vladimir Koeppen sugería que lo que conduce a una glaciación no es una sucesión de inviernos rigurosos, sino la reducción de la insolación en verano, que dificultaría la fusión de los hielos formados en el invierno.

Ninguna teoría explica por sí misma una glaciación, por lo que pudieron producirse por una conjunción de factores sumados al efecto astronómico. Estos pudieron ser:

* Una disminución de la actividad solar. La temperatura media de la Tierra depende de la cantidad de radiación solar que llega a la Tierra. Esta cantidad de radiación depende de las manchas solares. Las manchas solares son zonas oscuras sobre la superficie del Sol cuyos tamaños pueden superar varias veces al de la Tierra. Se trata de zonas relativamente más frías y se hallan asociadas a fuertes campos magnéticos. La actividad del Sol también se manifiesta en las fulguraciones y el viento solar, que proyectan partículas subatómicas hacia el espacio interplanetario. Este flujo de partículas es responsable de buena parte de la radiación cósmica que bombardea a nuestro planeta. El número de manchas solares no es constante a lo largo del tiempo, sino que aumenta o disminuye en ciclos de, aproximadamente, once años. Pero los ciclos de once años son muy cortos para reflejar un cambio en la atmósfera, debido a la inercia a mantener el clima de esta. Además, las variaciones que tienen lugar en este ciclo son muy débiles. La actividad del sol tiene otro ciclo de 80 años, que al ser más largo, podría influir en la atmósfera.

* Las variaciones climáticas están determinadas, también, por fluctuaciones de la concentración en el aire de gases responsables del efecto invernadero, la actividad volcánica, los cambios en las corrientes oceánicas, las inversiones magnéticas y en la tectónica de placas.

– Las erupciones volcánicas lanzan a la atmósfera grandes cantidades de cenizas que permanecen en suspensión durante años, reduciendo el brillo del Sol y bajando la temperatura media de la atmósfera. Este mecanismo también puede funcionar tras el impacto de un gran meteorito, pero estos episodios son más esporádicos. Para que el polvo volcánico origine una era glacial sería necesario un ciclo volcánico muy violento y sostenido a lo largo de años y en todo el mundo. Se relaciona con las glaciaciones por el hecho de que al provocar la emisión de grandes cantidades de polvo a la atmósfera se impide la llegada de los rayos solares a la superficie, provocando el enfriamiento de la corteza terrestre. Si la superficie de la tierra no se calienta la nieve acumulada del invierno no se derrite. Si la nieve no se derrite, al invierno siguiente habrá más nieve acumulada, que reflejará más la poca luz del sol que llegue (la tierra no absorberá calor) que no logrará derretirla, y así año tras año se iría acumulando más nieve que no se derrite en verano.

– Las inversiones magnéticas se consideran como posible factor que desencadena una glaciación porque en el proceso de inversión se debilita el campo magnético. La mayor presencia de rayos cósmicos provoca, en la troposfera la formación de nubes, lo que genera un enfriamiento de la Tierra. Un campo magnético fuerte canaliza las radiaciones hacia los polos, fenómeno observable en las auroras boreales, calentando las capas altas de la atmósfera. Claro que lo normal es suponer que una mayor incidencia de la radiación favorece el calentamiento de la atmósfera.

– También la disposición de los continentes, y la tectónica de placas, tiene influencia en el clima global. La Tierra no está estática, la superficie de la misma se compone de una serie de placas continentales que flotan sobre el manto y se mueven sobre el mismo a un ritmo que no notamos. Este movimiento se manifiesta con los terremotos y las erupciones volcánicas. Hubo un momento en la historia del planeta en que una de estas placas se movió hacia el polo sur, la Antártida. El polo norte no tiene sobre él ninguna placa, pero están muy cerca y lo rodean dejándolo encerrado. De esta forma, las corrientes marinas de aguas cálidas procedentes del ecuador no pueden penetrar en él y calentarlo. Groenlandia aún sigue cubierta por los hielos en un 80%, está semihundida porque el peso del hielo es muy alto (en algunos lugares el espesor del mismo es de 3 km.). De esta forma, con las placas continentales dispuestas así , el hielo reina tanto en el polo norte como en el sur, favoreciéndose la acumulación progresiva de hielo, si se dan otras condiciones añadidas como son los movimientos planetarios con respecto a su eje y a la traslación alrededor del sol.

Si las tierras emergidas se concentran en las latitudes bajas, el clima tiende a ser más cálido, ya que los mares (en las latitudes altas) conservan mejor el calor dificultando la aparición de hielo permanente; mientras que cuando los continentes se concentran en las latitudes altas las temperaturas bajan, ya que las aguas cálidas tropicales no dulcifican el clima polar.

Hacia el futuro los cambios en los parámetros orbitales de la Tierra conducen a un enfriamiento gradual con un máximo dentro de unos 100 mil años. A ello hay que superponer los efectos antropogénicos. En la actualidad se observa un retroceso en la mayoría de los frentes glaciarios, asociado a un calentamiento del planeta. De seguir este proceso los efectos serían profundos, generando un ascenso en el nivel medio del mar hasta 70 metros. Lo que se sabe es que en este período interglaciar, las masas de hielo no han llegado a retroceder tanto como lo llegaron a hacer en anteriores períodos interglaciares.

¿Por qué bajas presiones se asocian a mal tiempo y altas presiones a buen tiempo?

Aunque no siempre baja presión en superficie significa mal tiempo y alta presión buen tiempo, esta afirmación tiene sustento en que las bajas presiones están asociadas a movimientos de ascenso. Cuando el aire asciende, se enfría, se satura y el vapor de agua que contiene se condensa formando nubes y posteriormente precipitaciones. En cambio las altas presiones se asocian a movimientos de descenso. Cuando el aire desciende se calienta y seca. Esto es contrario a la formación de nubes y por lo tanto se asocia a buen tiempo. De todas maneras, deberás recordar que más que el valor de la presión es importante la variación de la presión en el tiempo. Si la presión disminuye, se espera que el tiempo desmejore. Si la presión aumenta , se espera que el tiempo mejore. Pero para esto es necesario conocer cómo varía normalmente la presión durante el día, es decir, la marea barométrica. ¿Siempre hay mal tiempo en las bajas presiones y buen tiempo en las altas presiones?

¿A qué altura comienzan a sentirse los efectos de la hipoxia y cómo se manifiestan esos efectos?

Los efectos de la hipoxia aparecen por encima de los 3000 metros. Estos son, entre otros, cefalea, fatiga, insomnio y malestar gastrointestinal. Su incidencia tiende a ser mayor en las mujeres que en los hombres. Aparte de la escasez de oxígeno, en las alturas hace frío y hay falta de humedad ambiental. En el caso de montañistas, el incremento de la respiración o hiperventilación, facilita la deshidratación. Debido al esfuerzo de escalar, inspira aire seco y expira aire húmedo con mayor frecuencia provocando la deshidratación del organismo. Por otra parte, en altura disminuye la sensación de sed y se afecta el mecanismo hormonal de la conservación del agua. Es frecuente que la exposición a la altura produzca insomnio. Ello implica tendencia a la fatiga y un posible retardo en las reacciones psicomotoras.

«Cuanto más pausado el ascenso tanto más probable es que se produzca una aclimatización adecuada a la altura y con ello, un trabajo efectivo en esa situación». Cuando al ascender no damos tiempo suficiente a que el organismo compense estos cambios del ambiente (lo que se denomina aclimatación) sucede o aparecen un conjunto de signos y síntomas conocidos con el nombre de Mal Agudo de Montaña (MAM)

¿Cómo se calcula con un emagrama la altura de mezclado?

Las concentraciones de contaminantes son inversamente proporcionales al volumen de mezcla el que está determinado, en su extensión vertical, por la altura de la capa de mezcla. En la capa mezclada, podemos suponer condiciones homogéneas de distribución de contaminantes. Por este motivo, gran parte de la variabilidad observada de un contaminante se explica por el valor de la altura de capa de mezcla.

La altura de mezclado puede estimarse intersectando la adiabática seca que corresponde a la temperatura de superficie, con la curva de estado del sondeo (es decir, con el perfil vertical de temperatura).

Cuando no se produce ninguna intersección, la altura de mezcla se puede extender a mayores alturas en la atmósfera. El aire que se encuentra debajo de la altura de mezcla conforma la capa de mezclado. Mientras más profunda sea esta capa, mayor será el volumen de aire disponible para la dispersión de los contaminantes.

¿Podría facilitarme una tabla para calcular la humedad relativa teniendo las lecturas de los termómetros seco y húmedo del psicrómetro, para valores de temperatura de más de 35ºC?

Puede utilizar la siguiente tabla. Deberá ingresar a ella con la temperatura del termómetro de bulbo seco y la depresión psicrométrica (es decir, la diferencia entre la temperatura del termómetro de bulbo seco y la del termómetro de bulbo húmedo)

Me gustaría saber si realmente ahorramos energía con el cambio de hora cada año en verano

El Horario de Verano permite optimizar el uso de la luz del sol. Consiste en adelantar una hora los relojes en el periodo en el que se tiene la mayor insolación del año. El principal objetivo del Horario de Verano es hacer un uso racional de la luz solar durante los meses de mayor insolación, para así obtener una reducción en el consumo de energía eléctrica para iluminación, equivalente a una hora de luz artificial por las noches. A través de esta medida se modifica la hora de encendido de la luz en las horas de mayor demanda de electricidad (de 7 a 10 de la noche), es decir en las llamadas horas pico. Durante las horas pico, los costos para producir electricidad son más elevados porque es necesario aumentar la capacidad de generación de algunas plantas eléctricas.

La aplicación del Horario de Verano significa, para el sector eléctrico, un desplazamiento de las horas pico, o demanda máxima de electricidad, a la par de una reducción en la misma. Entonces, con el Horario de Verano se desplaza una hora la demanda de electricidad para iluminación, es decir, la luz artificial en los hogares se comienza a usar una hora después y consecuentemente, una hora menos por las noches, por lo que el consumo en cada casa-habitación también disminuye. Esta situación puede parecer poco perceptible en el recibo de energía eléctrica de cada consumidor doméstico, sin embargo, es la suma de las reducciones en el consumo de cada uno de los millones de hogares del país, la que arroja beneficios considerables en materia de cuidado de energéticos.

Cuando se hace una observación de tormenta¿Qué datos hay que informar?

