Download Apuntes de Meteorología. - Club de Veleros Piedrabuena

Primera edición en Argentina: Abril 2015
Edición actual revisada y actualizada: Abril 2016
© 2015 Jorge Messano
© 2015 Club de Veleros Piedrabuena
Quedan prohibidos, dentro de los límites establecidos en la ley y
bajo los apercibimientos legalmente previstos, la reproducción
total o parcial de esta obra por cualquier medio o procedimiento,
ya sea electrónico o mecánico, el tratamiento informático, el
alquiler o cualquier otra forma de cesión de la obra sin
autorización previa y expresa fehaciente de los titulares del
copyright.
Meteorología para
Navegantes
página 3
Agradecimientos
A continuación queremos nombrar a quienes dedicaron desinteresadamente su tiempo y
esfuerzo para el desarrollo de este manual.
 Gino Linich Montiel (Patrón de Yate), por su paciente trabajo de lectura y critica de
contenidos y estilo.
 Martin Villafañe (Piloto de Yate), por el aporte y revisión de contenidos.
 Favio Vantaggi (Piloto de Yate), por su revisión y control técnico de los contenidos.
 Jorge Messano (Piloto de Yate), por el aporte y revisión de contenidos, diagramación y
escritura del Manual.
A todos ellos, muchas gracias.
Meteorología para Navegantes
Apuntes y Buenas Prácticas
Introducción
Este texto, al igual que los otros que hacen a esta colección, tiene por objeto servir como
elemento de formación y consulta tanto para los Alumnos de los Cursos de Timonel y Patrón
de Yate de Vela y Motor de la Escuela de Náutica del Club de Veleros Piedrabuena, como
para nuestros socios y amigos de la comunidad náutica.
Puesto que esta publicación trata de meteorología para navegantes, hemos incluido buena
parte del material que utilizamos para formar a nuestros alumnos, completándolo con
comentarios aclaratorios, técnicas y buenas practicas que surgen de nuestras experiencias
como navegantes, y que creemos que pueden serles útiles a quienes nos leen.
Finalmente, antes de dejarlo frente a la primera página de estos apuntes, queremos decirle
que recibiremos con placer todas aquellas sugerencias, ideas o consultas que crea útiles para
continuar agregando valor a este nuestro trabajo.
Gracias.
Club de Veleros Piedrabuena
Introducción
página 5
La Tierra
Introducción
Para poder explicar los fenómenos meteorológicos, el movimiento de las mareas, y alguna
parte de los problemas que afectan a la navegación, es necesario introducir algunos
conocimientos esenciales acerca de los factores que los provocan, y dado que muchos de ellos
están relacionados a la astronomía, hablaremos primero de esto: de la Tierra, del Sol, de la
Luna, y de cómo sus movimientos y fuerzas influyen sobre nosotros.
El Sistema Solar
El Eje Terrestre
La Tierra es el tercer planeta contado desde el Sol, el quinto en cuanto a su tamaño y está
en permanente movimiento, girando sobre su propio eje y describiendo una órbita elíptica
alrededor del Sol, a casi 150 millones de kilómetros de éste, en aproximadamente un año. Y
se desplaza con el resto de los planetas y cuerpos del Sistema Solar girando alrededor del
centro de nuestra galaxia, la Vía Láctea.
La Tierra no es una esfera perfecta, es más bien un elipsoide de forma irregular, deformado
en los polos, a causa de la atracción gravitacional del Sol, de la Luna y, en menor medida, la
de los demás planetas. El diámetro del ecuador es 21 km más extenso que el diámetro polar,
y por otro lado el Polo Norte está dilatado 10 metros mientras que el Polo Sur está hundido
unos 31 metros.
El eje de la Tierra es la línea imaginaria alrededor de la cual ésta gira en su movimiento de
rotación, y los extremos de ese eje son los polos geográficos Norte y Sur. A su vez, el eje de
la Tierra está inclinado respecto del plano de su órbita en unos 23,5º.
Actualmente el ángulo de inclinación exacto del eje terrestre es de 23° 26’ 14”, que por conveniencia redondeamos a
23,5°. Si bien hablaremos más delante de las razones por las cuales sucede, valga ahora comentar que esta
inclinación aumenta anualmente 0,46” —cuarenta y seis centésimas de segundo— hacia al Sur.
La Tierra
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A esa inclinación del eje terrestre también se la llama “oblicuidad de la eclíptica”, y ocurre
en referencia al plano de la órbita terrestre, al cual se lo denomina “plano de la eclíptica”.
La inclinación del eje terrestre produce que la incidencia de los rayos del Sol sobre la
superficie de la Tierra varíe a medida que ésta se traslada en su órbita. La figura que sigue a
este párrafo ilustra este efecto.
Oblicuidad de la eclíptica
En ella se representa al Sol, como un punto amarillo ubicado en el centro de la imagen, y a
la Tierra ubicada en cuatro posiciones sobre su órbita alrededor del Sol, la cual se grafica con
una línea verde. A su vez, la esfera terrestre muestra su eje inclinado, y la correspondiente
inclinación del plano del ecuador.
Nótese entonces que producto de la inclinación del eje terrestre, el ecuador se encontrará a
distintas altitudes relativas con respecto a la órbita terrestre, según la Tierra transite sobre
ésta, provocando entonces que los rayos del Sol incidan verticalmente en diferentes
posiciones del planeta en distintos momentos del año.
Los puntos o momentos extremos del movimiento sobre ese plano son los que definen los
“solsticios” y “equinoccios”.
Solsticios y equinoccios
De lo explicado, y de lo que muestran las dos imágenes arriba de este párrafo, extraemos
entonces que los equinoccios ocurren en los momentos en los que el plano del ecuador
terrestre cruza el plano de la eclíptica, es decir el plano de la órbita que recorre la Tierra
alrededor del Sol. Esos momentos coinciden “aproximadamente” con el 21 de marzo y el 21
septiembre, señalando los equinoccios de otoño y primavera respectivamente, en nuestro
hemisferio.
Los solsticios, por otro lado, indican los momentos en los que el plano del ecuador se
encuentra más alejado del plano de la eclíptica, y ocurren “aproximadamente” el 21 de
diciembre y el 21 de junio, marcando la mitad del verano y del otoño en nuestro hemisferio,
respectivamente.
He aquí una de las primeras divergencias entre la realidad astronómica y la “conveniencia práctica”.
Las fechas que acabamos de señalar: 21 de diciembre, 21 de marzo, 21 de junio y 21 de septiembre, han sido en
realidad acordadas por “conveniencia práctica”, para facilitar su recordación por el común de la gente.
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La Tierra
Lo mismo sucede con la duración del año, que por “conveniencia práctica” fue establecida en 365 días, agregándose
un día más en los años bisiestos.
En la realidad astronómica la Tierra tarda 365 días, 6 horas, 9 minutos y 9,756 segundos 1 en dar una vuelta
alrededor del Sol. Las 6 horas y pico que cada año quedan de excedente por sobre los 365 días, se redondean en 6
horas y cada 4 años, al haberse acumulado 24 horas, se compensa el desarreglo agregando un día más —el 29— al
mes de febrero.
El asunto es que la “conveniencia práctica” de haber agregado esas 24 horas cada cuatro años, no resuelve el
problema, porque aún continuaremos acumulando los 9 minutos y 9,756 segundos restantes… Éstos se compensan
cada algunos cientos de años, según prevé la siguiente regla: “Un año es bisiesto si es divisible por 4, excepto cuando
también es divisible por 100. Sin embargo, si un año es divisible por 100 y además es divisible por 400, será
considerado también como bisiesto”.
Volviendo al tema… De esta explicación se extrae la razón de porqué decimos que los solsticios y equinoccios
coinciden “aproximadamente” con las fechas indicadas. Eso sucede porque el calendario que usamos habitualmente es
también una herramienta de “conveniencia practica”, que no puede reflejar exactamente las fechas astronómicas de
los solsticios y equinoccios, por los desfasajes que acabamos de comentar.
Incidencia Solar
Tomando como ejemplo las imágenes de la página anterior, entenderemos algunas otras cosas
respecto de la incidencia del Sol sobre la Tierra.
Por un lado, sabemos
que la energía solar
viaja en línea recta
desde el Sol hasta la
Tierra, y que solo parte
llega a la superficie
terrestre puesto que la
atmosfera se encarga
de filtrar, reflejar y
absorber buena parte
de esa energía.
La porción de energía
que en realidad incide
en las capas más bajas
de la atmósfera y en la
superficie terrestre es
la que se denomina
“radiación directa”,
Incidencia solar
mientras que la que
llega transformada en su dirección por la atmósfera se la denomina “radiación difusa”.
A su vez, la incidencia de la radiación directa es distinta a diferentes latitudes. Y esto se
debe a dos grandes razones:
 La forma esférica de la Tierra produce que los rayos solares incidan con diferentes ángulos
sobre la superficie terrestre. Esto producirá que en los polos la cantidad de energía
recibida por unidad de superficie sea menor que la recibida en la misma área en el ecuador.
