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Bibliografía utilizada:
-
Patrones de Embarcaciones de Recreo – José de Simón Quintana
Navegación Costera – Jaime Vaquero
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3.1.- MASAS DE AIRE. NUBES: CLASES
3.1.1.- MASAS DE AIRE
Atmósfera no homogénea -> GRANDES MASAS -> diferencian principalmente en
-temperatura
-humedad
Estas diferencias son considerables (entre ellas) lo que da lugar a los FRENTES o SEPARACIONES
Esta homogenización se mantiene, sobre todo en sentido horizontal, ya que en el vertical estas
propiedades de temperatura y de humedad varían con la altura. No obstante estas variaciones son
uniformes y pequeñas dentro de una misma masa de aire.
Se trasladan por la atmósfera y al estar fuera de su lugar de origen modifican sus propiedades.
Una masa de aire que se traslada hacia latitudes más baja se considerara fría dado que va hacia
superficies más cálidas y una que va hacia los polos será siempre cálida.
Según la Organización Meteorológica Mundial identifica a las masas de aire mientras permanezcan en
su lugar de origen de la siguiente manera:
DENOMINACION
Aire ártico marítimo (mA)
Aire ártico continental (cA)
Aire polar marítimo (mP)
Aire polar continental (cP)
Aire tropical marítimo (mT)
Aire tropical continental (cT)
Aire ecuatorial (E)
CARACTERISTICAS
Muy FRIO y HUMEDO
Muy FRIO y SECO
FRESCO y HUMEDO
FRIO y SECO
TEMPLADO y HUMEDO
CALIDO y SECO
CALIDO Y MUY HUMEDO
Aparte de estas letras, que indican su lugar geográfico, a las masas de aire polar o tropical se les
añade una k (frío) o una w (cálido) para indicar su característica termodinámica, ejemplos:
-
cTw = aire tropical continental CALIDO
mpk = aire polar FRIO
Las masas de aire frío cuando entran en contacto con una superficie más caliente eleva su
temperaturas en sus partes bajas y aparece un fuerte gradiente vertical térmico (1), siendo este el
motivo de su principal característica “la inestabilidad”.
(1) GRADIENTE TERMICO: es la variación que experimenta la temperatura en un intervalo de
altura (suele ser de 100 0 1000 metros). Se considera positivo cuando la temperatura disminuye con la
altura y negativo cuando aumenta.
Las masas de aire frío (generalmente las árticas o las polares) son mas inestables cuanto mayor sea el
vapor de agua o HUMEDAD que contienen. Esta humedad puede ser de origen o recogida en su
recorrido, y dan lugar a cúmulos y cúmulo nimbos al elevarse el aire calentado, a vientos racheados,
a chubascos y a buena visibilidad.
2
Las masas de aire cálido son las estables ya que enfriarse las capas inferiores, por el contacto con
suelos más fríos, la gradiente vertical disminuye. Estas masas, que son de origen tropical, dan origen a
vientos constantes, a nubosidad estratiforme y a precipitaciones moderadas.
Hay que tener en cuenta que las masas de aire se consideran cálidas (w) o frías (k) en un concepto
relativo ya que esta en función de la temperatura del suelo sobre la que se encuentran o desplazan.
La siguiente tabla resume las características de las MASAS DE AIRES en función de su temperatura
la humedad y la región manantial.
M
A
S
A
FRIAS (k)
MARITIMAS
ARTICO
CONTINENTALES
POLAR
Inestable
Viento racheado
Buena visibilidad
Nubosidad; Cu - Cb
Precipitaciones: Chubascos
S
D
E
A
I
R
E
CALIDAS o
CALIENTES (w)
MARITIMAS
TROPICAL
CONTINENTALES
ECUATORIAL
Estable
Viento constantes
Visibilidad regular o mala
Nubosidad; St – Sc - Ns
Precipitaciones: lloviznas o
Lluvias constantes
3.1.1.1.- CICLOS DE VIDA DE LAS MASAS DE AIRE
Las masas, al trasladarse fuera de su región de origen experimentan un ciclo al modificar sus
características. Los factores de los que dependerá su modificación son:
-
características propias de origen (presión – temperatura y humedad)
características del camino que recorra (mas frío o mas caliente)
Tiempo que dure su recorrido fuera de su región de origen
3.1.1.2.- ZONA FRONTAL Y SUPERFICIE FRONTAL
Cuando las masas de aire de diferentes características se ponen en contacto se origina una zona de
transición de una masa a otra que se denomina masa frontal, variando su espesor. Si esta zona frontal
es muy estrecha se le denomina superficie frontal.
Estas zonas frontales suelen estar inclinadas debido al giro de la Tierra y a las velocidades de las
masas de aire.
3
3.1.2.- NUBES: CLASES
El aire de la atmósfera, aunque no uniformemente, contiene vapor de agua. Este vapor que es invisible,
puede pasar al estado líquido (condensación) o al estado sólido (congelación).
El vapor de agua al hacerse líquido o sólido se hace visible formando la NUBE; ya que al pasar al
estado sólido forma pequeñísimas gotitas de agua o pequeñísimos cristales de hielo, los cuales se
mantienen en el aire debido a su poco peso y a la ayuda de las corrientes ascendentes. Cada gotita
necesita un granito de polvo que adsorben la humedad (microscópico) denominado núcleo de
condensación alrededor del cual se depositan la gota de agua.
Al ascender el aire y encontrarse con presiones mas pequeñas se expande y en consecuencia se enfría.