Se notificará la hora de inicio y finalización de la misma. Se aclarará siestá precipitando o no y el tipo de precipitación (lluvia, granizo, nieve).Además si es débil, moderada o fuerte. Si se produce en la estación, o estáa la vista y finalmente, si la tormenta está presente en el momento de laobservación o se produjo antes de la misma (fenómeno reciente).

¿Qué es el punto de rocío y cómo se determina?

El punto de rocío es un parámetro de humedad. Es la temperatura a partir de la cual el vapor de agua comienza a condensarse, por un proceso de enfriamiento, en pequeñas gotitas de agua y a presión constante.

Existe instrumental que lo mide directamente, se llama higrómetro de punto de rocío, pero no es tan frecuente su uso. En general se obtiene a través de tablas, teniendo los datos de temperatura del psicrómetro (temperatura de bulbo seco y de bulbo húmedo). Puedes consultar las tablas aquí.

Existe una muy buena aproximación para obtener este dato y es:

Td = T + 35 Log (HR)

Aquí Td es la temperatura de rocío, T es la temperatura de bulbo seco y HR es la humedad relativa.

¿De dónde puedo obtener la altura del Río Paraná a la altura del Delta?

La información la publica el Servicio Meteorológico Nacional. Allí está la altura crítica, la altura medida y la diferencia respecto del registro del día anterior. En el caso del Delta deberá leer la altura en Ibicuy.

¿Por qué se producen los truenos?

El trueno es el ruido asociado a la caída de un rayo. El motivo del ruido es el siguiente: el canal de descarga es un conductor gaseoso de un diámetro del orden de los 10 cm. Al recorrer el canal un gran pulso de corriente, se produce un calentamiento casi instantáneo del aire contenido (hasta 25.000ºC). Como consecuencia de este calentamiento rápido, el aire se expande localmente con una velocidad mayor que la del sonido, produciéndose una onda similar a la de una explosión.

¿De dónde puedo obtener imágenes satelitales de la provincia de Misiones, o más precisamente de la ciudad de Posadas?

La página web de la CONAE tiene un interesante archivo de imágenes satelitales. Allí, puedes consultar el catálogo y limitar la búsqueda a determinadas coordenadas geográficas y fechas.

¿Cuál es la precipitación media mundial? ¿Y la del Ecuador?

Si bien no dispongo de estadísticas puedo informarte que la precipitación media mundial es 970 mm. En las zonas agrupadas bajo el clima ecuatorial la precipitación media supera los 2000 mm anuales.

¿Cómo calculo la amplitud térmica de una ciudad?

La amplitud térmica es la diferencia que existe entre la temperatura máxima y la temperatura mínima.

Puedes calcular la amplitud térmica diaria, mensual o anual:

Los factores que afectan la amplitud diaria son: la latitud, la estación del año, la distancia al mar, la topografía del lugar, la altura sobre el nivel del mar y la nubosidad. Respecto de la latitud, se observa que la amplitud térmica diaria es mayor en bajas latitudes. Mientras que la amplitud térmica anual es mayor en latitudes medias.

Debido a su mayor capacidad calorífica y conductividad calórica el mar provoca una disminución de la amplitud térmica diaria y anual. Mientras que el continente se enfría y calienta más rápidamente, el mar lo hace más lentamente, su influencia en el aire se observa hasta varios kilómetros hacia el interior de los continentes. Por lo tanto existirá mayor amplitud térmica en áreas continentales, respecto de zonas próximas al mar.

La topografía favorece el enfriamiento del aire durante la noche (valels), existe menor amplitud en laderas y picos de montaña que en el llano. La amplitud es alta en el altiplano debido al intenso calentamiento durante el día y al gran enfriamiento nocturno. A mayor nubosidad se observa menor amplitud térmica (efecto invernadero).

¿Cómo se lee la fecha en este grupo del TEMP – TTAA 72111?

El grupo de fecha es el siguiente YYGGId, donde YY es el día. A este valor se le sumará 50 si el dato de viento se ha de expresar en Nudos. En caso contrario, el valor del viento estará expresado en metros por segundo – GG es la hora UTC – Id indica el último nivel standard para el que se informará este parámetro (viento)

En el ejemplo que enviaste, la fecha del informe es del día 22 del mes y año en curso. La hora del sondeo es 11 UTC. Los datos de viento se expresarán en Nudos (por ello al día del informe se le sumó 50) y habrá información de viento hasta el nivel de 100 Hpa.

¿Cómo se decodifican las alturas de los niveles standard de presión en el TEMP?

Las alturas en una atmósfera standard son las siguientes (los valores pueden variar levemente de acuerdo a la cantidad de decimales que se utilicen en la fórmula:

Z = [8430,153 * ln (1013,3/P1)]/[1+ 0,095 * ln (1013,3/P1)]

1000 Hpa: 111 mgp – 850 Hpa: 1457 mgp – 700 Hpa: 3012 mgp -500 Hpa: 5580 mgp – 400 Hpa: 7200 mgp – 300Hpa: 9198 mgp – 250 Hpa: 10414 mgp – 200 Hpa: 11852 mgp – 150 Hpa: 13631 mgp – 100 Hpa: 16002 mgp

¿Cómo se decodifica la siguiente parte del TEMP – 77148 29140 43344?

El identificador 77 indica que a continuación se dará el nivel del viento máximo

77PnPnPn dndnfnfnfn 4vbvbvava

Respecto de tu consulta: Nivel de viento máximo 148 Hpa – Viento máximo de los 290º / 140 Kt – La cortante vertical entre el nivel de viento máximo y 3000 Ft por debajo es de 33Kt, en tanto que entre el nivel de viento máximo y 3000 Ft por encima es de 44 Kt.

¿Qué información se da a continuación de los grupos 31313 y 51515 en el TEMP?

Grupo 31313 – Indicador del sistema de sondeo, estado, tiempo de lanzamiento: 31313 srrarasasa 8GGgg

Respecto del Grupo adicional 51515 se utiliza para transmitir información a nivel regional: A modo de ejemplo algunos códigos utilizados.

51515 101XX 0PnPnPnPn

a) Cuando el sondeo comienza dentro de los 25 milibares debajo de una superficie de presión standard, la altura de la superficie se divulga como 10190 PnPnhnhnhn. No se reporta el dato de temperatura. EJEMPLO: Asuma que el lanzamiento fue hecho desde 310 mbs y la altura en 300mb era 966 decametros. El nivel estándar divulgado pasado en la parte A es el nivel 400mb. Los datos para el nivel 300mb se divulgan en la parte A y B como 10190 30966

b) Cuando el sondeo no alcanza una superficie, pero termina dentro de los 25mbs de una superficie estándar, la altura de la superficie estándar se divulga en la parte A del código en formato estándar y también en al final de la parte A y B del código en el formato 10190 PnPnhnhnhn. EJEMPLO: Asuma que el sondeo terminó en 980mbs y la altura extrapolada del nivel de 1000mb era 115 metros. El nivel de 1000mb será divulgado en la parte A del código como 00115// y en la parte B como 10190 0015.

Se codifica solamente cuando el sondeo termina entre 850mbs y superficie. La presión superficial se divulga en la parte A como 99PoPoPo/ y en la parte B como 00PoPoPo/ cuando se extrapola la presión superficial el grupo 10191 es el último grupo de datos reportado en la parte B.

¿El TEMP codifica de alguna manera la altura a la que se alcanza la isoterma de 0ºC? ¿La depresión del punto de rocío se codifica igual que la temperatura (valores negativos en función de décimas impares)?

En primer lugar, el mensaje TEMP no codifica de manera particular la altura de la isoterma de 0ºC, aunque puede interpolarse teniendo en cuenta el último valor positivo y el primero negativo.

Respecto de la depresión del punto de rocío, se codifica con dos dígitos: para valores de depresión de punto de rocío de 00 a 50 se lee en ºC y décimas, es decir que 25 significará que al valor de la temperatura (sea negativo o positivo) hay que restarle 2,5ºC para obtener la temperatura de rocío. Entre 51 y 55 no se utiliza. De 56 a 99, se le resta 50 y se lee en grados enteros. Así por ejemplo para un valor de depesión de punto de rocío de 85, se leerá 35 y deberá restársele a la temperatura 35ºC para obtener la temperatura de rocío.

¿Qué es y cómo puedo calcular la temperatura virtual?

La Temperatura virtual (Tv) es aquella a la cual el aire seco, a la misma presión, tendría la misma densidad que el aire húmedo. Las curvas de temperatura y temperatura virtual tienden a igualarse en niveles altos, pero en niveles bajos pueden ser bien diferentes.

La fórmula es la siguiente:

Tv = T * [P – (0.37821 * e)]-1

Donde P es la presión atmosférica y e la tensión de vapor

Existe una aproximación para obtener este dato y es la siguiente:

Tv = T + 1/6 W(W = Relación de mezcla)

En un mismo día y con las mismas condiciones, si un termómetro colocado en el suelo marca 18ºC, cuánto marca si lo elevo a 10 mts, a 50 mts y 100 mts.

Teniendo en cuenta una atmósfera standard la temperatura disminuye con la altura a razón de 0.65ºC cada 100 metros. Por lo tanto, si en el suelo el termómetro marca 18ºC, los valores de temperatura a 10, 50 y 100 metros, serán los siguientes:

10 metros: 17.935ºC

50 metros: 17.675ºC

100 metros: 17.35ºC

¿Cómo puedo calcular la altura de una superficie isobárica?

Puedes emplear las siguientes fórmulas:

Z = [(R * To * ln (Po/P1)) / (g * (1 + (R * g * ln (Po/P1)) / (2* g)))]

Z = altitud del nivel de presión P1 (en metros)R = Constante de los gases =287.04 m2/seg2ºKTo = Temperatura en superficieg = gradiente térmico vertical (0.65º/100 metros)g = aceleración de la gravedad = 9.80617 m/seg2Po = Presión en superficie (en Hpa)P1 : Nivel de presión cuya altitud se desea conocer (en Hpa)

Z = ((R * Tm) / g) * ln (Po/P1)

Z = altitud del nivel de presión P1 (en metros)R = Constante de los gases =287.04 m2/seg2ºKTm = Temperatura media entre los niveles de presión P1 y Po – Se puede escribir como Tm = (To + T1) / 2 y como T1=To-g*Z, podemos escribir Tm=(To+To-(g*Z))/2 => Tm=To-g*Z/2, donde To es la temperatura en superficie (en ºK), g es el gradiente térmico vertical y Z es la altitudg = aceleración de la gravedad = 9.80617 m/seg2Po = Presión en superficie (en Hpa)P1 = Presión cuya altitud se desea conocer (en Hpa)

Para una atmósfera standard

Z = [8430,153 * ln (1013,3/P1)]/[1+ 0,095 * ln (1013,3/P1)]

Respecto del código TEMP, si un valor de temperatura de 21.5ºC positivos se codifica 214 ¿Cómo se codifica un valor de 21,4ºC?. Además, en el caso de la codificación de viento ¿Cómo codifico un viento de los 224º y 130 Kt?