1
Esa duración es la que se define como “año sidéreo”, que es el lapso de tiempo que le toma a Tierra recorrer su órbita pasando por
un mismo punto, tomando como referencia las estrellas. Esta unidad es la utilizada por los astrónomos y es considerada la más
exacta.
Además del “año sidéreo” existe el “año trópico” o “año solar”, que se mide a partir de la oposición del Sol con un mismo meridiano
terrestre, y que dura 365 días, 5 horas, 48 minutos y 57 segundos.
La Tierra
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 A su vez, la inclinación del eje de la Tierra y el paso de los solsticios y equinoccios, produce
que los polos queden ocultos a la radiación directa durante largos períodos de tiempo.
Las regiones climáticas frías, templadas y cálidas son el resultado directo de este fenómeno,
y explica también porque hace más calor en el ecuador que en los polos.
Movimientos de la Tierra
Movimiento de Traslación
El movimiento de “traslación” es el que describe la Tierra en su camino sobre la órbita
alrededor del Sol.
Ese movimiento ocurre gracias a la gravitación solar, y dura un año, que como ya hemos visto
equivale a 365 días, 6 horas, 9 minutos y 9,756 segundos o 365,256363 días. La órbita
alrededor del Sol recorre una trayectoria elíptica de 930 millones de kilómetros, a una
distancia media del Sol de 149.675.000 kilómetros, distancia que se conoce como “unidad
astronómica” o simplemente “UA”. De esto se deduce que la Tierra viaja a una velocidad de
106.089,87 kilómetros por hora, o 29.47 kilómetros por segundo, recorriendo 2.547.945,2
kilómetros al día.
El Sol no está ubicado exactamente en el centro de la elipse orbital, sino que se encuentra
desplazado hacia uno de los extremos de la misma, produciendo que la Tierra se aleje y
acerque del Sol según en qué punto de la órbita se encuentre. El punto más alejado del Sol
se lo llama “afelio” y ocurre a principios de julio, cuando la distancia entre Tierra y Sol
alcanza a los 152.098.232 km. En el otro extremo, el punto de la órbita donde la Tierra se
encuentra más cerca del Sol se denomina “perihelio”, y ocurre a principios de enero, cuando
la distancia entre ambos se reduce a 147.098.290 km.
Un comentario…
Los dibujos que generalmente se hacen para representar la órbita terrestre suelen estar exagerados, ya que la
muestran como una elipse donde el Sol se encuentra muy desplazado hacia alguno de los extremos.
En la realidad astronómica, la excentricidad de la órbita es de 1,39%.
Dicho de otra forma, si representáramos esa elipse en un gráfico de unos 10 cm, deberíamos correr el eje –es decir
la posición del Sol— 1,39 mm hacia uno de sus extremos… lo cual sería imperceptible para nuestra vista.
Finalmente, cabe acotar que la Tierra recorre la órbita alrededor del Sol en un movimiento
contrario al de las ajugas del reloj, vista desde su Norte.
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La Tierra
Movimiento de Rotación
Cada 24 horas —o más exactamente cada 23
horas y 56 minutos y 4 segundos 2—, la Tierra
da una vuelta completa alrededor de su eje.
Gira en dirección Oeste a Este, en sentido
directo, es decir contrario al de las agujas del
reloj, produciendo la impresión de que es el
cielo el que gira alrededor de nuestro planeta.
A ese movimiento se lo denomina “rotación”,
y como resultado de éste ocurren los días y
noches, siendo de día en la mitad de la Tierra
que queda enfrentada al Sol, y de noche en la
cara opuesta.
Movimiento de rotación
Movimiento de Precesión
La “precesión” es el movimiento oscilatorio que efectúa el eje terrestre girando alrededor
de la vertical al plano de la órbita solar, de forma similar a como lo haría un trompo.
Este movimiento se debe a la propia morfología de la Tierra, y a las fuerzas gravitacionales
que ejercen sobre ella la Luna, el Sol, y en menor medida los planetas.
Haga girar un trompo y vea que sucede…
Note que su eje –el palito del medio— no gira exactamente sobre una línea imaginaria perpendicular al suelo, sino que
está inclinado, y gira alrededor de esa línea vertical imaginaria. Ese es el movimiento “básico” de precesión.
El movimiento de precesión
ocurre en sentido retrogrado,
es decir en el mismo sentido
de giro de las agujas del reloj,
completando un giro cada
25.868 años. Durante su
recorrido, el eje terrestre
describe un doble cono de
aproximadamente 47,0º de
apertura, es decir dos veces
23,5º que es la inclinación
promedio del eje terrestre. El
vértice de esos conos no está
ubicado exactamente en el
centro de la Tierra, sino que
se encuentra
desplazado
algunos grados al Sur.
Movimiento de precesión
El movimiento de precesión produce algunos efectos notables.
Por ejemplo, en la actualidad el Polo Norte del eje terrestre apunta hacia la estrella Polaris o estrella Polar, la cual
ha sido usada históricamente por los navegantes para posicionarse.
La mala noticia es que a medida que el eje de la Tierra avance en el recorrido del círculo producido por la precesión,
debe esperarse que el Polo Norte deje de apuntar a Polaris, complicándonos la vida.
La buena noticia es que esto ocurre lentamente, y que recién dentro de unos 12.000 años el polo Norte terrestre
estará dirigido hacia la brillante estrella Vega, facilitándonos nuevamente la tarea.
Por la misma razón, es decir por el giro de la precesión, también cambiarán las fechas de los equinoccios y solsticios.
2
Esa duración es la que define al “día sidéreo”, y que se mide entre dos culminaciones del Sol sucesivas.
Y culminación define al pasaje del Sol por el meridiano del lugar que se trata.
La Tierra
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Movimiento de Nutación
La “nutación” es una oscilación del eje de la Tierra, que
ocurre al mismo tiempo que éste gira producto de la
precesión, y ocurre debido a las mismas fuerzas
gravitacionales que generan a éste último, a las que se
suman las producidas por los movimientos de las masas
terrestres —especialmente la atmosfera y las aguas—
debido a las mareas.
El movimiento de nutación genera un nuevo movimiento
elíptico del eje terrestre, con un ángulo aproximado de
1,1º, que se refleja en un vaivén sobre la trayectoria de
la precesión.
El recorrido de la nutación se completa en un periodo de
18,6 años, y ocurren aproximadamente 1.300 ciclos de
nutación por cada ciclo de precesión.
Movimiento de nutación
La nutación produce los siguientes efectos:
 Desplazamiento del campo magnético terrestre, produciendo variaciones en la declinación
magnética que afecta a los compases y brújulas.
 Desplazamiento en la ubicación de los trópicos y círculos polares.
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La Tierra
Meteorología
Introducción
La meteorología es la rama de la ciencia que se ocupa de los fenómenos que ocurren en la
atmósfera terrestre.
Esos fenómenos abarcan una amplia variedad de procesos, que van desde el movimiento de
la atmósfera hasta los fenómenos termodinámicos que llevan a la formación de las nubes y la
precipitación del agua en cualquiera de sus formas: lluvia, nieve y granizo. Y también incluye
a, por ejemplo, las reacciones químicas que producen la formación de la capa de ozono, la
física de los rayos y los efectos ópticos como son el arco iris o los espejismos.
Los procesos físicos de los que hablamos ocurren en todas las escalas espaciales y temporales,
y su impacto es relevante para muchas actividades y particularmente para la náutica.
La Atmósfera Terrestre
La atmósfera terrestre es la capa
gaseosa que envuelve a la Tierra, y
está constituida por diferentes
gases que varían su proporción
según sea la presión a diversas
alturas. Esta mezcla de gases que
forma la atmósfera recibe el
nombre de “aire”.
Si bien la atmósfera terrestre llega
a superar los 900 km de altura, el
75% de su masa se encuentra en los
primeros 11 km, medidos desde la
superficie del mar. Los principales
elementos que componen la mezcla
de aire son el nitrógeno (78%) y el
oxígeno (21%). El 1% restante está
compuesto por hidrógeno, dióxido
de carbono, metano, neón, argón,
helio y otros gases inertes.
La atmósfera se divide en una serie
de capas superpuestas, donde cada
una de ellas tiene características
distintas, según sean los gases que
las componen y los cambios de
temperatura que estos sufren a
diferentes alturas.
Meteorología
Estratificación de la atmósfera
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 La “Tropósfera” es la capa de la atmósfera que está en contacto directo con la superficie
terrestre, y es la que contiene el grueso de la masa atmosférica —el 75% mencionado
anteriormente—.
La Tropósfera se calienta desde abajo a partir del calor entregado por la superficie
terrestre, al liberar ésta la radiación solar recibida. La temperatura de la Tropósfera
disminuye con la altura, bajando entre 6º y 8º C por cada kilómetro de elevación,
terminando en una capa de transición llamada “Tropopausa”, donde las temperaturas
varían muy poco y que se encuentra a 18 kilómetros de altitud en el ecuador y 8 kilómetros
en los polos.