Si ese enfriamiento alcanza la temperatura del punto de rocío se condensa el vapor de agua que
contiene y se forma la nube. Esta ascensión de las masas de aire se deben principalmente a:
a) La inestabilidad térmica en la atmósferas origina corrientes de aire, al ascender las más
calientes y bajar las más frías. En caso que las ascendentes lleguen a condensarse se forman
las nubes llamadas de convección, que son las que generalmente forman cúmulos y si están a
mayor altura cumulonimbos.
b) Cuando el viento sopla en la ladera de una montaña, esté obliga a subir a la masa de aire, si
esta llega a enfriarse a la temperatura del punto de rocío se forman nubes o nieblas
denominadas orográficas que en ocasiones dependiendo de la altura y humedad producirán
precipitaciones a barlovento de la montaña.
c) Al encontrase dos masas de aire una fría o relativamente fría y otra caliente o templada, la
más cálida asciende y su temperatura comienza a disminuir. Si llega a condensarse se forman las
nubes frontales que suelen ser estratos y a mayor altura alto estratos, cirroestratos y cirros.
3.1.2.1.- CLASES
Aunque las nubes están en constante evolución, se han dividido en diez géneros en función de su forma,
dimensión, estructura, color y luminiscencia.
1)
2)
3)
4)
5)
CIRROS : blancas y fibrosas (cabello), altura es entre 6000 a 10000 m.
CIRROCUMULOS: blancas y delgadas, altura entre 6000 a 10000 m.
CIRROTRASTOS: velos nubosos, cubren parcial o totalmente el cielo, altura 6000 a 10000 m.
ALTOCUMULO: blancas y grises con aspecto fibroso o difuso, altura 2000 a 4000 m.
ALTOSTRATOS: grises o azuladas, cubren parcial o totalmente el cielo dejando ver un sol
opaco, altura de 2000 a 4000 m.
6) NIMBOSTRATOS: grises, cubren el Sol produciendo lluvia o nieve, altura de 150 a 1600 m.
7) ESTRATOCUMULOS: grises o blanquecinas de aspecto no fibroso, altura 500 a 1600 m.
8) ESTRATOS: grises, pueden originar llovizna están a menos de 500 m.
9) CUMULOS: en forma de torres, su altura 600 y 1600 m.
10) CUMULONIMBOS : muy densas, forma de montaña y cubren el cielo, altura 300 y 1700 m.
3.2.- ISOBARAS Y GRADIENTE DE PRESION
3.2.1.- ISOBARAS
Todos los puntos de igual presión atmosférica forman una superficie isobárica, siendo la isobara la
línea de intersección de una superficie isobárica, en un momento determinado, con la superficie
del nivel del mar.
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La presión atmosférica cambia con la altura (aproximadamente 1 milibar por cada 8 metros) por lo
que es necesario que todas las lecturas tengan la misma base para poder compararla. Esta base es la
presión media del nivel del mar, 760 mm., o su equivalente en milibares 1012 milibares (aunque es 1013,
2 se toma la de 1012). Estas isobaras se representan en los mapas con una separación de 4 milibares.
Tomando la prensión normal en 1012 milibares todo lo que este por encima se considera ALTA las que
estén por encima y BAJAS las que se encuentren por debajo.
Las isobaras, dependiendo de la superficie que abarque, pueden ser
3.2.2.- GRADIENTE DE PRESION
Rectas o curvas
Cerradas
Curvas
Abiertas
Es la diferencia de la presión atmosférica que existe entre dos puntos situados a la unidad de
distancia (1º = 60 millas náuticas) sobre una recta normal a las isobaras que pasa por dichos
puntos.
Podemos distinguir dos tipos de gradiente:
A) GRADIENTE VERTICAL DE PRESION : es la variación de presión respecto a la variación de
altura Al ser la gradiente de presión proporcional a la densidad del aire y al decrecer esta
densidad con la altura la gradiente vertical es decreciente en proporción geométrica (no
varia linealmente sino geométricamente). Se mide cada 100 metros.
B) GRADIENTE HORIZONTAL DE PRESION: Al no estar en equilibrio la atmósfera (si lo
estuviera las superficies isobáricas serian concéntricas con la superficie terrestre) y presentar
toda clase de abultamiento o elevaciones, estas superficies no son horizontales.
Analíticamente se demuestra que cuanto mayor es la inclinación de las superficies isobáricas
respecto al horizonte, mayor será el gradiente horizontal de presión y mas juntas estarán
las isobaras. La gradiente horizontal se mide por lo que varia la presión en milibares, en una
distancia de 60 millas (1º) perpendicular a las isobaras. Por ejemplo:
Si dos isobaras de 1012 mb Y 1008 mb. Están a una distancia perpendicularmente y sobre
la carta de 150 millas cual será el Gradiente horizontal (Gh) en uno de los puntos de las
150 millas.
Como 150 :60 nos dará los grados de distancia 150/60=2,5º
1012 - 1008
Gh =
2,5
= 1,6 mb/grado
Estas distancia se miden en la carta y su estudio es fundamental ya que, entre otras
cosas, intervine en la circulación y en la intensidad del viento.
3.2.3.- CENTROS BARICOS, ANTICICLONES Y BORRASCAS. TIEMPO ASOCIADO
3.2.3.1.- CENTROS BARICOS, ANTICICLONES Y BORRASCAS
Cuando la configuración de las isobaras es CERRADA puede ocurrir que se alrededor de una ALTA
o de un BAJA presión.
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En las altas presiones el viento circula a su alrededor en el mismo sentido que las aguja del reloj ( en
el Hemisferio Norte) y en los de baja presión en el sentido contrario de las agujas del reloj (en el
Hemisferio Norte).
ANTICICLONES: son extensiones de alta presión (A en España, H en EE.UU). Sus isobaras tienen un
valor creciente desde la periferia al centro y se pueden considerar:
FIJOS cuando al tener gradientes pequeños se quedan estabilizados durante cierto tiempo
ocupando grandes extensiones. Estas regiones normalmente corresponden a buen tiempo, incluso a
veces, paran, desvían o debilitan la trayectoria de los ciclones. Por diferencia de temperatura
entre sus capas adyacentes favorece la formación de nieblas.
MOVILES son de extensiones mucho menor que la de los fijos, y suelen hallarse entre dos
depresiones móviles participando en su desplazamiento.