Exactamente igual 214 (Como todos los valores positivos tendrán décimas de grado pares y todos los valores negativos, décimas de grado impares, en algunos casos la temperatura codificada tendrá una diferencia de una décima de grado con la temperatura real)

Respecto a la codificación del viento, en primer lugar la dirección se informa cada 5º (en lugar de 224º se informará 225º). Ahora bien, como el código TEMP consta de grupos de 5 números (no puede haber seis), no puede informarse 225130. Esto se resuelve de la siguiente manera, el último dígito de la dirección será 6 en lugar de 5. En nuestro ejemplo el código finalmente será 22630 (esto significa viento de los 225º 130 Kt). En el caso de que la dirección fuera 220º en lugar de 225º, al último dígito habrá que cambiarlo por un 1. Así se codificaría 22130 un viento de los 220º 130 Kt.

Punto de rocío y temperatura de bulbo húmedo ¿Son equivalentes? ¿Coinciden en una atmósfera saturada?

No son equivalentes. La temperatura de bulbo húmedo es la temperatura que marca un termómetro cuando el sensor está recubierto con un paño húmedo, desde el cual se produce evaporación (y enfriamiento) debido a ventilación natural o forzada. Mientras más seco es el aire, mayor es la evaporación y el enfriamiento asociado. Es decir, es la temperatura más baja a la que puede llegar el aire por la evaporación del agua en su seno. En cambio la temperatura del punto de rocío es la temperatura a la cual habría que enfríar el aire, en un proceso a presión constante, de modo de alcanzar el nivel de saturación (o en otras palabras, una humedad relativa de 100%). Su valor es más bajo que el de la temperatura de bulbo húmedo. Y, efectivamente, coinciden en una atmósfera saturada.

Quisiera un ejemplo de una región baroclínica que no sea un frente

Cualquier región en donde existe circulación del aire (es decir movimiento del aire en la horizontal (viento), y movimientos verticales) es una región baroclínica. Como ejemplos: la brisa de mar o de tierra, la brisa de valle o de montaña.

¿Qué condiciones se dan en el nivel de 600 Hpa para ser considerado de no divergencia?

Convergencia horizontal significa que llega aire de los alrededores moviéndose horizontalmente y se acumula en el lugar. En cambio, existe «divergencia» horizontal cuando desde el sitio es emitido aire, el cual es enviado horizontalmente a los alrededores. El nivel de 600 Hpa prácticamente no posee convergencia ni divergencia, motivo por el cual es denominado «Nivel de no Divergencia» (NND).

¿Qué es la Vorticidad Potencial?

Se define como el producto entre la vorticidad absoluta y la estabilidad estática. Vorticidad: Cuando las partículas de aire son arrastradas por el viento a lo largo de cuñas y vaguadas, presentan no solamente un movimiento de traslación, sino también una rotación sobre sí mismas. Esto ocurre siempre que haya un cambio en la velocidad (cortante) o en la dirección del viento. Esta rotación de las partículas sobre sí mismas se denomina vorticidad relativa. Si a este giro le sumamos la rotación de la Tierra (Coriolis), la suma de ambas vorticidades se denomina vorticidad absoluta. La estabilidad estática depende de la estratificación de la atmósfera, es decir del gradiente vertical de temperatura, y donde más inestable sea, más altos serán los valores.

Se utiliza este concepto (vorticidad potencial) para analizar la intrusión de aire o masa estratosférica en la troposfera. Como la tropopausa es el límite entre troposfera y estratosfera, en definitiva permite estudiar hundimientos de la tropopausa.

¿Puede formarse un cumulunimbus en una atmósfera estable?

Es una contradicción hablar de cumulunimbus y atmósfera estable. Una de las condiciones para la formación de cumulunimbus es inestabilidad. En aquellos casos en que existe algún mecanismo de ascenso y humedad suficiente, pero en una atmósfera estable, la nubosidad formada es estratiforme.

Teóricamente, en un frente estacionario ninguna de las masas de aire asciende o se introduce debajo de la otra. Entonces ¿Hay circulaciones verticales debidas al frente?

En un frente estacionario el desplazamiento de una masa de aire respecto de la otra no es apreciable, sin embargo que el desplazamiento en la horizontal sea imperceptible no implica ausencia de movimientos verticales. El aire caliente asciende por la pendiente frontal y el aire frío tiende a meterse por debajo de él, pero en la puja, ninguna de las dos masas de aire gana y el frente en apariencia no se desplaza.

Que significa «OB» y cómo se hace la siguiente lectura: ob: KMHT 252253Z 29005KT 10SM CLR 26/12 A2983 RMK AO2 SLP113 T02610117

Ob: significa Observation (Observación)

Lo que sigue a continuación es un mensaje Metar (informe meteorológico aeronáutico)

KMHT: es el identificador OACI para el aeropuerto de Manchester (EEUU)

252253Z: es la fecha y hora del informe, en este caso día: 25, hora: 22:53 Z

29005KT: dirección y velocidad del viento, 290º (WNW) 5 KT (nudos)

10SM: Visibilidad 10 Status miles

CLR: Estado del cielo, despejado por debajo de los 12000 Pies

26/12: Temperatura y temperatura de rocío- Temperatura 26ºC, Temperatura de Rocío: 12ºC

A2983: Fijación del altímetro en pulgadas y centésimas- 29.83 pulgadas de mercurio

RMK : REcent weather of operational significance. ReMarK, significa que lo que sigue es un comentario o una nota adicional

A02: Esto indica que la observación está automatizada e incluye precipitación

SLP113: Sea Level Pressure (Presión a nivel del mar): 1011.3 Hpa

TO2610117: Temperaturas exactas – Temperatura: 26.1ºC, Temperatura de Rocío 11.7ºC

¿Cómo se hacen las correcciones por temperatura y gravedad en la lectura de un barómetro de cubeta móvil?

Corrección por temperatura: Las lecturas barométricas tienen que ser corregidas para poder obtener las que resultarían si el mercurio y la escala hubiesen estado a una temperatura de 0º C. Para calcular la corrección de temperatura en un barómetro de tipo Fortin (cubeta móvil) se utiliza la siguiente fórmula:

Ct = h’ * ( (b-a) / (1 + bt) ) * t

h’ lectura del barómetro sin corregir

b es el coeficiente de dilatación volumétrica del mercurio = 1,82 * 10-4 ºC-1 (1,82 por 10 elevado a la potencia -4 por grados centígrados a la menos 1)

Se utilizará alguno de los siguientes coeficientes de dilatación lineal de acuerdo al material empleado en la escala del barómetro.

a del Invar es = 1*10-6 ºC-1 (1 por 10 elevado a la -6 grados centígrados a la menos 1)

a del Hierro es = 10,8 * 10-6 ºC-1 (10,8 por 10 elevado a la -6 grados centígrados a la menos1)

t es la temperatura en ºC

Entonces la altura corregida de la columna de mercurio será ho

ho = h’ – Ct (Si la temperatura es menor que 0ºC el factor de corrección deberá sumársele)

Hay una página web de un observatorio español (Meteosort) que brinda la siguiente fórmula, mucho más simplificada. La corroboré con la tabla que se utiliza en el observatorio de la ciudad de Buenos Aires y los resultados son buenos.

Ct = – 0,000163 h’ t

Ejemplo: para un valor de presión medido en el barómetro de 715 mmHg y una temperatura en el termómetro adjunto de 24.5ºC el factor de corrección Ct = -0.000163 * 715 * 24.5 = – 2,85 — Por lo tanto, el valor de presión corregido por temperatura será de : 715 – 2.85 = 712,15 mmHg

Corrección por gravedad: Para que las lecturas barométricas hechas en estaciones diferentes sean comparables, hay que reducir todas las columnas barométricas a la altura que tendrían si la aceleracion de la gravedad fuese la misma en todas ellas (980,665 cm/s2). Es decir a 45º de latitud y 0 metros de altitud.

Se sugiere el uso de la siguiente fórmula simplificada:

Cg = ho * [(gH/ gn) – 1]

ho = Altura de la columna de mercurio con la corrección por temperatura ya realizada

gH = aceleración de la gravedad a la latitud y altitud de la estación donde se encuentra el instrumento

gn = aceleración de la gravedad a 45º y 0 metros de altitud = 980,665 cm/seg2= 9,80665 m/seg2

La corrección se hace por única vez en cada lugar y permanece constante

La lectura del barómetro ya corregida (hg) es

hg = h + Cg (entre el Polo y los 45ºN y S)

hg = h – Cg (entre 45ºN y 45ºS)

El valor de gH tiene que ser calculado para cada estación, ya sea por métodos gravimétricos o siguiendo las normas dictadas por la Organizacion Meteorológica Mundial, según la fórmula:

gH = 980,616 * (1 – 0,0026373 cos(2q) + 0,0000059 *cos2(2q) ) – 0,0003086 * H + 0,0001118 * (H – H’)

en la que q = latitud del lugar

H = altitud de la estación en metros

H’ = altitud media en metros de la superficie de terreno comprendida en el interior de un círculo de 150 km de radio con centro en la estación.

Nota : El primer término de la ecuación (980,616 * (1 – 0,0026373 cos(2q) + 0,0000059 *cos2( 2q) )) nos da el valor de la aceleración de la gravedad a la latitud q (gq)

Si el método utilizado es el gravimétrico habrá que restarle al valor obtenido en el sistema Potsdam 0,013 para adaptarlo al «sistema meteorológico de gravedad».

La corrección por gravedad varía relativamente poco con la presión cuando el valor de la gravedad local es próximo al 980,665. Para valores de la gravedad local de entre 979,0 y 982,3 cm/s2, un desfase de la presion de » 30 hPa respecto a su valor medio climatológico introduce un error en esta correccion inferior a » 0,05 hPa.

Por lo tanto, se puede sustituir la fórmula de corrección por gravedad dada anteriormente por la fórmula aproximada:

Cg = Bca ( (gH/gn) -1)

Bca es la media climatológica de la presión.