En la Troposfera es donde se producen la mayoría de los fenómenos meteorológicos.
 Después de la Tropopausa, nos encontramos con la “Estratosfera” que se extiende hasta
los 80 kilómetros de altitud y donde las temperaturas aumentan con la altura debido a la
absorción de las radiaciones ultravioletas en la capa de ozono.
A partir de esta altura se llega a una zona llamada “Estratopausa” donde las temperaturas
dejan de crecer –en realidad cambian muy poco-.
 Sobre la Estratopausa nos encontraremos con la “Mesosfera”, donde los valores de
temperatura disminuyen nuevamente hasta niveles de -95º a -110º C bajo cero a unos 90
kilómetros de altitud.
La Mesosfera termina en otra capa de transición llamada “Mesopausa”.
 La “Termosfera” se encuentra sobre la Mesopausa. En esta capa las temperaturas vuelven
a aumentar con la altura, hasta llegar a los 500 kilómetros donde pueden alcanzar los 1500º
C.
 A partir de allí comienza la “Exosfera”, que se extiende desde los 500 hasta superar los
1.000 kilómetros de altitud.
Esta es la región de la atmósfera más alejada de la superficie terrestre y donde por lo
tanto el aire tiene la menor densidad. Su límite superior se convierte en la zona de
transición entre la atmósfera de la Tierra y el espacio exterior. Esta capa está formada
por iones, electrones y partículas neutras que escapan a la atracción de la Tierra.
En adición a estas cinco capas, con sus capas intermedias de transición, la comunidad
científica está considerando otras. Ejemplos de ellas son:
 La “Quimiósfera”, que surge como una subdivisión de la Estratosfera, y que se inicia entre
los 25 y 30 kilómetros de altura, donde la temperatura del aire comienza a aumentar
debido a que los rayos ultravioletas del Sol transforman el oxígeno en ozono desarrollando
una capa protectora a 40 kilómetros que se denomina “Ozonósfera”.
Se considera que esta capa al
producir la dispersión de la luz
solar, hace que veamos el cielo de
color azul cuando en realidad es
negro. Además, esta capa de ozono
hace posible la vida animal y
vegetal sobre la Tierra pues filtra
las radiaciones ultravioletas.
La Quimiósfera culmina en los 80
kilómetros de altitud.
 En
la Termosfera tenemos la
“Ionósfera” que es una capa
formada por iones, que son
La atmosfera fotografiada por astronautas de la Estación
partículas eléctricas producidas
Espacial Internacional
por las radiaciones del Sol sobre las moléculas gaseosas.
Esta particularidad es la que hace que ciertas ondas de radio se reflejen, permitiendo las
comunicaciones y las transmisiones de radio entre lugares muy distantes de la superficie
de la Tierra.
página 14
Meteorología
Circulación General
Para comprender los esquemas que explican la circulación general de la atmósfera, es
necesario comenzar por el principio de conservación de energía que debe existir entre la
Tierra y el espacio.
Ese principio de conservación requiere que la cantidad de energía recibida desde el Sol y el
espacio sea igual a la cantidad que emerge desde la Tierra y la atmósfera hacia el espacio. Si
este flujo energético no estuviese compensado, la Tierra y su atmosfera se calentarían o
enfriarían por fuera de los niveles normales, impidiendo la vida.
Éste mismo principio de conservación debe darse dentro de la Tierra, entre las latitudes
ecuatoriales y las polares, puesto que en las primeras la energía que se recibe es mucho
mayor que la que se refleja, mientras que en los polos se pierde mucha más energía que la
que se recibe. Si no existieran mecanismos de transporte de calor desde el ecuador hacia los
polos, las zonas ecuatoriales se calentarían sobremanera mientras que las zonas polares serían
extremadamente frías, limitando la vida a pequeñas franjas entre ambas regiones. Estos
mecanismos de transporte están constituidos fundamentalmente por los vientos originados
por la circulación atmosférica y por las corrientes marinas.
En este punto vale hacernos una pregunta: ¿Por qué los polos son fríos y el ecuador cálido?
La respuesta es que esto se debe a algo que explicamos en el capítulo anterior, cuando decíamos que dada la forma
esférica de la Tierra, los rayos solares inciden con diferentes ángulos, y entonces la energía recibida –el calor- a
distintas latitudes variará según sea ese ángulo.
Dicho de otra forma, en los polos, la cantidad de energía recibida por unidad de superficie es menor que la recibida
en la misma área en el ecuador.
El proceso de la circulación
general de la atmósfera es el
que explica el movimiento de
los vientos en el mundo.
El esquema teórico de la
circulación atmosférica dice
que, justamente producto de
la mayor incidencia de la
radiación solar en el ecuador,
el aire se calienta mucho más
rápidamente en esa región que
en otras zonas, produciendo
corrientes ascendentes que
elevan el aire caliente y menos
denso desde la superficie hacia
la Troposfera.
Esa masa de aire que se eleva
desde la superficie en la zona
ecuatorial es compensada por
Celdas de circulación general de la atmósfera
aire que converge desde la
zona intertropical —ubicada entre los trópicos de Cáncer y Capricornio— hacia la zona
ecuatorial.
Ese desplazamiento de aire es ni más ni menos que “viento”. Y en particular esos vientos,
que llamamos vientos “Alisios”, presentan una desviación general y aparente hacia el Oeste
debido a la rotación terrestre.
Tal como se puede ver en la figura de arriba, los vientos Alisios al Sur del ecuador convergen
desde el Sureste, y al Norte del ecuador lo hacen desde el Noreste. Y decimos que el
movimiento es aparente, porque si bien en un sentido estricto tanto la Tierra como la
atmosfera giran en el mismo sentido —esto es de Oeste a Este— la atmosfera lo hace un poco
más lentamente, retrasándose y pareciendo entonces que el viento sopla siempre desde el
Este en esa región.
Meteorología
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La zona entre los trópicos hacia donde convergen los vientos Alisios es conocida como “Zona
de Convergencia Intertropical” (ZCIT). Las corrientes ascendentes que se forman en la banda
de la ZCIT provocan zonas de baja presión atmosférica a nivel de la superficie terrestre,
generándose así un cinturón de centros de baja presión ecuatorial. Sin embargo, debido a la
desigual distribución de océanos y continentes en estas latitudes, los centros de baja presión
más amplios, intensos y persistentes, se localizan en tres regiones:
 La cuenca amazónica de América del Sur.
 El entorno de Indonesia.
 La región africana del Congo.
Momento de hacer otra pregunta: ¿Puede Usted determinar dónde está la ZCIT en esta imagen?
Sí, efectivamente, es la banda nubosa que recorre la Tierra, en este
caso un poco más al Norte de la línea del ecuador.
Y esa respuesta nos lleva a otra pregunta: ¿Por qué en esa imagen la
Zona de Convergencia Inter Tropical no está exactamente en el
ecuador, sino un poco más al Norte?
La respuesta es porque esa foto corresponde al verano del hemisferio
Norte. Y como ya explicamos, durante esa estación el Sol incide
directamente al Norte del ecuador, llegando hasta el trópico de
Cáncer, haciendo que las mayores temperaturas se muevan hacia esas
latitudes, arrastrando con ella el plano de la Zona de Convergencia
Inter Tropical. La misma foto tomada en nuestro verano mostraría la
ZCIT al Sur del ecuador.
Zona de Convergencia Inter Tropical
El aire que circula en las corrientes ascendentes
sufre algunos cambios. Por un lado, a medida que se eleva se va enfriando, y al hacerlo
provoca que el vapor de agua se condense, formando así nubosidad cumuliforme de gran
desarrollo vertical que origina intensas precipitaciones, definiendo así otra característica de
la ZCIT. Y al mismo tiempo
que la masa de aire se va
enfriando durante su ascenso,
aumenta también su densidad
y su presión relativa.
Una vez que la masa de aire
ascendente llega a los niveles
altos de la ZCIT, a la altura de
la Tropopausa, y ya sin poder
continuar ascendiendo, se
produce una acumulación de
aire que necesariamente debe
rebalsar hacia ambos polos,
provocando así corrientes en
altura o “vientos de altura”.
En la imagen de la derecha se
grafica ese efecto.
Celdas de circulación general de la atmósfera
Y aquí surge entonces un concepto importante. Note que por un lado existen vientos de superficie que corren en un
sentido, y por otro lado vientos de altura que corren en otro sentido para compensar el movimiento circulatorio.
Esa corriente de aire en altura que desborda se va enfriando y contrayéndose a medida que
se desplaza hacia el Sur y el Norte, y en torno a las latitudes de 30º en ambos hemisferios, su
densidad ha aumentado lo suficiente como para hacer descender la masa de aire nuevamente
hacia la superficie.