BORRASCAS: son depresiones de menor extensión que los anticiclones, que normalmente vienen
acompañadas de nubosidad y precipitaciones (B en España y L en EE.UU.). Se trasladan, por lo general,
de W – E (media de 25 nudos). Varían mucho en sus tamaño y profundidad ( de 100 a 2000 millas y de
1000 a 960 mb.)
A causa de la rotación de la tierra, el aíre que se dirige al centro en las bajas presiones es desviado
hacia la derecha en el Hemisferio Norte y a la izquierda en el Sur (al revés en las altas).
El rozamiento del viento con la superficie de la tierra hace que, por una parte reduzca su fuerza, y
por otra que se incline (entre 10 y 20 grados) hacia los centros de baja presión y hacia fuera en los
de alta, siendo está inclinación mayor cuanto mas cerca esté del centro y cuanto mayor sea la
depresión y el gradiente de presión, si están las isobaras muy juntas el gradiente el alto y por lo
tanto los vientos soplaran fuertes.
LEY DE BUY BALLOOT’S
Poniéndose cara al viento el centro de la borrasca estará en la dirección entre los
90º y 135º y hacia estribor (derecha), en el hemisferio Norte.
3.2.3.2.- TIEMPO ASOCIADO
A) ALTAS PRESIONES: Están asociadas a periodos de tiempo bueno y estable, con vientos flojos y
constantes. La temperatura sube y el barómetro o sube o esta alto.
B) BAJAS PRESIONES: Las precedes un aumento de la nubosidad que baja y se oscurece. Van
acompañadas de inestabilidad, vientos fuertes y cambios importantes en su dirección. Su
desplazamiento es paralelo a las isobaras. Suelen venir acompañadas de lluvias preceden al frente
cálido El barómetro, va bajando hasta que el frente cálido llega y se queda estacionario hasta que
llega el frente frío que lo hace subir bruscamente. Se sabe que está acabando la tormenta cuando
aparecen los cúmulos.
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3.3.- VIENTO: GRADIENTE, CORIOLIS Y ROZAMIENTO
El sol calienta de manera desigual a la Tierra las masas de aire que componen la atmósfera se dilatan y
adquieren mayor volumen disminuyendo su densidad (y en consecuencia su peso, P = Vx D) por lo que al
pesar menos suben y tienden a colocarse sobre las capas de mayor densidad. Por otra parte la presión
esta relacionada directamente con la densidad ya que a mayor presión mas densidad y a menor presión
menor densidad, por lo tanto el aire se desplaza de los núcleos de alta presión a los de menor
presión, originando de esa manera el VIENTO. Si la superficie de la Tierra estuviera toda a la misma
temperatura no habría viento al estar las fuerzas compensadas o si las altas y bajas presiones fueran
estáticas soplaría siempre en la misma dirección. La posición geográfica, la estación de año su
orografía etc. hace que tengan distinta temperatura dando lugar a núcleos de altas y bajas
presiones, por lo que las masas se moverán de las partes altas a las bajas horizontalmente, para así
reestablecer el equilibrio, haciéndolo de forma perpendicular a las isobaras y cuanto mayor sea el
gradiente de presión, mayor será su intensidad. Este el viento conocido como viento de presión.
3.3.2.- GRADIENTE
Cuando el aire sigue una curva muy cerrada se hace notar la fuerza centrífuga, que perpendicular a su
trayectoria lo despide hacia fuera en las en las alta y en las bajas. Por su sentido, la fuerza
centrifuga se combina, sumándose con el viento geostrofico en la Bajas y restándose en las Altas,
por lo que a igualdad de condiciones se tendrá más intensidad en las bajas.
La resultante de estas tres fuerzas: presión, coriolis y centrífuga es lo que se denomina viento de
gradiente.
3.3.3.- FUERZA DE CORIOLIS
Todo cuerpo que se mueve sobre otro que está en rotación da origen a una fuerza (basado en los
principios de la inercia). Esta fuerza desviadora ocasionada por el movimiento de rotación de la tierra
es la que se conoce como fuerza geostrofica o fuerza de coriolis, la cual tiene las siguientes
características:
actúa perpendicular al viento en todo momento
es nula en el Ecuador y máxima en los Polos
El viento de presión se recurvando según la resultante de la fuerza originada por la diferencia de
presiones y la fuerza geostrofica, y en un determinado punto se igualan discurriendo entonces
paralelo a las isobaras, ese es el fenómeno que se reconoce como viento de coriolis o geostrofico
Para que se de, es necesario que las isóbaras sean paralelas y rectilíneas, así como la ausencia de
rozamiento, por lo tanto este viento se da a partir de cierta altitud.
3.3.4.- ROZAMIENTO
Le origina una pérdida de velocidad así como un cambio de dirección hacia dentro en las bajas y hacia
fuera en las altas. El aire debe ir de las altas a las bajas, pero no de forma directa ya que debido a la
fuerza desviadora que le produce la rotación de la tierra (fuerza geostrofica), hace que el viento
discurra paralelamente a las isobaras con más fuerza cuanto más juntas estén.
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3.4.- FRENTES
En los mapas meteorológicos, normalmente de superficie, están representados en base a las isobaras,
estando en ellos representados además los frentes.
La atmósfera no es homogénea y está dividida en grandes masas de aire, las cuales se diferencias
principalmente por su humedad y por su temperatura. Estas masas mientras están en su región de
origen se mantienen estables y en sentido horizontal, pero cuando se trasladan fuera de estas
regiones (leyes de la circulación atmosféricas), modifican sus propiedades.
Las masas de aire frío (árticas o polares), al bajar hacia latitudes más templadas contactan con
superficies más caliente, por lo que sufren un calentamiento en sus capas bajas. Estas capas al
calentarse provocan una inestabilidad al dar origen a un gradiente vertical de temperatura, que a su
vez originan una nubosidad de tipo de desarrollo vertical (cúmulos y cumolonimbos), a vientos
racheados y a precipitaciones (chubascos), siendo la visibilidad buena.