Se obtendra un valor constante para la estación.

Otra fórmula que encontré en la web es la siguiente

hg = ho (1- 0.00265 cos 2q – 0.00000031 z)

Donde hg es el valor de presión en mmHg ya corregido por gravedad, ho es la lectura de la presión corregida por temperatura en mmHg , q es la latitud y z es la altitud de la estación en metros.

¿Qué métodos existen para el control de heladas? ¿Cómo se mide la radiación IR saliente de la Tierra?

Esta información la puede obtener desde la sección «Temas desarrollados»: Las Heladas

Respecto de cómo medir la radiación IR saliente de la Tierra, se puede hacer a través de imágenes satelitales (Canal IR) o a través de instrumental en Tierra como el Pirgeómetro. La imagen satelital permite conocer la temperatura a nivel de superficie y evaluar el riesgo de heladas.

¿Qué es el jet en capas bajas?

El chorro o jet de capas bajas es una corriente de viento que sopla a unos 1000 metros de altura y en cuyo núcleo la velocidad máxima es superior a los 42 km/h (22 Kt). En Argentina, este chorro sopla desde el norte aportando abundante humedad proveniente del Brasil, favoreciendo la formación de tormentas.

¿Qué es una línea de convergencia?

Se le llama convergencia al lugar geométrico donde está entrando mayor cantidad de masa que la que sale. Podemos encontrar Convergencia por dirección y por fuerza del viento. La convergencia en niveles bajos implica ascenso y por lo tanto formación de nubes y precipitaciones.

Una zona de convergencia se puede identificar en una imagen satelital como una banda de nubosidad de orientación NO/SE. Estas áreas se forman a lo largo de jets subtropicales en niveles altos y al este de depresiones semiestacionarias (en nuestro caso la depresión o baja térmica del noroeste). Son zonas de convergencia en una capa inferior húmeda, espesa y baroclínica y están localizadas en la frontera de masas de aire tropical húmedo, en regiones con un fuerte grado de humedad en niveles bajos, con generación de inestabilidad convectiva por proceso de advección diferencial. Esas zonas aparecen cuando se cumplen dos condiciones de gran escala: el flujo de aire caliente y húmedo, en niveles bajos, en dirección a las latitudes altas (y esto tiene que ver con la presencia del jet de capas bajas) y un chorro subtropical en niveles altos. El flujo en niveles bajos intensifica la convergencia de humedad mientras, combinado con el chorro de niveles altos, intensifica la frontogénesis en el campo de la temperatura potencial equivalente, influyendo en la creación de la inestabilidad convectiva. En cuanto al efecto local de la cordillera de los Andes y aunque no tengan un papel preponderante en la génesis de las zonas de convergencia, aparentemente intensifica el flujo en niveles bajos, auxiliando así la alimentación de la convergencia con el aire húmedo proveniente del norte.

¿Qué se espera que ocurra con la nube gigante de polución que se originó en Asia? (Agosto 2002)

La nube de polución en el sur asiático, no es algo nuevo. Esta nube fue descubierta como parte del experimento INDOEX que investigaba cómo se transportan los contaminantes en la atmósfera sobre el Océano Indico. El Océano contribuye a que la precipitación desde esa nube sea posible, aumentando con sus partículas salinas el tamaño de las gotas de nube. Por otra parte, la nube se desplaza hacia y desde el continente asiático de acuerdo a la época del año, siguiendo la circulación de los monzones. Este artículo fue publicado durante el año 1999.

Una reciente investigación científica ha identificado una enorme nube de polución atmosférica que cubre unos 10 millones de kilómetros cuadrados del Océano Índico –un área aproximadamente del tamaño de los Estados Unidos. Esta extraña niebla se descubrió como parte del Experimento del Océano Indico (INDOEX) que está investigando cómo se transportan los contaminantes a través de la atmósfera por encima del Océano Indico.

Los hallazgos, difundidos por la Fundación de la Ciencia Nacional americana el 8 de junio, proporcionarán a los científicos una oportunidad de investigar el impacto de la polución industrial en el clima del mundo. También dará una visión extensa en la cantidad y tipos de emisiones que son bombeadas fuera de fábricas en el subcontinente indio, en China y Asia Oriental Sur.

Los científicos se toparon con la nube de polución durante un intensivo experimento de campo de seis semanas de febrero a marzo este año. La región bajo investigación cubre la mayoría del norte del Océano Indico, incluido el Mar Arábico, la mayor parte de la Bahía de Bengala y el Océano Indico ecuatorial. El experimento del campo involucró a científicos de los Estados Unidos, Europa, India y la Maldivas, incorporando el uso de cuatro avión de investigación, dos buques oceanográficos, varias estaciones de superficie, globos y una gama amplia de satélites.

El equipo descubrió que la niebla densa, el color marrón de la polución, se extendía desde la superficie del océano a altitudes de uno a tres kilómetros. El segundo jefe científico de la investigación, Veerabhadran Ramanathan, dijo que los científicos se quedaron impresionados por la magnitud de polución que encontraron. Él dijo: «Parecía como si el Océano Indico entero estuviese rodeado por una montaña de polución». De hecho, la nube alcanzaba aproximadamente 10000 pies (3048 metros) desde la superficie de la tierra, considerando que las nubes similares encontradas previamente sólo alcanzaban los 2000 pies (610 metros).

La niebla es causada por concentraciones altas de partículas químicas muy pequeñas, ninguna mayor que unos micrómetros de diámetro, también conocidas como «aerosoles». Estos «aerosoles» se componen de hollín, sulfatos, nitratos, partículas orgánicas, ceniza, polvo mineral y gases, incluyendo monóxido del carbono y dióxido de azufre. Se ha reconocido desde hace mucho tiempo que se producen nieblas de polución similares en los centros industriales principales del mundo, los Estados Unidos y Europa. Las nieblas de polución de tipo aerosol están caracterizadas por ser muy densas y crean a menudo una visibilidad en océano abierto de menos de 10 kilómetros.

El equipo de INDOEX dijo que la oscuridad característica de la nube de Océano Indico le supuso un hallazgo único. Se piensa que la marcada oscuridad es debida a la presencia de grandes cantidades de hollín y otros materiales, desde combustibles fósiles incompletamente quemados a basuras. En otras palabras, estas basuras han venido probablemente de áreas que rodean el subcontinente indio con actividades industriales en aumento, y con pocos controles de polución de emisiones en las fábricas.

Los científicos creen que la niebla flota encima del Océano Indico durante el invierno porque es barrida hacia abajo al prevalecer los vientos desde el Himalaya y arrastrada al mar durante el monzón del invierno. Durante el monzón de verano, los científicos sospechan que ocurre lo contrario. Es decir, corrientes del viento, opuestos a los del invierno, conducen la nube de vuelta hacia tierra donde rápidamente se convierte en lluvia ácida.

Se están realizando nuevas investigaciones sobre los efectos de la niebla de polución sobre las propiedades de las nubes y el clima. Los científicos estimarán el impacto sobre la concentración de gotas en las nubes, el desarrollo de la lluvia y el brillo de las nubes.

Desde hace tiempo se sabe que los gases invernadero como el dióxido de carbono atrapan el calor del sol y producen un aumento en la temperatura de la tierra. El efecto de los productos químicos que constituyen los aerosoles es el opuesto. Las partículas del aerosol actúan como los espejos diminutos esparciendo la luz del sol de vuelta al espacio y causando un efecto local de enfriamiento. Los aerosoles también pueden tener un efecto indirecto de enfriamiento actuando como semillas para la condensación de nubes y aumentando así su reflectividad. En otras palabras, las partículas aerosoles hacen que las nubes absorban menor radiación del sol, obligándola a ser reflejada de vuelta al espacio. En el estudio en el Océano Indico, las partículas de niebla redujeron la radiación solar absorbida por la superficie del océano un 10 por ciento.

Los científicos todavía están inseguros del efecto global de la combinación «calentamiento» y «enfriamiento» que causan las partículas y gases en el ambiente. Los gases invernadero pueden persistir en la atmósfera durante décadas, mientras los aerosoles realmente pueden ser quitados fácilmente a través de lluvia en un plazo de días. Pero el proceso con que los aerosoles afectan a las nubes y a la radiación solar es muy complejo y, todavía, no bien entendido. Jay Fein, director del programa de la US National Sciences Foundation (Fundación Nacional de las Ciencias Americana), un patrocinador del proyecto INDOEX, explicó que «el efecto de los aerosoles en el equilibrio de las radiaciones de nuestra atmósfera es uno de las fuentes más grandes de incertidumbre en la predicción del clima futuro. INDOEX fue diseñado para reducir esta incertidumbre».

Es probable que la niebla de Océano Indico dañe la vida marina tropical en su vecindad inmediata, debido a su transformación en lluvia ácida. Además, una reducción en la cantidad de luz del sol que alcanza la superficie del océano también afectará a la vida vegetal del océano que depende de la fotosíntesis para alimentarse. Las algas marinas microscópicas, o plancton, son un eslabón importante y una fuente de primer orden de nutrientes en la cadena alimentaria de animales marinos.

El descubrimiento de la nube del Océano Indico apunta a los sutiles peligros medioambientales producidos por el aumento de niveles de emisiones desenfrenadas de la actividad industrial en Asia y otras zonas.

¿Podrías proporcionarme información sobre la circulación atmosférica en altas latitudes? ¿Qué es una corriente en chorro? ¿Qué son los vientos del este, cuál es su relación con la celda de Hadley y qué función cumple esta celda?

Teniendo en cuenta la circulación general de la atmósfera, en los Polos existe un área de altas presiones, allí el aire desciende y se dirige en superficie hacia el Ecuador, pero cuando llega a los 60º de latitud, se topa con aire relativamente más cálido proveniente del cinturón de altas presiones subtropicales. Se genera entonces una zona de convergencia, y el aire se eleva formando un cinturón de bajas presiones. Estas son las llamadas Bajas Subpolares y a esta región se la denomina Frente Polar, ya que separa el aire frío de origen polar, del aire más cálido de origen subtropical. El aire ascendente, diverge en niveles altos de la atmósfera, por lo que parte de ese aire regresa nuevamente al Polo, cerrando así una celda de circulación (Celda Polar). Como la Tierra gira, la fuerza de Coriolis desvía el viento hacia la izquierda en el hemisferio sur y hacia la derecha en el hemisferio norte. Por lo tanto el viento resultante entre los Polos y los 60º es del sector este. Más precisamente sudeste en el hemisferio sur y noreste en el hemisferio norte. Son los llamados vientos Polares del este.