Dado que esta masa de aire ha ido perdiendo humedad precipitándola en los alrededores de
la ZCIT, el aire que desciende en esas latitudes se caracteriza por ser seco. El descenso ocurre
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Meteorología
lentamente, lo que produce
un aumento de la temperatura
de la masa de aire a medida
que se comprime contra la
superficie. Este fenómeno por
el cual el aire frio ubicado en
las capas altas desciende
debido al aumento de su
densidad,
se
lo
llama
“subsidencia”.
Luego, cuando ese aire
descendente se acerca a la
superficie, especialmente en
Proceso de convergencia y divergencia en altura relacionado con las
altas y bajas presiones en superficie
zonas oceánicas, se encuentra
con una capa de aire más fría
y húmeda producida por el contacto de ésta con el agua de mar, generándose una capa con
inversión térmica, en la que la temperatura aumenta con la altura. Esta capa limita el tope
de la nubosidad que se forma sobre los océanos y tiene la particularidad de ser muy estable,
lo que significa que en ella no se producen movimientos verticales. La capa de aire bajo la
inversión térmica, caracterizada por su alta humedad y temperaturas notablemente inferiores
a las capas superiores, se conoce como capa de mezcla. Sobre ella, en la capa de inversión,
no son posibles los procesos de mezcla entre el aire seco y cálido posado sobre la capa de
inversión y el aire húmedo y más frío situado bajo ella.
El aire que desciende cerca de los 30º de latitud, genera a través de ese paralelo, un cinturón
de centros de alta presión o “anticiclones” subtropicales, que se localizan particularmente
sobre los océanos.
En superficie, parte del aire que desciende se desplaza hacia el ecuador cerrando una celda
de circulación con la zona ecuatorial conocida como “Celda de Hadley”. Otra parte de la
corriente descendente, se desplaza superficialmente en dirección a los polos.
En los polos se genera también un sistema de circulación movido por procesos contrarios al
descripto anteriormente. Las bajas temperaturas producidas por la escasa y a veces nula
cantidad de radiación solar que ilumina a los polos, hace que el aire sobre esas zonas sea seco
y frio. Ese frio hace que la masa de aire aumente su densidad, y por lo tanto su peso
específico, haciéndola descender desde los niveles superiores, dando origen a un centro de
alta presión o “alta polar”.
En superficie, y desde el centro de esta masa de alta presión, el aire diverge en todas
direcciones hacia latitudes menores —es decir, hacia el ecuador— a medida que aumenta
ligeramente su temperatura, hasta que aproximadamente al llegar a los 60º de latitud, se
encuentra con las corrientes de aire subtropical que los anticiclones desplazan desde los 30º
hacia las zonas polares. Aquí ocurre en superficie otro tipo de convergencia, donde confluyen
masas de aire frío provenientes de la región subpolar y subantártica, con masas de aire
subtropical marítimo y por lo tanto mucho más húmedo y cálido que el anterior.
En estas regiones también se producen corrientes ascendentes, forzadas dinámicamente por
las diferencias termodinámicas —temperatura, humedad y densidad— entre las masas de aire
que se encuentran, formándose otro cinturón de centros de baja presión que, a diferencia de
los sistemas anteriores, no son estacionarios, sino que se desplazan de Oeste a Este
circunvalando todo el hemisferio.
Por ser más profundas y dinámicas que las bajas presiones ecuatoriales, reciben el nombre
de “ciclones”. Habitualmente se les asocian condiciones meteorológicas de abundante
nubosidad y precipitaciones. La localización de estos ciclones subpolares marca la ubicación
más meridional de la línea que separa las masas de aire frío formadas en altas latitudes y las
masas de aire subtropical, línea conocida con el nombre de “frente polar” y que da origen a
la mayoría de los sistemas frontales.
Parte del aire que asciende sobre los 60º de latitud se enfría a medida que se eleva y diverge
hacia las masas polares, cerrando las “Celdas Polares” con la corriente que desciende sobre
éstas.
Entre los 30º y 60º de latitud se genera otra celda de circulación forzada por el descenso de
aire que ocurre alrededor de los 30º, el ascenso de los 60º y los vientos superficiales existentes
Meteorología
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en esta franja que, por efecto de la rotación terrestre, toman una dirección predominante
del Noroeste y Oeste en el hemisferio Sur, dando origen a la zona de los vientos del Oeste,
como se conoce a la zona comprendida entre las latitudes de los 40º y 65º de latitud
aproximadamente y que circunda todo el hemisferio. Esta celda de latitudes medias, se
conoce como “Celda de Ferrel”.
Esos vientos del Oeste que ocurren entre los 40º y 65º de latitud Sur se los conoce también como “Westerlies”.
De hecho, los famosos “40 Bramadores” que aprovechó Vito Dumos para empujar al Legh II en su vuelta al mundo, y
los “50 Rugientes”, son justamente parte de estos vientos constantes desde los Oestes.
Parámetros Atmosféricos
Humedad
Además de los gases que ya hemos nombrado anteriormente, la atmósfera contiene otras
mezclas gaseosas, y una de ella es el agua —H2O— en forma de vapor y que en ese estado se
la conoce como “humedad del aire”.
En condiciones normales, la humedad es imperceptible para nosotros. Solo podemos verla en
forma de gotitas de agua cuando se condensa dando origen a las nubes. Estas gotitas de agua
pueden aumentar de tamaño agrupándose unas con otras, formando gotas más pesadas que
terminan precipitándose hacia la superficie en forma de llovizna o lluvia. Y cuando se
congelan pueden caer en forma de nieve o granizo.
El agua llega a la atmósfera por medio del proceso de “evaporación”, a partir del cual el
agua contenida en los océanos, mares, lagos y ríos pasa del estado líquido al gaseoso.
Continúa con la formación
de las nubes a causa de la
“condensación” y luego la
“precipitación” en forma de
lloviznas y lluvias provoca
que el agua regrese al suelo,
yendo a los ríos y arroyos, y
de
allí
a
las
napas
subterráneas.
Este movimiento del agua se
llama “Ciclo Hidrológico” o
“Ciclo del Agua”, y es
fundamental
para
el
desarrollo de la vida sobre la
Tierra.
Ciclo del Agua
En agua puede existir en la atmósfera de nuestro planeta el cualquiera de sus tres estados:
 Sólido: En forma de hielo, tal como podemos encontrarlo en las nubes altas en forma de
cristales minúsculos.
 Líquido: Particularmente en la parte baja de las nubes, en formas de gotitas de agua.
 Gaseoso: En forma de vapor de agua.
El proceso de cambio de estados del agua requiere del intercambio de energía entre las
moléculas de H2O y las de los otros gases que componen el aire o con las superficies con las
que entra en contacto. Y sucede gracias al mismo principio de equilibrio energético que se
aplica a la circulación general de la atmósfera.
 La “fusión” es el proceso de pasaje del estado sólido al líquido. Esto ocurre, por ejemplo,
cuando se derrite el hielo de las cimas de las montañas y de los glaciares, o cuando el
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Meteorología
Cambios de estado del agua
granizo o la nieve se convierten en agua al entrar en contacto con la superficie más
caliente del suelo.
Durante este proceso, las moléculas de agua que forman el hielo deben absorber energía
—80 calorías por gramo— a fin de poder calentarse. Esa energía es tomada de la radiación
solar y por intercambio directo con las otras moléculas que componen el aire, las cuales
por consecuencia se enfrían.
Supongamos que Usted está un poco ansioso y se prepara una taza de té de tilo, y como está muy caliente y no puede
esperar a que se enfríe justamente porque sigue ansioso, le agrega un cubito de hielo para enfriarlo —no me diga que
nunca lo hizo…—.
El resultado será que luego de haberse disuelto el hielo, el té se habrá enfriado producto del proceso de equilibrio
energético. El hielo habrá absorbido energía de la infusión, calentándose al punto de derretirse convirtiéndose en
agua, y el té se habrá enfriado debido a que entregó su energía al hielo.
 La “evaporación” es el pasaje del estado líquido al gaseoso. Ocurre cuando el agua de los
mares, lagos y ríos se evapora producto del calor intercambiado con la atmósfera y
aportado por la radiación solar, al igual que en el caso anterior.
La cantidad de energía necesaria para lograr la evaporación del agua es de 560 calorías
por gramo, promedio. Y al igual que en el caso anterior, las moléculas que componen el
aire se enfriarán durante este proceso.
Un ejemplo más cercano a nosotros del proceso de evaporación es el que se ve cuando uno toma una ducha de agua
caliente… o si es de los que no se bañan, cuando hierve agua en la cocina.
Note que en cualquiera de los dos casos, el vapor del agua se eleva. En el baño o en la cocina el techo termina siempre
húmedo (debido a la condensación, que veremos a continuación) mientras que el piso queda seco.
Esto sucede porque en estado gaseoso, las moléculas de H2O son más livianas que los átomos y moléculas de los otros
gases que componen el aire, y por eso se elevan.
 La “condensación” es el proceso inverso a la evaporación. En él, el vapor de agua se enfría
retornando al estado líquido, y sucede por ejemplo durante la formación de la lluvia,
cuando las moléculas de vapor de agua entran en contacto con corrientes de aire más frías
con las cuales intercambian energía, agrupándose y regresando al estado líquido en forma
de gotas de lluvia o llovizna.