Las masas de aire cálido (tropicales o ecuatoriales), al entrar suelos más fríos y enfriarse sus capas
inferiores hacen disminuir el gradiente térmico vertical y como consecuencia los vientos serán
constantes (flojos generalmente), la nubosidad estratiforme y las precipitaciones serán en forma de
lluvia suave (llovizna) y continua siendo la visibilidad regular o mala.
Cuando ambas masas se ponen en contacto dan origen a una zona cuyas propiedades se mezclan. A
esta zona se le denomina zona FRONTAL y su espesor puede variar de unos cientos de metros a
millares. La intersección de esa zona frontal con la tierra es lo que se denomina FRENTE (las zonas
generalmente están inclinadas debido al movimiento de la tierra y a las velocidades de las masas de
aire).
Una vez unidos los dos frentes, y debido a que las dos masas de aire tienen diferentes velocidades,
existen una tendencia a formar ondas y algunas de estas ondas se convierten en depresiones (en el
esquema de la evolución de las depresiones en el punto 3 se puede ver como ya hay una circulación de
aire en sentido contrario a las manecillas del reloj)
En el esquema el frente frío está pintado en azul y se llama así porque a lo largo de todo su recorrido el
aire frío reemplaza al caliente. La parte en rojo es el frente caliente y se observa como a lo largo de
este frente el aire caliente remonta al frío
Cada frente supone una zona de mal tiempo acompañado de lluvias y vientos que pasados cambian de
dirección.
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Durante los dos o tres primeros días de la depresión, está mantiene su frente frío y su frente
caliente (la zona entre ambos se conoce como sector caliente al estar más calido el aíre que el que le
rodea).
La aserción del aire caliente sobre el frío produce la condensación del vapor de agua y forma así las
primeras nubes que mas tarde provocan lluvia. Las nubes que aparecen a la cabeza del frente caliente
son cirros (a unas 50 millas de la parte del frente que contacta con la superficie).
En los frentes fríos el aire frío empuja por debajo al aíre caliente y lo hace subir (a veces es tan
violenta la ascensión que produce chubascos). Hace que la humedad se condense en forma de nubes
cumulonimbos, de las que se desprenden fuertes aguaceros.
ESQUEMA DE LA EVOLUCION DE UNA DEPRESION ONDULATORIA
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El frente de aire frío es más rápido que el de aire caliente por lo que llega a alcanzarlo haciendo que
el aire caliente se eleve del nivel de la superficie de la tierra, lo que da origen a la oclusión
Existen dos clases de oclusiones:
-
de frente frío cuando el aire que va por delante es menos frío que el que va por detrás
de frente caliente cuando el que va por delante es más frío que el que va por detrás.
Cuando un frente se caracteriza por la ausencia de desplazamientos frontales y por su uniformidad
de presiones se denomina FRENTE ESTACIONARIO.
3.5.- CONCEPTO DE HUMEDAD ABSOLUTA Y RELATIVA. PUNTO DE ROCÍO. PSICRÓMETRO.
FORMACIÓN DE NIEBLAS, CLASES, PREVISIÓN, PROPAGACIÓN Y DISPERSIÓN
3.5.1.- CONCEPTO DE HUMEDAD ABSOLUTA Y RELATIVA
En el aire atmosférico se encuentra el agua en sus tres estados: sólido, líquido y gaseoso. Para tratar
este concepto solo se estudia el gaseoso, es decir el vapor de agua
El vapor de agua es uno más de los componentes del aire atmosférico siendo sus principales fuentes:
los océanos y mares (aunque también evaporan agua los ríos, lagos, plantas, animales, nieves etc.)
El proceso físico de pasar un cuerpo de estado líquido a gaseoso se denomina evaporización y si el
cuerpo es sólido se denomina sublimación.
Los principales factores que influyen en la rapidez de la evaporización son:
-
La temperatura del agua
La temperatura del aire que está en contacto con el agua
La cantidad de agua que contiene el aire
A) HUMEDAD ABSOLUTA
Es la cantidad de agua que contiene el aire en un momento determinado expresada en gramos por
metros cúbicos de aire.
Este valor es variable y puede llegar hasta un límite máximo, aire saturado, a partir del cual se
condensa en forma de gotas de agua o cristales de hielo, aunque a veces, con unas condiciones muy
especiales, la humedad puede conservase en estado gaseoso más allá del límite de saturación
diciendo entonces que el aire está sobresaturado
10
El límite de saturación depende de la temperatura así, por ejemplo, 1 m. cúbico de aire a -20º se
satura con 0,9 gramos de vapor de agua, pero si ese metro esta a 30º necesita 30 gramos.
B) HUMEDAD RELATIVA
Es la relación que existe entre la humedad absoluta y la humedad saturante a esa misma
temperatura. Es decir el tanto por ciento de vapor de agua que contiene el aire con relación al máximo
que podría contener a la misma temperatura. Este cociente puede valer como máximo la unidad que
correspondería al grado de saturación.
Al igual que todos los gases de la atmósfera, el vapor de agua está sometido a una presión (la suma de
las presiones de todos ellos es lo que se llama prensión atmosférica). La relación de esta presión o
tensión particular del vapor de agua en un momento determinado y a una temperatura, y la tensión
máxima que ofrecería ese vapor de agua saturado a la misma temperatura se le denomina : relación
de tensión de saturación o fracción de saturación, y esta relación expresada en tanto por ciento es
la humedad relativa.
p
H
(RELATIVA)
=
p = presión del vapor a una temperatura
x 100
P
P = presión del vapor a la misma temperatura
pero cuando está saturado
La saturación se daría cuando el cociente fuera 1 (100 %), es decir p = P. Para igualar estos dos
miembros existen dos medios:
-
aumentar el vapor de agua (aumentaría p)
disminuir la temperatura (aumentaría P)
Si a una masa de aire se le aplica frío, llega un momento que su temperatura alcanza la de saturación,
pues bien esa es la temperatura denominada punto de rocío, la cual es el punto de partida para la
formación de nubes, nieblas y rocío, por lo tanto a menor temperatura del punto de rocío comienza la
condensación.