La corriente en chorro es un área de fuertes vientos concentrados en una franja relativamente angosta en la troposfera alta (o tropopausa) de las latitudes medias y en regiones subtropicales de los hemisferios norte y sur. Fluye en una banda semicontínua alrededor del globo de oeste a este y es producto de los cambios en la temperatura del aire cuando el viento polar se mueve hacia el ecuador encontrándose con el cálido viento ecuatorial que se dirige al polo. Se caracteriza por la concentración de isotermas y por fuertes gradientes transversales. Existen varios tipos de corrientes de chorro entre ellos: las árticas, de bajo nivel, polares y las corrientes subtropicales. Si bien la corriente en chorro varía en tamaño y fuerza, generalmente tiene entre 7,6 y 12,2 km (25.000 y 40.000 pies) sobre la Tierra, y sus velocidades oscilan entre 129 y 193 km/h (80 y 120 mph) según la latitud y la estación. Estos vientos de gran altitud afectan a los superficiales al mismo tiempo que ayudan a «dirigir» los sistemas de presión superficiales.

Los vientos del este, son precisamente vientos que soplan de este a oeste. Teniendo en cuenta la circulación general de la atmósfera existen dos áreas con vientos del este. Una está ubicada entre el Ecuador y los 30º: Estos vientos son del sudeste en el hemisferio sur y del noreste en el hemisferio norte y se los llama Alisios. La otra área de vientos del este está entre los Polos y los 60º de latitud. Es la que expliqué en tu primer pregunta. La Celda de Hadley consiste en un movimiento del aire hacia el Ecuador en los niveles bajos, desde aproximadamente los 30° de latitud hasta el Ecuador, ascenso del aire cerca del Ecuador, flujo hacia el polo en los niveles altos desde el Ecuador hasta los 30° y movimiento descendente del aire cerca de los 30°. Como el aire se dirige desde los 30º hacia el Ecuador y es desviado por la fuerza de Coriolis hacia la izquierda en el hemisferio sur y hacia la derecha en el hemisferio norte, el viento resultante es del sector este (sudeste en el hemisferio sur y noreste en el hemisferio norte) estos son los vientos Alisios y por lo tanto la celda de Hadley explica la existencia de los mismos. Esta celda responde al calentamiento diferencial entre el Ecuador y los Polos y su función es transportar el aire caliente del Ecuador hacia los Polos y viceversa, el aire más frío hacia el Ecuador buscando llevar a la atmósfera a un equilibrio.

Para la realización de gráficos termodinámicos tengo plantillas de Skew-T en blanco, y para verificarlos utilizo tanto el gráfico de la universidad de Wyoming, como el que obtengo de stormtrack.org. ¿Por qué el LCL al que llego está por debajo del LCL representado en el gráfico ( y que coincide claro está con el valor numérico que figura a la derecha )?

En el gráfico que publica stormtrack.org verás que existen dos valores de LCL. El primero de ellos tiene en cuenta los datos de superficie y es este el que debes comparar con tu resultado, y el segundo (encolumnado debajo de la palabra -PARCEL-) hace referencia al valor de LCL teniendo en cuenta un promedio de la capa de los primeros 100 Hpa.

El LCL o en castellano Nivel de condensación por ascenso (NCA) se obtiene de la siguiente manera: se intersecta la línea adiabática seca que pasa por el valor de temperatura de superficie, con la línea de relación de mezcla (SMLR) que pasa por la temperatura de rocío de superficie. Pero, muchas veces, se utilizan valores promedios de los primeros 100 Hpa o como en el caso de los gráficos de la Universidad de Wyoming que calculan el LCL teniendo en cuenta un promedio de temperatura y temperatura de rocío de los primeros 500 metros. Antes de comparar el valor que tú obtienes con el de los distintos centros meteorológicos, debes verificar qué criterio utilizan ellos para realizar el cálculo.

Si utilizas los datos de superficie llegarás a un valor similar al por ellos obtenido (puedes tener pequeñas diferencias, debido a que las computadoras hacen los cálculos con mayor precisión).Y recuerda que debes comparar tu resultado con el LCL de la parte superior del listado y no el que figura debajo de -PARCEL-.

¿A qué se le llama tormenta blanca?

Una tormenta blanca (Blizzard) es una condición de tiempo severo caracterizada por vientos de 55 km/h o más, junto con la caída de nieve lo que reduce la visibilidad a 300 metros o menos por un período de por lo menos 3 horas. Por otra parte el viento levanta grandes cantidades de nieve desde el suelo reduciendo aún más significativamente la visibilidad. Cuando el viento supera los 72 km/h se produce ventisca severa. Esto crea un muro espeso de blancura que reduce la visibilidad a casi cero. Si uno quedara atrapado en medio de una tormenta blanca de estas características no podría ver más allá de sus brazos o piernas, el rugido del viento dificultaría el ser escuchado por quienes quisieran rescatarlo y la baja sensación térmica (muy por debajo de los 0ºC) podrían helarlo hasta la muerte. Cuando este fenómeno se da en zonas montañosas las amenazas son mayores ya que se le suma el riesgo de avalanchas. Aquí en Argentina llamamos a este fenómeno «viento blanco».

¿Cómo se reduce el valor de la presión a nivel del mar?

Pueden emplear la siguiente fórmula:

P1 / EXP[-(g*Z)/(R*T)] = Po

Donde g es la gravedad = 9,80617 m/seg2Z es la altura de la estación (en metros)R es la constante de los gases = 287,04 m2/seg2 ºKT es la temperatura a nivel de la estación (en ºKelvin)P1 es la presión a nivel de la estación (en Hpa)Po es la presión reducida a nivel del mar (en Hpa)EXP es e

¿Por qué hace más frío en las altas latitudes?

Porque allí los rayos solares llegan con mayor oblicuidad y la energía entonces debe distribuirse en un área mayor.

¿Cómo puedo calcular la temperatura en diferentes niveles de altura, teniendo el dato de superficie?

Puedes calcular la temperatura en diferentes niveles de altitud considerando un gradiente térmico vertical de 0.65ºC/100 metros (Atmósfera standard).

T (z) = To – g Z

Donde T(z)= Temperatura a una altitud Z, To=temperatura en superficie , g= gradiente térmico vertical (0.65ºC/100m), Z=altitud a la que se quiere obtener el dato de temperatura.

El valor obtenido es aproximado y en el caso de que existiese una inversión térmica sería totalmente erróneo.

¿Cuáles son las técnicas para la confección de las cartas de altura? ¿Cómo se analizan las líneas de flujo?

El trazado de las isolíneas es algo difícil de explicar por escrito. Cada línea seguirá un determinado valor y como tendrá datos en algunos puntos y en otros no, deberá interpolarlos teniendo en cuenta los datos de los que sí se dispone. Es importante tener en cuenta la orografía del lugar y su altura, para que las líneas no crucen las montañas y se cierren sistemas a uno y otro lado dependiendo del caso. Así por ejemplo en Argentina tenemos la Cordillera de los Andes, y en su parte central los picos tienen más de 4000 metros de altura y por lo tanto, en las cartas de 700 Hpa hacia abajo, las líneas no cruzarán la cordillera por su parte más alta.

En 850 Hpa se trazan isohipsas e isodrosotermas (líneas de igual temperatura de rocío). En el caso de las isohipsas se trazan cada 40 metros geopotenciales. Las isodrosotermas, se trazan cada 5ºC y permiten identificar áreas de humedad, áreas de aire seco y teniendo en cuenta el viento en ese nivel, áreas de advección de humedad. También permite visualizar la presencia de algún jet en capas bajas que aporte aire húmedo.

En 700 Hpa se trazan isohipsas (cada 40 mgp) e isotermas (cada 5ºC), también pueden analizarse isodrosotermas. Aquí podremos ver ejes de vaguada, ejes de cuña o ingreso de aire frío). En el caso de las isolíneas de punto de rocío, permiten detectar núcleos de aire seco por encima de áreas de gran humedad en niveles más bajos, condimento de los fenómenos de tiempo severo (tormentas severas, tornados).

En 500 Hpa, se trazan isohipsas (cada 40 mgp) e isotermas (cada 5ºC). Esta carta es fundamental para observar las perturbaciones (vaguadas, gotas frías) y conocer el desplazamiento de los sistemas en superficie.

En 250, y 200 Hpa, se trazan isohipsas (en general se hacen más espaciadas, cada 80 mgp) e isotacas (líneas de igual velocidad de viento, cada 10 Kt). En esta carta detectamos la presencia de la corriente en chorro y teniendo en cuenta las áreas de divergencia asociadas al jet podemos detectar áreas de ascensos y descensos que podrían contribuir al desarrollo de nubosidad y mal tiempo.

En el caso del análisis del flujo o líneas de corrientes se trazan las líneas que unen los vectores de viento en un instante dado. En todo momento son paralelas al vector velocidad, pero representan el flujo independientemente de su velocidad. Para trazarlas conviene primero trazar las isogonas, es decir las líneas que unen puntos de igual dirección de viento. Sobre esa isogona hacer flechitas que tengan esa dirección. Se trazan cada 30º y no se cruzan. Quedarán determinadas diferentes figuras:

1) Confluencia ciclónica (obviamente es diferente en el hemisferio norte y en el hemisferio sur. En el HN indicarán una rotación en el sentido contrario a las agujas del reloj y en el HS en el sentido de las agujas del reloj) Las líneas de corriente confluyen hacia un punto determinado

2) Difluencia anticiclónica (En el HN indicarán una rotación en el sentido de las agujas del reloj y en el HS en el sentido contrario al de las agujas del reloj). Las líneas de corriente difluyen desde un punto determinado.

3) Configuración de onda (no confluye ni difluye)

4) Vórtice. Se le llama punto cúspide aquél punto donde pasamos de una onda a un vórtice o viceversa.

5) Asíntota de confluencia: líneas de corriente que confluyen hacia otra línea de corriente.

6) Asíntota de difluencia: líneas de corriente que difluyen desde otra línea de corriente.

7) Collado (punto neutro).

¿El Gradiente térmico vertical es fijo? ¿Su valor es siempre de -6,5ºC/km?. ¿Los Gradientes adiabáticos seco y saturado son también fijos?.