Este proceso libera 560 calorías por gramo, que pasan del vapor de agua al aire o a los
materiales con los cuales entra en contacto.
He aquí la explicación de porqué se humedece el techo del baño o de la cocina.
El vapor de agua se enfría al tomar contacto con las superficies más frías, entregando energía y regresando al
estado líquido.
Meteorología
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 La “solidificación” es el proceso inverso a la fusión, mediante el cual el agua en estado
líquido pasa a estado sólido, convirtiéndose en hielo. Este proceso sucede por ejemplo
dentro de los Cumulonimbus, cuando el vapor de agua se eleva desde la parte baja de la
nube, enfriándose a medida que asciende, pasando primero al estado líquido, y luego al
sólido formando granizo al llegar al tope nuboso en el cual las temperaturas están por
debajo de los 0º C.
Este proceso libera 80 calorías por gramo, que pasan del agua a la atmosfera.
 La “sublimación” es el proceso de paso del agua del estado sólido al gaseoso y viceversa,
sin pasar por el estado líquido. El primer caso se lo denomina simplemente sublimación, y
al segundo suele también identificárselo como “sublimación regresiva”.
El ejemplo más conocido de la sublimación es lo que ocurre con el hielo seco, que se
evapora sin formar líquidos. Y la sublimación regresiva sucede cuando, por ejemplo, se
forma nieve en las paredes del congelador al abrirlo.
La “humedad del aire” es la cantidad de vapor de agua contenido en el aire en un momento
determinado. La humedad disminuye con la altura y varía constantemente. La cantidad de
vapor de agua o humedad puede ser expresada de diferentes maneras, las dos más comunes
son la “humedad relativa” y el “punto de rocío”.
 Humedad Relativa: Es la relación expresada porcentualmente entre la cantidad de vapor
de agua que contiene el aire a una temperatura determinada, con la que podría contener
cuando está saturado a la misma temperatura.
La “saturación” ocurre cuando la cantidad de vapor de agua que entrega el proceso de
evaporación iguala a la cantidad de vapor de agua que la atmosfera devuelve
convirtiéndola en líquido. En ese momento se habla de 100% de saturación, o 100% de
humedad relativa.
Se habla de humedad relativa, porque justamente es relativa a una determinada
temperatura. Si la temperatura cambiase, variaría también el punto de saturación. Por
ejemplo, el aire acepta mucha más humedad cuanto mayor es la temperatura; si se enfría
la humedad del aire se condesa más rápido y precipita en forma de rocío.
Esto explica porque hay más humedad en días fríos, y porque los días cálidos son en general secos.
La humedad del aire se mide con el “psicrómetro” y el “higrómetro”.
La humedad relativa aumenta en la madrugada, cuando se producen las temperaturas
mínimas, y disminuye después del mediodía cuando se producen las temperaturas
máximas.
 Punto de Rocío: Indica la temperatura que debe alcanzar el aire húmedo para que se
sature.
Algunos párrafos atrás, cuando explicábamos que la humedad es relativa a la temperatura,
decíamos que al descender ésta el aire aceleraría el proceso de condensación. El punto de
rocío es entonces la temperatura a la que habría que hacer descender una masa de aire
para que ésta sature, y comience a condensar la humedad que contiene, depositándola en
forma de rocío en las superficies con las que tiene contacto.
El punto de rocío se determina mediante cálculos específicos.
Temperatura
Ya hemos visto que el calor de la atmósfera y de la superficie de la Tierra es resultado de la
radiación directa y difusa del Sol; y por lo tanto la cantidad de calor que alcance la atmosfera
o cualquier cuerpo expuesto a la radiación solar será la que determine su temperatura.
Según este concepto, podemos decir entonces que la “temperatura” es el grado de calor o
frío de un cuerpo.
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Meteorología
La forma más común de medir la temperatura del aire es por medio de escalas en grados
donde las más conocidas son la “Celsius” y la “Fahrenheit”, que fueron desarrolladas
considerando los puntos de congelación y ebullición del agua.
 En la escala Celsius el punto de congelación se establece en los 0º C, y el punto de
ebullición en los 100º C, temperatura a partir de la cual el agua hierve y se evapora. Esto
implica que la escala se divide en 100 grados de un punto a otro, por lo cual también se la
denomina escala centígrada, y se habla de grados centígrados.
 En la escala Fahrenheit, el punto de congelación se encuentra en 32 grados Fahrenheit y
el de ebullición en 212 grados Fahrenheit. Es decir que entre ambos puntos ocurren 180
grados.
Podemos pasar de una escala a otra mediante una sencilla operación matemática que las
relaciona. Por ejemplo, si quisiéramos saber cuántos grados Fahrenheit equivalen a un
determinado valor en grados Celsius, deberíamos aplicar la siguiente fórmula:
F = 9 / 5 x C + 32
…o su versión reducida…
F = 1.80 x C + 32
Donde “F” será el resultado en grados Fahrenheit, y “C” el valor de la temperatura en grados
Celsius.
Y si quisiéramos determinar los grados Celsius correspondientes a valores dados en la escala
Fahrenheit, aplicaríamos la siguiente fórmula:
C = 5 / 9 x (F – 32)
…o su versión reducida…
C = 0.55 x (F – 32)
Donde al igual que en la fórmula anterior, “F” representa la temperatura en grados
Fahrenheit, y “C” obtendrá el resultado en grados Celsius.
En nuestro país las temperaturas se miden en grados Centígrados, y pueden variar desde 50º
C en las zonas áridas del Norte hasta -50º C en la parte alta de la Cordillera.
La temperatura de la atmosfera no es constante. Ya hemos visto anteriormente que varía con
la altura. A este concepto le agregaremos que la temperatura cambia también de un lugar
otro dependiendo además de la elevación del terreno, la proximidad al mar y la época del
año.
Como las temperaturas disminuyen con la altura, si nos eleváramos en la atmósfera
encontraríamos que éstas serían menores en las partes altas de las montañas y sierras que en
las áreas costeras. En los poblados o ciudades de las costas, las temperaturas varían menos
que en las localidades de montaña debido por un lado a la influencia del mar, que tiende a
mantener temperaturas uniformes durante la noche, y a que gracias a las diferentes
estaciones del año, las temperaturas serán más altas en verano y más frías en invierno.
Hemos visto que el aire adquiere su temperatura tanto por absorción de la radiación solar,
como por el intercambio de calor con la superficie del suelo, el cual se calienta por el mismo
fenómeno. Esto implica que ese calentamiento ocurrirá durante el día, y que será progresivo,
y que por consiguiente las temperaturas más cálidas denominadas temperaturas máximas se
presentarán después del mediodía. Cuando la atmosfera y superficie terrestre no reciben los
rayos del Sol, es decir durante la noche, el intercambio de calor se invierte pasando del aire
y el suelo al espacio enfriándose, proceso que culmina al amanecer, momento en que el aire
se ha enfriado hasta alcanzar el punto conocido como “temperatura mínima”.
Podemos decir que durante un día completo y prácticamente en la mayoría de los lugares de
la Tierra se produce una temperatura máxima y una mínima que influyen decididamente en
todas las actividades diarias.
El aparato para medir la temperatura se llama “termómetro”. Cuando son capaces de llevar
un registro continuo se llaman “termógrafos”.
Meteorología
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Presión Atmosférica
En la meteorología, y naturalmente en la física, se considera que la “presión” es la fuerza
ejercida por unidad de superficie.
Como el aire de la atmósfera y los gases que lo componen son atraídos hacia la superficie por
la fuerza de gravedad de la Tierra, debe necesariamente ejercer una presión sobre todos los
cuerpos a los cuales rodea. Esta presión es la que se conoce como “presión atmosférica”.
La presión atmosférica puede ser medida en diferentes unidades. Las más comunes son el
hectoPascal, el milibar, el kilogramo por centímetro cuadrado y la libra por pulgada cuadrada;
también se puede expresar en unidades lineales como son la pulgada, el centímetro y el
milímetro. La unidad utilizada en la República Argentina es el “hectoPascal” —que se abrevia
con la sigla “hPa”— que vemos comúnmente en los informes y mapas meteorológicos.
El instrumento meteorológico para medir la presión atmosférica es el “barómetro” que puede
ser de mercurio, aneroide o digital; cuando puede registrar la presión continuamente se llama
“barógrafo”.
Con los datos de presión atmosférica obtenidos en diferentes estaciones meteorológicas se
pueden dibujar los “mapas meteorológicos” donde se trazan las isobaras y se localizan las
zonas de altas y bajas presiones. Las “isobaras” son las líneas que típicamente dominan estas
cartas, señalando curvas de igual o constante presión atmosférica. Las “isohipsas” son otro
tipo de línea que se encuentra en estas cartas; ellas unen los puntos de igual altura y presión.
Es decir que, por ejemplo, señalan una altura dada en metros en la que se encuentra la
superficie imaginaria de aire dentro de la cual se verifica una misma presión.