3.5.2.-PUNTO DE ROCIO
A cada temperatura le corresponde una cantidad de vapor de agua límite para llegar a la
saturación, luego a cada cantidad de vapor de agua le corresponde una temperatura que lo haga
llegar a su punto de saturación. A esta temperatura es la que se conoce como punto de rocío. Por lo
tanto si una masa de aire tiene una temperatura igual a la de su punto de rocío esa masa está
saturada y la humedad relativa que contiene es del 100 por 100, y cuanto más lejos este esa masa
de esa temperatura más seco estará ese aire.
Si el aire se enfría por debajo de la temperatura del punto de rocío, no podrá albergar todo el vapor
de agua que contenía anteriormente y en consecuencia lo que le sobra se depositará en forma líquida
(condensación), que si es en superficie dará origen al rocío, empañando cristales etc.. y si es en la
atmósfera lo hace en forma de nieblas y nubes.
Resumiendo todo el punto de rocío se puede considerar como la temperatura por debajo de la cual
comienza la condensación.
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3.5.3.-PSICRÓMETRO
Es un aparato que determina la humedad relativa (la más importante en Meteorología) que consta de
dos termómetros: uno seco que mide la temperatura ambiente y otro húmedo que tiene un depósito
envuelto en una muselina que siempre está mojada (la parte inferior siempre sumergida en agua).
El agua que empapa a la muselina se va evaporando continuamente, mas cuando menos humedad haya en
el aire y menos cuanto más humedad haya en el aire y en caso de saturación la evaporación seria nula.
El fenómeno de evaporación absorbe cierta cantidad de calor, calor que le proporciona la muselina
húmeda al termómetro húmedo por lo que cuando este calor se desprende la temperatura que marca
el termómetro húmedo baja hasta que se restablezca el equilibrio entre el calor perdido y el del
exterior y en consecuencia esa temperatura siempre será menor a la de la temperatura ambiente y
solo marcarán iguales cuando no exista evaporación es decir cuando el aire este saturado.
Teniendo en cuenta una serie de datos (calor especifico de aire, densidad del aire, calor de evaporación
del agua, presión atmosférica etc.) se han elaborado unas tablas psicrométricas para determinar la
humedad relativa y el punto de rocío, entrando con la temperatura del termómetro húmedo y la
diferencia entre ambos termómetros.
Otro instrumento para medir la humedad relativa es el higrómetro de absorción (si la registra
higrógrafo), que está basado en la propiedad de algunos materiales que varían sus propiedades
(alargarse o acortarse) en función de la humedad relativa en el ambiente.
3.5.4.- FORMACIÓN DE NIEBLAS, CLASES, PREVISIÓN, PROPAGACIÓN Y DISPERSIÓN
3.5.4.1.- FORMACION DE NIEBLAS
Son nubes que tocan el suelo, por lo tanto, al igual que ella, es el resultado de la condensación del
vapor de agua y para su formación es necesario, al igual que la nube, es necesario que en el aire exista
un elevado grado de humedad relativa que la temperatura haya descendido hasta el punto de rocío
y que haya suficientes núcleos de absorción sobre los cuales se produzca la condensación.
Ese elevado grado de humedad necesaria se puede haber alcanzado por el enfriamiento del aire o
bien por la evaporación del agua (o ambas cosas a la vez). Los núcleos de condensación deben ser
higroscópicos y suelen proceder del polvo, restos de combustiones, sales marinas …
La densidad de la niebla varía, y en consecuencia su visibilidad, se denomina:
NIEBLA MUY ESPESA : visibilidad menor a 50 metros
NIEBLA ESPESA:
visibilidad entre 50 y 200 metros
NIEBLA REGULAR:
visibilidad entre 200 y 500 metros
NIEBLA MODERADA.
visibilidad entre 500 y 1000 metros
NEBLINA:
visibilidad entre 1 y 2 kilómetros
BRUMAS:
visibilidad entre 2 y 10 kilómetros
Hay un estado de opacidad del aire a ras de tierra que se producen por la suspensión de partículas
sólidas de polvo, sales o humos y que se denomina calima o calina.
12
3.5.4.2.- TIPOS DE NIEBLAS
Los principales procesos físicos que causan la saturación son: la evaporación y el enfriamiento, siendo
los tipos de nieblas resultantes de cada proceso los siguientes:
Nieblas
FRONTALES
De la
EVAPORACION
Nieblas de
VAPOR
Nieblas de
ADVECCION
Nieblas de
RADIACION
O TERRALES
DeL
ENFRIAMIENTO
(Por el descenso de la
temperatura del aire)
Nieblas de
OROGRAFICAS
O de Montaña
Nieblas de
INVERSION
Nieblas de
MEZCLA
Cuando una lluvia procedente de un aire templado cae
a través aire frío (lo que es una superficie frontal), se
desarrolla una sobresaturación debido a la evaporación
de la lluvia cálida a través del aire frío, por lo que
esa evaporación se condensa formando una nube
estrato, o niebla si la superficie frontal está cerca
de la superficie terrestre
Cuando corriente de aire frío incide sobre una
superficie de agua templada, se produce una
evaporación intensa que originan una rápida
condensación y crean las nieblas de vapor (suelen
ocurrir en otoño en los lugares cercanos a lagos y ríos y
en el ártico donde le llaman nieblas fumantes)
Cuando el aire húmedo se desplaza sobre superficies
más frías el enfriamiento del aire da lugar a nieblas.
Estas son las más frecuentes en la mar
Cuando el aire húmedo está detenido y en contacto
con la tierra que progresivamente se ha ido
enfriándose durante la noche, se produce una
condensación por radiación del frío de la tierra al
aire. Aunque generalmente se producen en tierra a
veces se trasladan hacia el mar.