El gradiente vertical de temperatura no es fijo, la temperatura en algunas capas disminuye más rápidamente que en otras y además existen las llamadas inversiones térmicas en donde incluso la temperatura aumenta con la altura. En un emagrama (diagrama termodinámico) este gradiente está representado por la curva Temperatura/Presión o lo que se conoce como curva de estado. El valor de gradiente térmico vertical que mencionaste es el que se considera para una atmósfera standard (-6.5ºC/Km).

El gradiente adiabático seco representa la trayectoria que seguiría una partícula de aire no saturado al ascender, y se ha comprobado que su enfriamiento es de unos 0,98 ºC cada 100 metros (o sea aproximadamente 1º cada 100 metros). Este valor es constante.

El gradiente adiabático saturado representa la trayectoria que seguiría una partícula de aire que se ha saturado de humedad. Esto implica que el vapor de agua comienza a condensarse y por lo tanto libera calor latente de condensación. Entonces la temperatura disminuye más lentamente que si estuviera seco. Su valor no es constante, pues la cantidad de vapor de agua que el aire puede contener depende de su temperatura, pero se puede establecer un valor medio de unos 0,65ºC cada 100 mts.

¿Cómo se forman los desiertos costeros?

Se deben a la presencia de corrientes marinas frías…Veamos cómo se forman…Estas franjas costeras reciben la influencia de los anticiclones marítimos subtropicales en donde existe subsidencia (esto significa que allí el aire desciende, esto se contrapone a la formación de nubes y por lo tanto a la ocurrencia de precipitaciones). Allí la atmósfera es estable y el viento es seco. Al descender sobre las aguas del océano recorridas por las corrientes marinas frías -la de Humboldt en Chile, la de Benguela en Namibia, la de Canarias en la costa oeste africana-, estos vientos se enfrían, pero su bajo contenido en vapor de agua únicamente permite que, al abordar el continente, produzcan& nieblas y rarísima vez lluvias. Gracias a estas nieblas pueden subsistir algunas plantas que como la Tillandsia, han sido capaces de adaptarse para obtener directamente del aire la humedad necesaria para su desarrollo. El efecto más importante de las corrientes marinas es que moderan las temperaturas, de forma que la variación entre la temperatura media del mes más cálido y la del mes más frío no suele ser superior a 6º C, y las amplitudes térmicas diarias son muy bajas. Este es el rasgo más importante que caracteriza el régimen térmico de los desiertos costeros tropicales frente al de los otros desiertos.

¿Qué es la variabilidad climática?

El término «Variabilidad Climática» se utiliza para destacar variabilidad dentro del clima, o sea fluctuaciones en las propiedades estadísticas sobre períodos de semanas, meses o años. De esa manera se determinan límites dentro de los cuales los valores medios, variancias o frecuencias de valores entre los límites establecidos puede ser aceptada como normal. Los eventos fuera de estos límites pueden ser vistos como anómalos a un cierto nivel de significación. Y si las propiedades estadísticas de una secuencia de años, décadas, etc., difieren considerablemente respecto de otra secuencia de años, décadas, etc. de referencia, podemos hablar de «Cambio Climático» sobre una escala de tiempo adecuada.

Como ejemplo podría mencionarles el evento del «Niño» o la «Niña», que apartan los valores de los parámetros meteorológicos (precipitación, temperatura, humedad, viento) de sus normales estadísticas mientras dura el fenómeno. Esto no implica un «cambio climático», sino una de las fluctuaciones o anomalías dentro de la variabilidad del clima.

¿Cuáles son los valores más altos y más bajos de presión atmósferica registrados en el mundo y cuándo se produjeron?

La mayor presión atmosférica: 1.083,5 mb, se registró el 31 de diciembre de 1968 en Agata, Siberia, Rusia.

La menor presión atmosférica registrada: 870 mb, fue el 12 de octubre de 1979 en la cola del huracán Tip; la tormenta estaba a 483 Km al oeste de Guam, océano Pacífico. Es altamente probable que en interior de los tornados la presión sea aún menor, pero dada la imposibilidad de medirla (debido a que los sensores no resistirían la potencia destructiva de este fenómeno) no se tienen registros.

¿Con qué colores se representan los frentes en una carta del tiempo?

Los frentes calientes se pintan de color rojo, los frentes fríos azules, los frentes estacionarios son una consecución de rojo y azul y los frentes ocluidos se pintan de color violeta.

He oído hablar de un experimento, se trata de un detector de tormentas ¿Tiene alguna referencia del mismo?

Respuestas

Ese fue uno de los experimentos desarrollados por Alexander Popov (físico ruso, inventor de la antena y a quienes los rusos consideran el inventor de la radio). Con ese receptor de descargas eléctricas, captaba relámpagos hasta 20 millas de distancia. El receptor de Popov consistía en un tubo lleno con limaduras de metal (como elemento detector junto a una antena), un relais, y una campana. El relais era utilizado para activar la campana y ambos anunciaban la ocurrencia de una descarga eléctrica (relámpago). También actuaba alistando el receptor para el siguiente relámpago.

¿Cómo puedo reconocer en un mapa si una oclusión es fría o caliente? ¿Se utiliza simbología diferente?

La simbología utilizada en las oclusiones es la siguiente: sobre la línea de avance del frente se alternan semicírculos y picos, o simplemente se pinta de color violeta (es decir, una combinación de azul (frío) y rojo (caliente)). Si la curva que traza el frente ocluido es una prolongación de la curva del frente frío se trata de una oclusión fría. En cambio, si es una prolongación de la curva del frente cálido, la oclusión es caliente. Lo ideal para distinguir entre estos dos tipos de oclusiones es chequear los datos de temperatura a uno y otro lado de los frentes que conforman el sistema: 1) Si el aire frío que está delante del frente caliente es menos frío que el que está detrás del frente frío, entonces la oclusión es fría. 2) Si el aire frío que está delante del frente caliente es más frío que el que está detrás del frente frío la oclusión es caliente.

¿Qué es el «Pampero»?

El nombre Pampero se remonta a la llegada de los españoles al Río de la Plata. Les llamó la atención un viento fuerte y frío proveniente del interior del continente, del sector sur o sudoeste. Dicho viento recibió el nombre de Pampero de acuerdo con su procedencia (llegaba desde las pampas). Este viento puede ser frío, fresco o templado de acuerdo a la estación del año en que se lo considera, pero siempre es seco y sopla con ráfagas del sur o sudoeste en las pampas argentinas y en el Uruguay. Se produce con el pasaje de un frente frío. Los procesos meteorológicos asociados a este frente hacen que la fase inicial del Pampero esté caracterizado por ráfagas intensas, bruscos descensos de temperatura y del contenido de vapor de agua en el aire, ascenso de la presión atmosférica y predominantemente, en la primavera y el verano, tormentas eléctricas. Cuando en la fase inicial se producen precipitaciones se lo llama Pampero Húmedo, de lo contrario se lo llama Pampero Seco. Este último suele convertirse en una tormenta de polvo.

¿Existe algún patrón para el cambio en la DIRECCIÓN del viento durante el día (y la noche)?. ¿Cuáles son las causas?. Me refiero a un día sin perturbaciones de ningún tipo y en una región continental llana, lejos de la influencia de las brisas de mar y montaña.

El efecto de brisa de mar y brisa de montaña es el utilizado por los meteorólogos para explicar las brisas térmicas, es decir, aquellas que no guardan relación con sistemas sinópticos (perturbaciones), sino con calentamientos diferenciales entre dos puntos. Tu consulta está relacionada con ese tipo de fenómenos. Cada sitio tendrá una variación normal en la dirección del viento fruto de diferentes tipos de suelo dentro del área (que absorben durante el día el calor de manera diferente), por la presencia de espejos de agua o por ejemplo debido al contraste térmico entre las ciudades (isla de calor) y su entorno. Pero, en cada sitio será diferente, cada uno de ellos tendrá su propio patrón.

Respecto de la velocidad del viento, en ausencia de sistemas sinópticos y de vientos persistentes (como sería el caso de los alisios), existe una normal disminución durante la noche, ya que la ausencia de radiación solar hace que la tierra se enfríe cerca del suelo y se genere una inversión térmica (aumento de la temperatura con la altura) de unos metros. Queda entonces aire frío y denso pegado a la superficie. Por encima de esa inversión el aire se desplaza en forma laminar. Si por alguna rugosidad en el terreno el flujo de aire por sobre la inversion se inestabiliza, puede romperse dicha inversión y de esa manera el aire superior llega a superficie. Este fenómeno se observa como un sorpresivo y momentáneo aumento en la velocidad del viento

En Tres Arroyos estamos a unos 60 Km. del mar. ¿Es posible notar alguna brisa del mar en este lugar?.

Sí. La penetración de la brisa de mar en tierra puede variar desde unos pocos kilómetros en costas montañosas, hasta 150 km o más en las llanuras.

Baroclinicidad y advección ¿Van siempre juntas?

Por el teorema de Bjerkness si en un plano vertical de la atmósfera representáramos mediante flechas el sentido en que la presión aumenta (ascendente de presión) y mediante otra flecha el ascendente de temperatura, si ambas flechas parten de un mismo punto pero no están en la misma recta, entonces el aire se ve obligado a circular en el sentido que va desde el extremo del ascendente de presión al vector ascendente de temperatura por el camino más corto. De eta manera surge el viento y las corrientes ascendentes y descendentes. Cuando el gradiente de presión y el de densidad (y en definitiva temperatura) coinciden en dirección no hay posibilidad de que se establezca circulación (barotropía). En cambio, cuando no existe relación entre la densidad (o temperatura) y la presión, se genera energía que el aire utiliza para moverse (baroclinicidad). Por lo tanto como el viento se moverá cruzando las isotermas, habrá advección. Una zona baroclínica implica una zona en donde existe advección térmica.

¿Qué caracteriza a un frente en altura?

Un frente constituye el límite entre dos masas de aire de diferentes características. En altura la diferencia térmica entre esas dos masas de aire está representada por un quiebre en la tropopausa (en el aire frío la tropopausa será más baja y en el aire más cálido será más alta) y por la posición de la corriente en chorro (La generación de máximos de viento en altura, depende directamente del gradiente horizontal de temperatura (Holton, 1979). La presencia del mismo, es señal de la existencia de dos masas de aire con una frontera que las separa). El jet o corriente en chorro es una corriente de aire de alta velocidad que se mueve de oeste a este, generalmente en paralelo al limite entre las masas de aire. Se ubica sobre la pendiente o superficie frontal y detrás del sistema de nubes.

¿Existe una tabla que basada en el psicrómetro nos facilita la temperatura de rocío?