Como la presión es igual al peso de la atmósfera en un lugar determinado, ésta disminuye
gradualmente con la altura. En la superficie la presión normal a nivel del mar se ha convenido
en 1013,2 hPa, equivalentes a 1013 milibares, a 29,92 pulgadas o 760 milímetros de mercurio.
Mapa meteorológico, carta de presiones a nivel del mar y en altura
Centros Anticiclónicos y Ciclónicos
Como hemos visto hasta ahora, el modelo de circulación general de la atmosfera opera en
base a movimientos de convergencia y divergencia vertical del aire, dando origen a regiones
de alta y baja presión.
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Meteorología
Anticiclones Semipermanentes
Las zonas donde se ubican las altas
presiones se denominan “anticiclones”, y
son justamente las regiones de la
atmósfera
en
donde
la
presión
atmosférica es más elevada que la de sus
alrededores para un mismo nivel.
Por lo general, las áreas centrales de las
zonas anticiclónicas presentan vientos
suaves que tienden a desaparecer en las
proximidades a su centro. Esto se debe a
Convergencia y divergencia en altura, asociada a la
que la presión en esa región varía muy
formación de centros ciclónicos y anticiclónicos
poco, lo cual se verifica viendo la
amplitud que muestran las isobaras. En los bordes, en cambio, presentan variaciones abruptas
en sus condiciones físicas, la presión disminuye debido a la reducción en la altura de la masa
de aire, por lo que los vientos aumentan, a veces a velocidades por arriba de los 30 nudos.
Note que la ilustración sobre este párrafo corresponde al hemisferio Norte.
De allí que los vientos en el centro de alta presión (H, por High) giren en sentido horario, y en los de baja (L, por
Low) en sentido anti horario, al revés de cómo lo hacen en el hemisferio Sur.
En superficie, el flujo de aire se mueve en la dirección contraria de las agujas del reloj en el
hemisferio Sur y en sentido opuesto en el Norte.
La “subsidencia” provoca que el flujo de aire descendente se vaya secando y calentándose
adiabáticamente3, trayendo consigo estabilidad y buen tiempo, con escasa probabilidad de
lluvia. En invierno, sin embargo, el aire que desciende puede atrapar nieblas y elementos
contaminantes bajo una inversión térmica.
Ubicación de los anticiclones (H) semipermanentes
Como ya explicamos en el proceso de circulación general de la atmósfera, el aire que
desciende cerca de los 30º de latitud genera a través de ese paralelo un cinturón de centros
de alta presión o anticiclones subtropicales que se ubican sobre los océanos. Estos
anticiclones no están fijos, sino que varían de posición durante el año desplazándose hacia el
Norte y el Sur, acompañando el plano de la eclíptica solar, al igual que lo hace la Zona de
3
Proceso adiabático: Es aquel que se realiza sin intercambio de calor con el entorno. En este caso quiere decir que el aire que
desciende tiende a mantener sus condiciones físicas (presión y temperatura) sin equilibrarse con las de las zonas colaterales.
Meteorología
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Convergencia Inter Tropical. Por esta razón, por su ubicación general, y por el desplazamiento
que realizan sobre esa posición, es que se los llama “anticiclones semipermanentes”.
Esos anticiclones son los siguientes:
 ASPS: Anticiclón Semipermanente del Pacífico Sur.
 ASAS: Anticiclón semipermanente del Atlántico Sur.
 ASI: Anticiclón semipermanente del Índico.
 ASPN: Anticiclón Semipermanente del Pacífico Norte.
 ASAN: Anticiclón semipermanente del Atlántico Norte.
Entonces, por ejemplo y según lo dicho acerca del movimiento de estos anticiclones, el ASAS
y el ASPS estarán más al Sur durante nuestro verano y migrarán algunos grados al Norte en el
invierno.
Anticiclones Migratorios
Además de estos cinco anticiclones, hemos comentado que en los polos existen también zonas
de alta presión, llamadas altas polares, producidas por las bajas temperaturas reinantes en
esas regiones, las cuales hacen que la masa de aire sobre ellas se enfríe, aumentando
entonces su densidad y peso específico, descendiendo y originando una masa de alta presión.
Estas altas polares también responden al paso de los solsticios, pues en los inviernos cuando
la radiación que llega a la superficie es menor y por consiguiente la masa de hielo aumenta
su tamaño, también crece en la misma medida la superficie cubierta por la masa de aire que
conforma el alta polar. Y en los veranos sucede lo contrario, ya que el hielo reduce su tamaño
y también se achica la masa de aire frio que la sobrevuela.
Las altas polares son las que dan origen a los anticiclones migratorios, los cuales surgen por
divergencia de la masa de aire en superficie.
Dicho de otra forma, llega un momento en que la masa de aire frio que se acumula sobre el alta polar no puede seguir
creciendo y se desborda —por el proceso de divergencia en superficie— desprendiendo porciones de masas de aire
que como le explicará a continuación, comienzan a migrar hacia el NE, dirigiéndose hacia los anticiclones
semipermanentes.
Esos anticiclones migratorios parten entonces de la masa de aire polar, y migran hacia los
anticiclones semipermanentes.
De forma similar a la que ocurre con los anticiclones semipermanentes, esas masas de aire
migratorias se caracterizan por tener propiedades físicas —presión y temperatura— más o
menos uniformes, con cambios más pronunciados hacia los bordes. Alcanzan diámetros de
entre 1.000 y 5.000 km, y alturas que van de los 5 a los 12 km. Al desplazarse van desalojando
a otras masas de aire produciendo entonces cambios en las condiciones locales. Las
alteraciones en la masa de aire ocurren por la humedad y temperatura aportada por las tierras
y aguas sobre las cuales transitan.
En particular, los anticiclones migratorios que recorren nuestro país se originan en el alta
polar de la Antártida, e ingresan desde el Sur empujados por los vientos de altura del SW
avanzando hacia el NE, hasta que finalmente se funden con el ASAS (Anticiclón
Semipermanente del Atlántico Sur). Su ingreso en nuestro subcontinente está sujeto a una
serie de factores que condicionan su tránsito, a saber:
 La Cordillera de los Andes es una barrera geográfica en el camino de los anticiclones
migratorios, ya que solo pueden pasarla donde su altura lo permite. Esto es muy al Sur de
nuestro país, donde las cimas no superan los 2.000 metros de altura.
 La corriente fría de Humboldt que circula por la costa chilena, recorriéndola de Sur a
Norte, ayuda a mantener fría a la masa de aire migratoria, impidiendo así que se expanda
en altura y logre pasar sobre los Andes por latitudes menores.
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Meteorología
 El ASPS (Anticiclón Semipermanente del Pacífico Sur), que también es una masa de aire
fría, colabora imposibilitando que el anticiclón migratorio tome altura, logrando el mismo
efecto que el punto anterior.
Ciclones Migratorios
Los “ciclones”, o “depresiones” o “centros de baja presión”, son zonas de convergencia
de los vientos al nivel del suelo. A diferencia de los anticiclones, en los ciclones la presión
atmosférica desciende rápidamente desde sus bordes hacia el centro, lo cual se comprueba
viendo cuan juntas se encuentran las isobaras. Esto produce vientos tanto más fuertes cuanto
mayor sea el descenso de la presión.
Debido a la rotación de la Tierra, el viento que ingresa en un ciclón se mueve en la dirección
de las agujas del reloj en el hemisferio Sur y en sentido contrario en el hemisferio Norte.
En términos generales, el desarrollo de un ciclón migratorio comienza a lo largo del frente
polar, dado por el límite que separa el aire frío de los polos del aire caliente subtropical. Allí
se forma una vaguada de baja presión con masas de aire a ambos lados en cuyos bordes el
viento sopla paralelamente pero en direcciones opuestas, produciendo una cortante
ciclónica, que es la que da origen al ciclón.
No se preocupe.
Más adelante aclararemos toda la jerga meteorológica de este último párrafo.
A este proceso se lo denomina “ciclogénesis”, y puede ocurrir en cualquier lugar donde se
presenten condiciones similares.
Los ciclones son dirigidos por los vientos de altura del NW, que los arrastran hacia el SE en el
hemisferio Sur, mientras que en el hemisferio Norte ocurre lo contrario, pues son empujados
por los vientos de altura del SW y se dirigen hacia el NE.
La energía que alimenta a los ciclones proviene en términos generales de dos fuentes
distintas. Por un lado, las masas aire —los anticiclones— tratan de equilibrarse, por lo que el
aire caliente asciende y el aire frío desciende, transformando la energía potencial en energía
cinética. Y por otro lado, la condensación agrega energía en forma de calor latente, haciendo
que el aire que converge hacia el centro aumente su velocidad.
La Cordillera de los Andes también participa en la generación de ciclones migratorios en
nuestra región. En el Norte de nuestro país sucede que el pasaje de los vientos de altura
desde el NW sobre la cordillera produce una zona de baja presión al pie de ésta, que a medida
que se desarrolla comienza a desplazarse hacia el SE, siguiendo el arrumbamiento general de
los centros ciclónicos.