Cuando el viento sopla contra una montaña, el aire es
obligado a subir y al enfriarse en sus capas altas,
comienza a formase la niebla cuando alcanza una
elevación donde el aire llega a la saturación (se forman
a barlovento de la montaña, habiendo generalmente
buena visibilidad a sotavento, fenómeno conocido como
efecto Föhn).
Cuando en la parte superior de una capa de humedad
se originan una inversión de la temperatura y debido
al enfriamiento (por turbulencia o evaporación) se
origina un estrato o niebla (al estar en la capas altas
se afecta más a la aviación).
Cuando se encuentran dos clases diferentes de
corrientes de aire (una fría y otra caliente (o
templada) y húmeda)
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3.5.4.3.- PREVISION
Hay ciertas regiones en el mundo en la que durante ciertos meses del año son frecuentes las nieblas,
por lo que hay una alta probabilidad de encontrase con nieblas de advección o nieblas de mar. Por esta
razón ya existen mapas confeccionados en los que se representan las zonas y los meses de mas
frecuencia.
Para el navegante consisten en observar las temperaturas del mar y las del punto de rocío, así por
ejemplo cuando la diferencia temperatura del mar y del punto de rocío es pequeña y se navega
hacia aguas fría la posibilidad de niebla es alta, o bien en las desembocaduras de los ríos (sobre todo
en invierno cuando hay vientos cálidos del Sur en el Hemisferio Norte)
3.5.4.4.- PROPAGACION Y DISPERSION
A) PROPAGACION: Al margen del proceso que las genera la niebla se puede propagar e incluso
desarrollarse más aún por:
IRRADACION: cuando las gotas del contorno exterior de la niebla ceden su calor irradiación,
se enfrían y llevan al aire húmedo más próximo al punto de rocío formándose así más niebla.
MEZCLA: cuando se esparcen por la aparición de vientos suaves
B) DISPERSION: además de por la desaparición del fenómeno que las causo:
Por la aparición de vientos fuertes que al mezclar grandes cantidades de aire rompen la
situación del punto de rocío.
Por el calor del SOL, cuando la superficie se calienta y cede su calor a la niebla en contacto
con ella disolviéndola.
Cuando la niebla pasa por una corriente oceánica superficial y caliente
Por el cambio en la dirección del viento
Por la aparición de un viento más caliente y seco
3.6.- PARTES METEOROLÓGICOS. BOLETINES: TIPOS. INTERPRETACIÓN ELEMENTAL DE
CARTAS METEOROLÓGICAS
3.6.1.- PARTES METEOROLOGICOS
Para la previsión del tiempo, es necesario conocer la mayor cantidad de datos de las diferentes
variables meteorológicas, observadas varias veces al día simultáneamente en diferentes puntos
(zonas lo mas extensas posible). De las variables a estudiar las más importantes son:
-
la presión y su tendencia
la temperatura y su tendencia
la nubosidad
las nubes y sus clases
la humedad
la dirección e intensidad del viento
la diferencia de temperatura entre el aire y el mar
el espesor del hielo
las fotografías por satélites (si las hay)
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Para realizar esta labor la Organización Meteorológica Mundial dispone de barcos meteorológicos fijo
y en ruta, buques oceanográficos, aviones de investigación globos sondas, satélites estaciones en tierra
etc.
Los centros de análisis y predicción son lo responsables de confeccionar y distribuir los partes
generados. A estos partes los barcos tienen acceso, entre otros, a través del radiofacsimil siempre que
dispongan de la frecuencia establecidas para ello.
3.6.2.- BOLETINES TIPOS
-
Existen tres clases:
CLASE “A”: contienen información de las observaciones efectuadas en los
semáforos, es decir sin procesar.
- CLASE “B”
Información y
previsión del
tiempo
- avisos de temporal
- estado actual del tiempo
- previsión 12 horas siguientes
- previsión 24 horas siguientes
Los datos se facilitan por separados según zonas:
7- CADIZ, 5- AZORES, 8 ALBORAN…
- CLASE “C”: corresponde a un conjunto de observaciones para
la costa, con predicción valedera para todo el litoral.
Las EE.CC. emiten boletines por la frecuencia principal de trabajo, previa anuncio por el canal en
2182 y canal 16 (para OM y VHF respectivamente), para las radiotelegráficas en 500 Khz.
Si se necesita conocer la predicción fuera de hora, se solicita a la E.C. y está vía telefónica conecta
con el Instituto Nacional de Meteorología, donde a través de una grabación se recibe la información.
3.6.3.- INTERPRETACIÓN ELEMENTAL DE CARTAS METEOROLÓGICAS
Del estudio de los mapas del tiempo (mapas de superficie), aún más si se cuenta con la ayuda de
barómetros, termómetros, anemómetros etc, se pueden sacar una series de conclusiones, que si bien
son elementales no dejan de tener su importancia. Así, por ejemplo:
A) LA DIRECCION DEL VIENTO: los vientos giran a favor de las manecillas del reloj en las altas
presiones y al contrarios en las bajas (Hemisferio norte). Su dirección es el de las isobaras
(paralelas a ellas), aunque cerca del centro de las altas el viento se desvía hacia fuera
(ángulo entre 10 y 25º dependiendo de la intensidad de la alta presión) y cerca del centro de
las bajas se desvía hacia dentro (ángulo entre 10 y 25º dependiendo de la intensidad de la
baja presión).
B) LA INTENSIDAD DEL VIENTO: ira en función del gradiente de presión ya que cuanto más
cerca estén las isóbaras más fuerte será el viento.
C) ESTATADO DE LA MAR: dependerá de la intensidad del viento y del tiempo que ha estado
soplando en la misma dirección.
D) DESPLAZAMIENTO DE LOS FRENTES: si no se dispone de datos se le puede asignar una
velocidad de 20 a 30 nudos siendo generalmente su dirección ENE (hemisferio norte) y ESE
(hemisferio sur).