Sí. El observador meteorológico obtiene del psicrómetro la Temperatura (o temperatura del termómetro seco) y Tbh (Temperatura del Termómetro Húmedo o Bulbo Húmedo). Con el valor de Tbh (y teniendo en cuenta si la temperatura está sobre cero, o bajo cero y en este último caso si está el bulbo congelado o no), ingresa a la tabla I, II ó III. Con el dato obtenido, sumado a la temperatura (T), ingresa a la tabla IV. Aquí obtiene el valor de la tensión de vapor (Tv) y la temperatura de rocío (PR). Las tablas están dentro de los temas desarrollados, para verlas haz click aquí.

¿Cuál es el número que identifica a las estaciones meteorológicas argentinas?

El número es el 87. Así entonces la estación Ezeiza (576) tendrá como código de identificación internacional 87576, Mar del Plata (692), será 87692, etc, etc.

¿Por qué las líneas correspondientes a las adiabáticas saturadas tienen mayor pendiente que las adiabáticas secas? ¿Por qué las adiabáticas saturadas tienen mayor pendiente a medida que aumenta la temperatura?

En un proceso adiabático saturado el aire ascendente se enfriará por expansión, pero este enfriamiento estará retardado por el calor latente liberado en el proceso de condensación. Por ello las líneas correspondientes a las adiabáticas saturadas tendrán mayor pendiente que las correspondientes a las adiabáticas secas.

Las adiabáticas saturadas tienen mayor pendiente a medida que aumenta la temperatura, porque la cantidad de vapor de agua que el aire saturado puede contener aumenta rápidamente con la temperatura.

Aquí la explicación paso a paso…

Partamos del primer principio de la termodinámica, que se refiere a los cambios físicos que tienen lugar cuando se comunica o se quita calor a un gas:

Dh = CpDT – aDp (1)

Donde Dh es el calor que se comunica, Cp es Calor específico a presión constante, a es el volumen específico, Dp es el incremento de la presión. Consideremos una burbuja de aire seco que se mueve a lo largo de la vertical sin que se le comunique o quite calor. Entonces Dh=0 y la ecuación se reduce a:

CpDT = aDp (2)

El aire se enfría cuando va hacia presiones más bajas y se calienta cuando va hacia presiones más altas. El aumento de la presión está relacionado con el cambio de nivel (Dz). Según la ecuación hidrostática

-Dp = rgDz (r = densidad g = aceleración de la gravedad Dz = incremento de la altura). La densidad (r) es la masa por unidad de volumen y el volumen específico es igual a 1/r, entonces ar = 1

Sustituyendo en la ecuación (2), (además la densidad (r) es la masa por unidad de volumen y el volumen específico es igual a 1/r, entonces ar = 1)

-DT/Dz = g/Cp

Vemos así que el aire se enfría cuando asciende y se calienta cuando desciende. La proporción de enfriamiento es -DT/Dz y como el proceso es adiábático seco lo llamamos gradiente adiabático seco (gd). Este valor es constante y su valor es 0,0098ºC/m es decir casi 1ºC cada 100 metros.

Ahora, si el aire que asciende está saturado, se enfriará por expansión, pero su enfriamiento estará retardado por el calor latente que se libera. De allí que el gradiente adiabático saturado es más pequeño que el seco.

Consideremos que la burbuja de aire está compuesta de 1 gramo de aire seco y r gramos de vapor de agua, aquí r es la proporción de mezcla. A medida que el vapor se condensa la proporción de mezcla disminuirá en la pequeña cantidad Dr. Si L es el calor latente de vaporización, el calor liberado será -LDr, pues Dr es negativo. Ahora, si no hay otra fuente de calor el primer principio de la termodinámica (ecuación 1) se escribirá así:

-LDr = CpDT – aDp

DT = (aDp – LDr)/Cp

Utilizando la ecuación hidrostática para poner a Dp en función de Dz:

– DT/Dz = g/Cp + L/Cp * Dp/Dz = gd + L Dr / Cp Dz = gs

Como Dr es negativo, vemos que la condensación es la causa de que el aire ascendente se enfríe más despacio que en un proceso seco. Mientras que gd es constante, gs no lo es. La cantidad de vapor de agua que el aire saturado puede contener aumenta rápidamente con la temperatura, por lo tanto el término Dr será grande a temperaturas altas y pequeño a temperaturas bajas. Por esta razón a mayor temperatura mayor pendiente tendrán las adiabáticas saturadas.

Los diagramas más usados en meteorología utilizan en la ordenada el logaritmo de la presión. Aquí las adiabáticas secas y saturadas son curvas.

Aquí el desarrollo hasta llegar a la ecuación del primer principio de la termodinámica:

Imagina una vasija cerrada y sólida que contenga 1 gramo de aire. El volumen que ocupa ese aire se llama volumen específico (a)como la vasija es sólida su volumen permanecerá constante. Ahora le suministramos calor Dh. La temperatura (T) del gas crecerá (DT) según la expresión:

Dh =Cv DT, donde Cv es el calor específico a volumen constante. (3)

Como aumentó la temperatura mientras se mantenía constante el volumen, por la ecuación de los gases (a p = RT), la presión (p) debe haber aumentado.

Ahora imagina que las paredes de la vasija son móviles, el aire caliente puede expandirse hasta que su presión se ajuste al valor del ambiente. Llamaremos Da al aumento del volumen. Como el volumen específico no se observa directamente conviene utilizar la ecuación de los gases para reemplazar el correspondiente cambio de volumen por el cambio de presión. ¿Cómo hacerlo? Supongamos una masa unidad de aire que sufre un pequeño cambio, de manera que su presión pasa a ser p + Dp. El volumen específico y la temperatura también cambiarán. Ahora a será a + Da y T será T + DT. Reemplazando en la ecuación de los gases:

(a + Da) (p + Dp) = R (T+ DT)

ap + pDa + aDp + DaDp = RT + R DT

Pero como ap = RT

pDa + aDp + DaDp = R DT

El producto entre dos cantidades pequeñas como Da Dp es mucho más pequeño que ellas y puede despreciarse. Entonces:

pDa = R DT – aDp

Si esto se sustituye en la ecuación (3)

Dh = (R + Cv) DT – aDp (4)

¿Qué pasa si mantenemos constante la presión? Dp = 0, entonces

Dh = (R + Cv) DT

Dh/DT = R + Cv

Dh/DT es el calor específico a presión constante (Cp)

Cp = R + Cv

Reemplazando en (4)

Dh = CpDT – aDp

¿Qué son los solsticios y equinoccios y cuál es su relación con el clima?

La Tierra orbita en torno al Sol en una órbita plana. Al plano de la órbita terrestre se lo conoce como eclíptica, y coincide con el «camino» que sigue el sol durante el año como es apreciado por un observador en la Tierra. La órbita de la Tierra es elíptica, pero se parece bastante a una circunsferencia, por lo que las variación de la distancia Tierra-Sol no es demasiado grande. La velocidad a que nos movemos en la órbita no es constante: nos movemos más rápido cerca del perihelio (distancia mínima al Sol y que ocurre alrededor del 2 de enero) y más lento cerca del afelio (distancia máxima al Sol y que ocurre en Julio). El movimiento Terrestre en su órbita es hacia el Este. El eje de rotación de la Tierra está inclinado 23,5 grados con respecto a la eclíptica, y es este hecho el que determina que existan las estaciones. Si el eje de rotación fuera perpendicular a la ecíptica, el Sol siempre iluminaría la Tierra uniformemente. La posición solar en el cielo ha influido en la denominación de ciertos lugares de la Tierra. A las posiciones donde el Sol puede ser visto un día al año exactamente sobre la vertical al mediodía de los llama trópicos: Cáncer en el hemisferio Norte y Capricornio en el hemisferio Sur. El 21 de junio y el 21 de diciembre respectivamente el Sol ilumina esas zonas desde la vertical al mediodía. A tales fechas se las conoce como solsticios. El Sol alcanza respectivamente sus puntos más al Norte y más al Sur del Ecuador. La máxima distancia angular que el Sol alcanza (medida desde el Ecuador) es de 23,5 grados, exactamente el ángulo de inclinación del eje terrestre con respecto a su órbita. La denominación «solsticio de Verano» depende del hemisferio (Norte o Sur) en que esté el observador.

Dos planos se intersectan a lo largo de una línea. La intersección del plano de la órbita terrestre (eclíptica) y del Ecuador terrestre se conoce como la línea de equinoccios. Equinoccio en latín significa «igual noche» (comparada con el día). En Marzo 21 y Septiembre 23, la línea de los equinoccios apunta exactamente en la dirección del Sol (alternativamente podemos decir que el Sol está en el Ecuador en esas fechas). Como ocurre con los solsticios, la denominación de los equinoccios depende del observador. Para los habitantes del hemisferio Norte, el equinoccio de Primavera corresponde al 21 de Marzo, para el hemisferio Sur éste correspondería al equinoccio de Otoño

El ángulo de incidencia de los rayos solares sobre la Tierra es función de la estación del año, de la latitud y de la hora. Cerca del Ecuador, las estaciones no se diferencian mucho ya que los rayos del sol golpean de lleno durante casi todo el año, por lo que la temperatura permanece alta. En los Polos la radiación recibida varía desde cero en el solsticio de invierno hasta un valor netamente superior al del Ecuador en el solsticio de verano debido a que no hay noche. A partir de la distribución de temperaturas se ha dividido a cada hemisferio en tres zonas. Zona tórrida: entre los trópicos de Cáncer y Capricornio (allí los rayos del sol llegan perpendicularmente todo el año por lo que las temperaturas son altas) – Zonas templadas: entre los trópicos y los 66º 33′ (Allí existe una diferencia estacional de temperaturas) – Zonas glaciales: desde los 66º 33′ hasta los polos (Largas noches invernales, el sol está muy bajo todo el año, por lo que las temperaturas son muy bajas). Por otra parte, esta diferencia térmica entre Ecuador y Polos es la que en definitiva también determina la circulación general de la atmósfera.

¿Qué influencia tienen las manchas solares en el clima de la Tierra?