Ubicación de Anticiclones y Ciclones en Cartas Meteorológicas
Para poder identificar y ubicar masas de aire y depresiones —es decir anticiclones y ciclones—
en las cartas meteorológicas, debemos primero hablar de ellas.
Una “carta meteorológica” consiste en un mapa de una determinada región sobre el cual se
grafican datos e información meteorológica a partir de los cuales se puede comprender la
situación actual y realizar un pronóstico a futuro. El tamaño del área cubierta por el mapa
determinará si éste contiene información de “macroescala” —por ejemplo cuando cubre un
continente— o de “microescala” —cuando cubre un área de pocos kilómetros cuadrados—
pasando por los de “mesoescala”. La información meteorológica de la carta puede integrar
por ejemplo valores de presión atmosférica, estimaciones de viento, nubosidad, niveles de
precipitación, y temperaturas entre otros datos. Este tipo de cartas se desarrollan en base a
modelos matemáticos de predicción meteorológica que toman en cuenta decenas de variables
atmosféricas y terrestres.
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En la página siguiente incluimos una carta meteorológica que utilizaremos de ejemplo para
nuestra explicación, y que fue obtenida de www.ogimet.com.
Los parámetros de presión atmosférica se indican en dicha carta para dos niveles: superficie
y altura. Las isobaras de superficie están dibujadas con líneas negras continuas e informan el
gradiente de presión en una escala de 4 hPa, mientras que las líneas azules punteadas y llenas
informan las isohipsas en altura en una escala de 6 hPa.
Carta de presión atmosférica en superficie y en altura, vientos, precipitación, y nubosidad
La fuerza y dirección de los vientos se informan en este modelo de carta en particular recién
cuando superan los 15 nudos. El sombreado en escala de grises indica el espesor de las capas
nubosas, y la escala de colores que van del verde al rojo indican el nivel de precipitación
esperada.
En la superficie resaltan a simple vista los dos extensos anticiclones migratorios —señalados
con sendas letras “A”— ubicados uno en el Pacífico y el otro con su centro al Sur de la
provincia de Buenos Aires. Vea también que, tal como hemos explicado, la distancia entre las
isobaras centrales es amplia, lo cual significa que esas masas de aire son bastante estables
en sus condiciones de presión en esa zona, y que recién comienzan a presentar cambios
significativos en sus bordes, a medida que aumenta el gradiente de presión. Note además que
los vientos y la nubosidad en el centro de los anticiclones son mínimos o inexistentes, lo cual
comprueba el hecho de que en dichas zonas reina el buen tiempo.
Vea también como las isobaras del anticiclón migratorio ubicado sobre el Pacífico pasan
claramente la Cordillera de los Andes al Sur del paralelo 40º, mientras que al Norte de esa
línea la altura de las montañas les limita su pasaje hacia el Oeste.
Decimos que estos son anticiclones migratorios porque se encuentran bien al Sur de la
ubicación de los anticiclones semipermanentes, asentados alrededor de los 30º de latitud. De
hecho, en esta figura pueden encontrarse tanto el ASPS como el ASAS. El primero está ubicado
al W de los Andes, sobre el paralelo de 30º S —vea las dos “A” sobre Chile— mientras que del
anticiclón semipermanente del Atlántico Sur se adivinan sus bordes, con los vientos corriendo
hacia el SE y S, bien a la derecha de la imagen a la altura del mismo paralelo.
Las isohipsas —la línea azul continua y las punteadas— muestran dos olas de presión cuyos
extremos más al Norte se acercan a los centros de los anticiclones. Éstas son las “lenguas
frías” producidas por los vientos del SW que empujan a los anticiclones hacia el NE.
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Meteorología
En cuanto a los ciclones, se observa nítidamente uno ubicado abajo a la derecha de la imagen,
y que corresponde al cinturón de las bajas polares. Note la estrecha distancia entre las
isobaras, lo cual indica grandes diferencias de presión entre los bordes y el centro de la baja,
lo que producirá vientos fuertes —mayores a 30 nudos en la imagen—. Esa energía es la que
arrastra también a la humedad que termina produciendo los niveles de precipitación
informados.
Otra zona de baja presión aparece en las costas de la Patagonia, en una vaguada, que muy
probablemente terminará en una ciclogénesis.
Si observamos la isohipsa de 552 hPa —la línea azul llena— veremos que las curvas que llegan
más al Sur coinciden en cierta forma con la ubicación de las dos bajas presiones que acabamos
de señalar. Esto no es casual, pues allí están los extremos de las “lenguas calientes”
producidas por los vientos del NW que arrastran esas bajas presiones hacia el SE.
Finalmente, vea la zona de baja presión ubicada al Este de los Andes, en el Norte del país.
De acuerdo a lo que habíamos explicado, ésta es producto del pasaje de los vientos del NW
en altura que generan depresiones al pie de la cordillera.
¿Vio que lo que sucede cuando pasa un camión o un micro?
Arrastran detrás de sí las hojas caídas de los árboles aspirados por el vacío… es decir por la baja presión que dejan
a su paso. Ese mismo vacío es también el que aprovechan los corredores de autos cuando se “chupan” con el de
adelante.
El viento de altura que pasa por arriba de los Andes genera el mismo efecto, el chorro de aire produce una baja en
superficie, que es de la que hablamos.
Cuñas y Vaguadas
Como ya hemos visto, en las cartas meteorológicas se representan los sistemas de baja y alta
presión a través del trazado de las isobaras. Estos sistemas responden dinámicamente a la
acción de los vientos, y también a las cuñas y las vaguadas de altura, las cuales explicaremos
a continuación.
Las vaguadas son valles de baja presión
ubicados en general a los costados de la línea
de contacto de las masas de aire. La vaguada
en si misma se determina por el eje de menores
presiones que desciende hacia el centro de la
baja presión.
Las cuñas, por otro lado, son zonas de alta
presión proyectadas desde los centros
anticiclónicos y que justamente se introducen
como cuñas debajo de otras masas de aire.
Cuñas y vaguadas
Buscando semejanzas con la orografía, las vaguadas son algo así como valles, hendiduras o cañones, y las cuñas son
más bien mesetas, colinas o montañas.
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Para representar esas cuñas y
vaguadas se elaboran cartas de
altura, similares a las cartas de
superficie, pero que a diferencia de
éstas últimas, en lugar de trazarse
sobre ellas las isobaras se dibujan
isohipsas que como ya explicamos son
líneas que unen puntos de igual altura
para una misma presión.
Cada isohipsa representa entonces
una superficie de igual presión
siguiendo una misma altura. Es decir
que cada isohipsa indica a cuántos
metros se encuentra la superficie de
aire dentro de la cual se verifica la
misma presión. Estas superficies se llaman superficies isobáricas.
Isobaras e isohipsas
Al igual que lo que sucede a nivel de la superficie, en altura los vientos corren también
paralelos a las isohipsas, y son tanto más fuertes cuanto más juntas o apretadas éstas se
encuentren. Las curvas que se forman en el trazado de las isohipsas determinan las cuñas y
las vaguadas. En nuestro hemisferio, una onda con forma de “U” invertida se denomina
vaguada y en ella, la línea situada más adentro, es la altura más baja. Por su parte la cuña
tiene forma de “U” y allí la curva interior representa la altura mayor.
En la parte delantera de la vaguada se genera casi siempre un área amplia de mal tiempo,
debido a que en esa zona se producen siempre movimientos de ascenso de aire, que producen
que el vapor de agua existente en capas bajas de la atmósfera se enfríe y condense durante
su ascenso, formando abundante nubosidad que luego podría producir precipitaciones. En
cambio, en la delantera de la cuña predominan los movimientos de descenso que generan una
disminución de la humedad, disolviendo la nubosidad, y resultando entonces en buen tiempo.
La relación entre la vaguada de altura y la baja en superficie radica en que estas últimas se
forman debajo del extremo de la vaguada. En la carta meteorológica ese extremo se ubica
donde las isohipsas tienen su punto de inflexión. Es decir que por encima de una baja el
viento será siempre del NW, obligando entonces a que el centro ciclónico se desplace hacia
el SE a una velocidad que es más o menos del 60% de la velocidad del viento en 500 hPa.
Por otro lado, y tal como dijimos anteriormente, los sistemas de alta presión tendrán por
encima una delantera de cuña y se moverá hacia el NE siguiendo la dirección del viento SW
predominante en 500 hPa.
¿Recuerda lo que decíamos en la página anterior, acerca de las lenguas calientes y frías?
Bien… lo que acabamos de explicar en estos últimos párrafos tiene que ver con eso.