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E) DEPRESIONES SECUNDARIAS: son depresiones que aparecen en las proximidades de la
principal y que a veces son fuertes llegando a suplantarlas en ocasiones. Generalmente acaban
fundiéndose con ellas.
F) ISOBARAS EN “V” : en las cercanía del vértice de las isobaras en “V”, y precediéndolas,
cuando corresponda a un frente frío habrá grandes turbulencias seguido de tiempo claro y
frío, cuando se trate de un frente caliente habrá lluvias persistentes seguido de tiempo
apacible y nuboso. En los frentes ocluidos vendrán precedida de mucha nubosidad.
EJEMPLO
PUNTO “C” : soplaran vientos FUERTES (25 a 30 nudos por el largo trayecto de la isobaras en la misma
dirección FETCHs, lo que significa que soplan en esa dirección desde muy lejos por lo que aumentan su intensidad)
de NW (paralelos a las isobaras). Disminución de la nubosidad (quedando cúmulos y cumulonimbos) con aguaceros
ocasionales cada ves menos frecuentes ya que el frente ya ha pasado (generalmente se desplaza al E o ENE).
Posteriormente quedará despejado o poco nuboso. En la mar habrá olas de 3 a 4 metros y posteriormente mar de
fondo de 5 a 6 metros.
PUNTO “C” : soplaran vientos FUERTES del NW (35 a 45 nudos debido a la orografía de Francia que encajona a
los vientos de esa dirección ya que en realidad el viento debería ser del N y de menor intensidad al no encontrarse
tan juntas las isobaras). La nubosidad será abundante al encontrarse cerca de la baja presión. La tendencia de
la borrasca será trasladarse hacia el E por lo que la corriente de vientos del NW en el Golfo de León disminuirá,
para pasar posteriormente a vientos variables y el estado de la mar será de olas de 3 y 4 metros, aunque
rápidamente disminuirá quedando una mar de fondo de poca altura
GOLFO DE CADIZ: soplaran vientos flojos de componente N (provocados por la pequeña alta situada al oeste de
San Vicente). La nubosidad será escasa ya que extremo del frente caliente se está extinguiendo por estar en
una zona entre altas. En la zona situada entre Gibraltar y las Azores se puede pronosticar varios días de sol y
vientos muy flojos, ya que el alta de las Azores se estabilizará.
El Alta del Oeste de las Azores junto con el alta del oeste del Estrecho y el alta del norte de Marruecos se
fundirá en una sola sobre las Azores ( o un poco más al Este), lo que influirá en la Península dejando despejada.
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SIMBOLOS MAS USUADOS EN LOS MAPAS DEL TIEMPO
3.7.- OLAS: IDEA DE SU FORMACION; LONGITUD, ALTURA Y PERIODO. INTENSIDAD
PERSISTENCIA Y FETCH
3.7.1.- IDEA DE SU FORMACION
Son ondulaciones de la superficie del agua, cuya principal causa es el viento el cual transmite parte de
su energía a la superficie del agua por rozamiento, aunque también pueden producir olas los
maremotos, las corrientes, las erupciones volcánicas y las mareas.
La parte baja de la ola se llama seno y la alta se llama cresta. El oleaje puede ser:
a) MAR DE VIENTO: cuando las olas son levantadas directamente por él
siendo sus
características:
- forma aguda
- de corta longitud de onda
- la mayoría de las veces de cresta rota
- siempre coinciden con la dirección del viento que las provocan
b) MAR DE FONDO o TENDIDA: cuando las olas permanece y se propagan una vez caído el
viento, sus características son:
-
forma sinusoidal
de crestas redondeadas que no llegan a romper en alta mar
la longitud de onda es muy larga
la dirección pueden o no coincidir con el viento del momento ya
que dependen del viento que la formó.
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3.7.2.- LONGITUD, ALTURA Y PERIODO



LONGITUD: Es la distancia entre dos crestas o dos senos consecutivos (L)
ALTURA: Es la distancia vertical entre el punto mas bajo del seno y el mas alto de la
cresta (H)
PERIODO: Es el tiempo medio que tarda un punto de la ola en recorrer su trayectoria
circular
Existen otras características importante de las olas entre las que destacan:






La amplitud (que equivale a la ½ de la altura)
La pendiente que es la inclinación con respecto al nivel del agua
La frecuencia que es el número de crestas (o senos) que pasan por un punto de terminado (es la
inversa del periodo.
La velocidad de propagación que es la distancia recorrida por una cresta o seno en la unidad de
tiempo (se expresa generalmente en nudos)
La dirección que es el punto cardinal de donde viene
La edad de la ola que es el cociente entre la velocidad de propagación y la del viento
L
H
Se le denomina tren de olas cuando hay varias consecutivas en la misma dirección y de las mismas
características. Con respecto a la rotura de las olas hay que distinguir en:
a) ALTA MAR : rompen su creta al incrementar su altura. Esto indica vientos duros por lo que
aumentará el oleaje, y sus peligros se refieren más al estado del oleaje que a la rotura en sí, es
decir según la magnitud del oleaje la embarcación no debe nunca cruzarse en la mar.
b) AGUAS DE POCA PROFUNDIDAD: es en verdad donde se produce la verdadera rotura, al
perder inercia la parte baja por el rozamiento con el fondo, la parte alta sigue su avance
mientras que la baja es frenada lo que hace que la ola sea asimétrica, lo que hace que el agua de
la parte alta se derrumbe. Es peligroso navegar en esta agua y de debe gobernar proa a popa
a las olas.
Cuando la ola llega a costa, la gravedad y el rozamiento con el fondo le va quitando energía y además le
va inclinando su eje. Cuando esa energía se agota el agua comienza un movimiento de retorno en forma
de ola reflejada, la cual a veces entre en fase con la principal aumentando su altura y comienza un
movimiento inverso hacia el mar (arrastra hacia adentro los objetos que se encuentren flotando). Si a
este efecto se le une la corriente de una vaciante de mucha amplitud el arrastre aumenta
considerablemente convirtiéndose en un peligro. A este efecto se le conoce como resaca.