Recientes observaciones satelitales sobre la emisión de energía del sol confirman que éste no es un objeto constante. Más bien, se trata de algo que está en un cambio constante. Es razonable creer que a medida de que la emisión de energía del sol varía, también debería hacerlo el clima de la Tierra. Pero la demostración de tal relación ha sido complicada de probar, principalmente por la escasez de observaciones a largo plazo de la actividad solar. El mejor conjunto de información disponible, es la historia diaria del número de manchas solares -una cuenta iniciada por Galileo a principios del siglo XV. Pero la relación entre la emisión de energía del sol y el número de manchas solares hace sólo muy poco tiempo que ha comenzado a ser examinada en detalle. Lo que indican tales estudios es que la energía solar es mayor cuando existen muchas manchas solares. La emisión de energía del sol disminuye a medida de que las manchas solares desaparecen. De la información sobre este historial de manchas solares se puede inferir la emisión de energía del sol durante los últimos 400 años. Con dicha información disponible, parece existir una muy estrecha relación entre la emisión de energía del sol y las temperaturas globales.

Las variaciones de las emisiones de energía del sol pueden afectar al clima de la Tierra durante cortos períodos de tiempo. Actualmente estamos experimentando un período de irradiación solar que es mayor que en cualquier otro momento en los últimos mil años. Por ello, a pesar de los cambios en el efecto invernadero de la atmósfera provocado por la quema de combustibles fósiles, probablemente la temperatura de la Tierra estaría de todas maneras en sus niveles más altos del último milenio. Comienza a parecer que nuestras recientes décadas podrían haber sido cálidas de manera natural, gracias a nuestro sol.

¿Cuál es la diferencia entre bioclimatología, climatología y meteorología?

La BIOCLIMATOLOGIA es el estudio de las influencias del clima sobre los seres vivos, la CLIMATOLOGIA es la rama de la meteorología que se ocupa del estado medio físico de la atmósfera durante un largo período conjuntamente con sus variaciones en tiempo y espacio y la METEOROLOGIA es la ciencia que estudia la atmósfera y los fenómenos relacionados, fundamentada en observaciones meteorológicas, análisis de mapas y aplicaciones de leyes de la física.

¿Cuáles son las escalas espaciales y temporales de la variabilidad del tiempo?

Los fenómenos físicos en la atmósfera ocurren en todas las escalas espaciales y temporales.

Están por una parte los fenómenos de escala espacial muy pequeña, como por ejemplo el intercambio de vapor de agua entre las plantas y la atmósfera que ocurre a nivel de los estomas de las hojas (microescala). Por otra parte, la evaluación de riesgo de heladas o de disponibilidad de energía eólica requiere del conocimiento de fenómenos que presentan una variabilidad espacial de cientos de metros o de algunos kilómetros. Los procesos que condicionan la dispersión de contaminantes involucran escalas espaciales del tamaño de una región, al igual que el desarrollo de sistemas de brisas costeras o de valle (mesoescala). En la escala de algunos miles de kilómetros se desarrollan sistemas organizados de nubosidad y precipitación asociado a los frentes fríos y cálidos (sinóptica), en tanto que las condiciones meteorológicas anómalas asociadas a los fenómenos El Niño y La Niña tienen que ver con perturbaciones en el comportamiento de la atmósfera en una escala hemisférica (global o planetaria)

Desde el punto de vista de la variabilidad temporal de los fenómenos atmosféricos, los meteorólogos analizan una gran variedad de situaciones, aparte de aquellas forzadas por los ciclos astronómicos diario y anual. Están por una parte los fenómenos de muy corta duración como por ejemplo los procesos turbulentos de pequeña escala que explican el transporte de calor en los primeros cientos de metros sobre la superficie (microescala), la formación de torbellinos de diversos tamaños o la ocurrencia de rayos. A una escala de minutos a horas ocurren fenómenos tales como la formación de las nubes o el desarrollo de tormentas severas (mesoescala). En la escala de los días se observa el desarrollo de frentes y en general de fenómenos que permiten caracterizar las condiciones de «tiempo» atmosférico en un cierto lugar (sinóptica). En una escala de tiempo todavía mayor está la variabilidad atmosférica intraestacional, que explica por ejemplo la ocurrencia de un periodo relativamente prolongado de buen tiempo en un invierno anormalmente riguroso, y la variabilidad interanual, que da cuenta de los cambios de las condiciones medias meteorológicas de un año al siguiente (global).

¿Cómo interaccionan el clima y las plantas?

La posibilidad de desarrollo de una especie depende, entre otros factores, del clima. El clima depende de la cantidad de radiación solar, por unidad de superficie, que se recibe en una determinada latitud, y su posición respecto a las masas de agua. Además, el propio desarrollo del suelo y la vegetación modifican las condiciones de humedad y temperatura de una región, la recepción de luz y el régimen de vientos, creando fitoclímax y pedoclímax, definiendo topoclimas e incluso microclimas.

¿Cómo se distribuye latitudinalmente la radiación solar?

El flujo de energía sobre una superficie determinada depende no sólo de la irradiancia que exista, sino también de la orientación que tenga la superficie en cuestión respecto de la dirección de propagación de la radiación. La irradiancia será máxima sobre un plano que esté perpendicular a la dirección de propagación de la radiación. En cambio, será mínima si el plano es paralelo a la radiación. La intensidad de radiación sobre la superficie dependerá pues, del ángulo que forme la normal de la superficie, respecto de la dirección de propagación de la radiación. Este ángulo se conoce con el nombre de ángulo de incidencia. Por lo tanto, la latitud determina la insolación terrestre. La zona intertropical es la que recibe mayor insolación por unidad de superficie, al incidir perpendicularmente sobre ella los rayos solares. A medida que nos dirigimos hacia los polos, los rayos solares llegan con mayor inclinación, por lo que la misma cantidad de energía deberá distribuirse en una superficie mayor. Esta distribución de la radiación solar, con un máximo en el Ecuador y un mínimo en los Polos, es la que origina el calentamiento diferencial que da origen a la circulación general de la atmósfera.

¿Qué influencia tienen la continentalidad, oceanidad, altitud y relieve en el clima?

La cercanía o lejanía del mar (carácter marítimo o continental) influye tanto en la humedad del aire como suavizando los contrastes térmicos, pues la masa del mar retiene calor por la noche, compensando el rápido enfriamiento de la tierra, y la refresca durante el día.

Atmósfera y océano interactúan térmica, hidrológica y dinámicamente. El océano es el principal regulador del clima; éste no se calienta (o enfría) si previamente no está caliente (o frío). En el ciclo anual esto es fácil de ver; el Sol es la fuente primordial de calor y el día que menos radiación recibe el hemisferio norte es el 21 de diciembre; pero ése no es el día más frío del año; las temperaturas más bajas se registran hasta fines de enero. El océano es la causa de este retraso de un mes en la respuesta del clima al Sol, pues tiene que perder el calor ganado en verano para que el clima se enfríe y esto le lleva aproximadamente un mes. Análogamente sucede en la época de calor; el día que más radiación recibe este hemisferio es el 21 de junio y los días más calurosos del año se presentan (normalmente) hasta que el océano reacciona, un mes después. A esta propiedad de resistirse al cambio de temperatura se le llama inercia térmica o capacidad calorífica.

El continente también tiene esta propiedad, pero es insignificante comparada con el océano; por eso responde mucho más rápidamente, aunque no al instante, a los cambios de radiación solar. Para visualizar esto, examinemos el ciclo diario de temperatura. El momento más frío del día normal es alrededor de media hora después de que sale el Sol; o sea, hasta que la tierra comienza a absorber radiación, luego de enfriarse durante la noche. Por otro lado, y de modo análogo, la temperatura más alta del día se registra normalmente unas dos horas (es decir, como a las 2 p.m.) después de que el Sol pasa por la cúspide de su trayectoria diurna (como a las 12 del día); estas dos horas son las que tarda en reaccionar el suelo, que a su vez calienta el aire superyacente. Una pileta de natación ofrece una vivencia directa de lo anterior: al medio día el piso que la rodea está muy caliente comparado con el agua y al amanecer aquél está más frío que ésta.

Por las consideraciones anteriores podemos afirmar que el continente tiene una inercia térmica despreciable comparada con la del océano, y esto por dos razones: por un lado, el calor específico del agua triplica el del suelo y, por otro, la capa continental que interactúa con el clima es diez veces más delgada que la oceánica.

En el sótano del Observatorio de París, a 28 m de profundidad, funciona un termómetro colocado allí por Antoine de Lavoisier (1743-1794), el cual durante dos siglos ha marcado siempre la misma temperatura (11.7°C); de hecho, a 10 m de profundidad, la variabilidad climática es indetectable. Esto se debe a que el suelo es muy mal conductor del calor (es decir, su conductividad térmica es muy pequeña).

Sin embargo, el continente participa en el clima por otros canales. Uno muy importante es su color (propiamente, albedo), pues de él depende la cantidad de radiación solar absorbida por el suelo, que lo calienta y luego también calienta al aire. Otro proceso climático en que la tierra desempeña un papel relevante es el intercambio de humedad. El continente (sobre todo su cubierta vegetal) suministra vapor a la atmósfera; asimismo absorbe agua (aportada por la precipitación), fundamental para la vegetación (agrícola y silvestre). Además, la humedad del suelo influye en el albedo superficial de dos maneras: una directa, que consiste en que la tierra desnuda se oscurece cuando se moja y una indirecta al propiciar que surja vegetación, lo que también altera el albedo.

Regresemos al mar para puntualizar algunas otras cosas. La capa oceánica que actúa en el clima es muy somera (unas decenas de metros) comparada con la profundidad media del océano (3.8 km) y se le llama capa mezclada en virtud de que está en constante agitación por las olas, las corrientes, etc., y por lo mismo presenta una temperatura verticalmente uniforme; o sea que el agua tiene la misma temperatura desde la superficie hasta los 50 o 100 m de profundidad. Este espesor depende del lugar y de la época. En el fondo de la capa mezclada comienza la termoclina; en ella la temperatura disminuye conforme aumenta la profundidad. Las capas oceánicas que subyacen a la mezclada reaccionan a los cambios térmicos con siglos o milenios de retraso.

Respecto de la altitud y relieve….La altitud es muy importante, tanto porque al crecer la altura disminuye la temperatura, como porque las montañas retienen y condensan las masas de aire húmedo provenientes del mar en su vertiente de barlovento (la cara de la montaña a la que no golpea el viento se llama sotavento). En las montañas se establecen diferencias, asimismo, entre la solana (lado que recibe el calor del sol) y la umbría (cara que permanece sombreada y, por tanto, es más fría).

Palabras clave

Mar Mediterráneo , Tiempo , DANA – Gota fria , Calor , España , Verano , Otoño , Lluvias , Respuestas a consultas de usuarios

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