3.7.3.- INTENSIDAD PERSISTENCIA Y FETCH
El estado de la mar no es función
función de tres variables:
-
exclusiva de la fuerza o intensidad del viento sino que está en
intensidad y fuerza del VIENTO
persistencia del VIENTO
FETCH del VIENTO
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El estado de la mar no se desarrolla inmediatamente después de que se establezca un viento, sino que
requiere un tiempo determinado, es decir una persistencia, para que la mar adquiera el estado que le
corresponde a la intensidad de ese viento. Una vez que se ha desarrollado plenamente (que se han
equilibrado sus fuerzas), la mar ya no crece más.
No obstante el oleaje puede seguir creciendo a causa del FETCH. El FETCH es la longitud de la
zona marítima donde el viento sopla en la misma dirección y con intensidad constante. Se expresa
en Kilómetros o en millas náuticas y el oleaje será mayor.
Con relación a la altura del oleaje también hay que tener en cuenta el desplazamiento de las
depresiones ya que su velocidad de traslación puede variar la velocidad en el FETCH.
3.8.- CORRIENTE MARINAS: GENERALIDADES, CLASES Y CAUSAS QUE LAS PRODUCEN.
CORRIENTES GENERALES EN LAS COSTAS ESPAÑOLAS
Son desplazamientos de grandes masas de agua a través de los océanos y mares. Estos desplazamientos
se definen por su dirección (rumbo) y por su velocidad (intensidad horaria).
Al transportar grandes cantidades de energía en forma de calor o frío ejercen mucha influencia en
los en el clima de las regiones por donde pasan.
Su origen se atribuye a varias causas, de las que destacan cuatro:
A) por cambios de DENSIDAD: debido a que cuando el agua se evapora de la superficie se vuelve
más salada, o lo que es lo mismo más densa, al igual que si recibe agua de precipitaciones o de
los ríos el agua se menos densa. Este tipo suele tener cierta profundidad ya que hay
movimientos verticales de agua.
B) Corrientes de ARRASTRE (también denominadas de DERIVA): son las producidas por la
acción del viento sobre la superficie del mar. El rozamiento provoca un desplazamiento de la
capa superficial. Se tratan de vientos que soplan durante mucho tiempo y en la misma
dirección.
C) Corrientes de GRADIENTE: se produce por las diferencias de presiones debidas a una
inclinación que se produce en el nivel del agua al encontrarse con dos masas dos masas de
distinta densidad.
D) Corrientes de MAREA: debidas exclusivamente al fenómeno de las mareas. Se producen
principalmente por la variación de nivel, sobre todo en lugares estrechos y de poco fondo
(sobre todo en canales y desembocaduras de ríos) donde adquieren gran velocidad (8 a 10
nudos en mareas vivas). En este caso la corriente afecta a toda la masa de agua (desde el
fondo a la superficie). A estas corrientes se le suelen llamar flujo (llenante) o reflujo
(vaciante). Son periódicas y alternativas (cada 6 horas 12 minutos) y sus efectos en alta mar
carecen de importancia.
Todas las corrientes están afectadas por la fuerza desviadora de CORIOLIS, es decir, que sufren
una desviación hacia la derecha en el hemisferio NORTE y a la izquierda en el hemisferio SUR. En
su trayectoria también influyen el perfil de la costa y la constitución de los fondos
Casi todas las corrientes engendran unas contracorrientes locales o generales que pueden ser de igual
o diferente temperatura, superficiales o submarinas y de menor intensidad que la principal.
Para medirlas se utiliza el correntométro ( hélice unida a un cuenta revoluciones, una aguja magnética y
un timón anclados en un lugar determinado y que registran las variaciones de intensidad y rumbo).
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3.8.1.- CLASIFICACION DE LAS CORRIENTES
Por su ORIGEN
Por su LOCALIZACION
CLASIFICACION
DE LAS
CORRIENTES
Por su REGULARIDAD
Por su PROFUNDIDAD
Por su TEMPERATURA
(con relación a sus aguas próximas)
Por su DURACION
-
Por
Por
Por
Por
diferencia de densidad
arrastre
gradiente de presión
las mareas
-
Oceánicas
Costeras o Litorales
Locales
-
Periódicas
Aperiódicas
-
Superficiales
Intermedias
Profundas
-
Calientes
Templadas
Frías
-
Permanentes
Estacionarias
Accidentales
3.8.2.- CORRIENTES GENERALES EN LAS COSTAS ESPAÑOLAS
La corriente del Golfo llega a España por el cabo Ortegal (Galicia) dividiéndose en dos ramas:
a) Una que recorre el Cantábrico hacia el Gofo de Vizcaya, a la cual le afecta las corrientes de
marea.
b) Otra que se dirige al SUR por las costas de Portugal, la denominada corriente de Portugal, la
cual, debido a la configuración de la costa, no le afecta las corriente de marea.
El Estrecho de Gibraltar, es una región de fuertes corrientes, tanto generales como de marea. Es
complicado el calcular algunas resultantes debido principalmente a la continua aportación de agua
hacia el Mediterráneo. No obstante la predominante es de componente Este siendo su intensidad de 2
a 4,5 nudos.
Desde Algeciras a cabo Gata predominan estas corrientes del Este.
En el Golfo de León se inicia una corriente de pequeña intensidad que recorre la costa catalana en
dirección SW (225º) y otra en dirección SE (135º) que llega a las Baleares.
En el Golfo de Valencia las corrientes son muy afectadas por lo vientos.
A las Islas Canarias llega una corriente, que recorre paralelamente la costa Africana, partiendo del NE
(45º) de África en dirección SW que entre las Islas, al formar un embudo la corriente es bastante
fuerte (4 nudos). Esta corriente está muy afectada por la contracorriente.
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