Vientos
Debido a las variaciones de temperatura y presión atmosférica que se producen de un lugar a
otro, el aire de la atmósfera se desplaza desde las zonas de altas presiones a las de bajas
presiones. A este movimiento de aire se le llama “viento”, y puede ocurrir tanto en la
superficie de la Tierra como en las diferentes capas de la atmósfera. Su desplazamiento en
la superficie no es regular, normalmente es turbulento, producto de la vegetación, las
edificaciones y las diferencias de temperatura, formándose torbellinos. A las fluctuaciones
rápidas del viento se les llama “turbulencias”, y a los aumentos en períodos de tiempo corto
se les conoce como “ráfagas” de viento.
El viento puede ser considerado como un vector definido por su magnitud que es su velocidad
y por su dirección que es desde donde proviene. Cuando no se nota ningún movimiento, ni se
puede medir su velocidad, se dice que está en calma. La velocidad del viento se puede
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Meteorología
expresar en diferentes unidades de medida tales como los “nudos”, la milla por hora, el
kilómetro por hora y el metro por segundo.
En la náutica, los vientos se miden en nudos.
Para designar las diferentes direcciones desde donde
procede el viento se utiliza la Rosa de los Vientos.
La figura de la derecha muestra una Rosa de los Vientos
de 16 direcciones, en la cual sobresalen las cuatro
principales: Norte (N), Sur (S), Este (E) y Oeste (W);
siguen las direcciones intermedias: Noreste (NE),
Sureste (SE), Suroeste (SO o SW) y Noroeste (NO o NW).
Las direcciones restantes se deducen de las anteriores,
partiendo desde el Norte y en sentido horario, como
sigue: Nornoreste (NNE), Estenoreste (ENE), Estesureste
(ESE), Sursureste (SSE), Sursuroeste (SSO o SSW),
Oestesuroeste (OSO o WSW), Oestenoroeste (ONO o
WNW), Nornoroeste (NNO o NNW).
Rosa de los vientos
Debemos recordar que la dirección del viento, tal como
la informan los servicios meteorológicos, señala “desde” donde proviene el viento. Así
entonces, si el viento viene desde el Este, entonces es un viento Este, y si nos llega desde
una posición intermedia entre el Norte y el Este, será del Noreste.
Otra forma de indicar la
dirección de los vientos es a
partir de los “cuadrantes” y
“sectores” de la Rosa de los
Vientos.
Este método es menos preciso
que el anterior, pues solo
informa la dirección general de
los vientos. Así entonces,
cuando digamos que proviene
del 1er cuadrante, estaremos
Cuadrantes y Sectores de rosa de los vientos
en realidad señalando que el
viento viene en general desde
el Noreste, comprendiendo cualquier dirección entre el N y el E. Y por otro lado, cuando
indiquemos que proviene del sector Este, estaremos diciendo que nos llega desde algún lado
entre el NE y el SE.
Finalmente, la representación
más intuitiva y que usualmente
se puede encontrar en las
cartas meteorológicas consiste
en líneas orientadas en el
ángulo de origen del viento,
Representación de vientos mediante vectores
acompañadas por “barbas” que
indican su velocidad. Los vientos del orden de los 10, 20, 30 y 40 nudos se representan
mediante una, dos, tres o cuatro barbas largas respectivamente, que se trazan formando un
ángulo respecto del segmento que indica la dirección, y los vientos del orden de 5 nudos se
representan por una barba corta que puede combinarse con las largas. Los vientos de 50 nudos
deben ser representados por un triángulo apoyado sobre el segmento de la dirección. En caso
que los vientos superen los 100 nudos, se utilizarán tantos triángulos de 50 nudos como sea
necesario para llegar al módulo múltiplo de 50 deseado; a estos se le agregará la cantidad de
barbas de 10 nudos que represente a las decenas. En todos los casos sólo deberá aparecer un
segmento corto de 5 nudos. Luego, la lectura de la intensidad de los vientos se obtendrá
sumando los elementos que componen la representación.
Nótese que en este método la velocidad del viento se representa en una escala de 5 nudos,
redondeando los demás valores al múltiplo más cercano de ese módulo.
Meteorología
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Las mayores velocidades del viento las producen los tornados, que pueden llegar a más de
500 kilómetros por hora, las corrientes de chorro —o corrientes de jet, o jet streams— que
existen en la alta Tropósfera, pueden alcanzar velocidades superiores a los 300 kilómetros
por hora, y los huracanes y tifones que afectan la islas del Caribe y el Sudeste Asiático
respectivamente, que pueden generar vientos que van desde los 120 hasta más de 300
kilómetros por hora.
Por medio del “anemómetro” se puede determinar la velocidad del viento y su dirección
mediante la veleta; cuando estos valores son registrados continuamente, el aparato se llama
“anemógrafo”.
La velocidad del viento también puede ser estimada por escalas diseñadas por los efectos que
el viento produce sobre algunos elementos localizados en tierra, y en el caso de los marinos
por el oleaje que producen las diferentes velocidades del viento. En este sentido, la escala
más utilizada es la Escala de Beaufort, la cual se incluye en la sección Anexos.
La escala Beaufort fue creada en 1805 por el Vicealmirante Sir Francis Beaufort, para servir como herramienta para
normalizar los registros de bitácora de la marina inglesa.
Hasta ese momento, y al no existir un patrón común, cada Capitán reportaba las condiciones de viento en los libros
de navegación según sus apreciaciones subjetivas.
Esta escala sirvió a partir de ese momento para estandarizar esos comentarios.
Efecto de Coriolis
Es un hecho curioso que todas las
cosas que se mueven sobre la
superficie de la Tierra se desvíen
lateralmente de sus trayectorias
previstas, cayendo a la derecha en
el hemisferio Norte y a la izquierda
en el hemisferio Sur.
Esta desviación de los objetos que
recorren largas distancias sobre la
superficie terrestre es un efecto del
Efecto de Coriolis
movimiento de rotación de la Tierra
y que tiene un importante papel en
la dirección de los vientos, y también en la formación de las corrientes oceánicas.
Este fenómeno se denomina “efecto de Coriolis” o “fuerza de Coriolis”, y debe su nombre
a un ingeniero y matemático francés llamado Gaspard Gustave Coriolis, quien entre 1835 y
1836 lo describió mientras investigaba la dinámica y funcionamiento de las ruedas de los
molinos. Varios años después la comunidad científica descubrió que este mismo efecto
afectaba de igual forma al movimiento de las masas de aire, incorporándolo entonces a la
meteorología.
La intensidad de la desviación producida por la fuerza de Coriolis depende de la velocidad
del objeto en movimiento —el viento en este caso— y de la latitud en la que se encuentra. El
desvío será nulo en el ecuador y máximo en los polos. Por otro lado, los objetos en reposo no
son afectados por el efecto de Coriolis, y tampoco lo serán aquellos que se muevan
exactamente en dirección Este u Oeste sobre la línea del ecuador.
Puesto que, como hemos visto, la atmósfera terrestre se encuentra en movimiento, los
vientos resultantes se encontrarán entonces sometidos al efecto de Coriolis, desviándose y
recurvándose en los sentidos correspondientes en cada hemisferio.
¿Se acuerda del Samba?
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Meteorología
Nos referimos al viejo juego de los parques de diversiones. Si se acuerda,
seguramente también recordará lo que pasaba cuando trataba de caminar
desde un borde a otro mientras el Samba giraba. Uno no iba derecho, sino
que terminaba saliendo para el lado contrario del que giraba el juego.
Bueno… ese es el efecto de Coriolis, y lo mismo sucede en la Tierra.
Factores que Influyen en el Viento
Samba
Cuatro son los factores que influyen en la dirección y fuerza del viento.
 El primero de ellos es el “gradiente de
presión”.
De acuerdo a lo que hemos estado
comentando a lo largo de este manual,
el aire situado entre una zona de alta y
otra de baja presión experimenta una
fuerza que lo desplaza hacia el punto de
menor presión, y que ese movimiento
del aire es el que llamamos “viento”.
Curso del viento desde las altas a las bajas presiones
La fuerza que lo causa es el gradiente
de presión cuyo valor es justamente una función dependiente de la diferencia de presión
y de la distancia entre ambas zonas.
La fuerza de gravedad es la que interviene en este proceso tratando de equilibrar ese gradiente de presión, es decir
la diferencia de presiones entre ambas zonas.
Es decir que al extenderse la distancia entre la zona de baja y la de alta presión se ampliará
en consecuencia la distancia entre las isobaras, reduciendo el gradiente de presión, lo cual
resultará en vientos más suaves. Y por el contrario, al estrecharse la distancia entre la
zona de baja y la de alta presión, aumentará la pendiente y por lo tanto el gradiente de
presión al acercarse las isobaras, aumentando por consiguiente la velocidad del viento.
La imagen de la derecha
grafica lo que acabamos
de explicar. Note que la
distancia entre isobaras
es más estrecha en el
cuadro de la izquierda
de la figura, y es más
amplia en el cuadro de
la derecha. El gradiente
de presión es entonces
mayor sobre el lado en
el que las isobaras están
más juntas, y menor en
que están más abiertas.
El viento que resulte
modificará su dirección e intensidad de acuerdo a estos cambios.
Viento de gradiente
 El segundo de los factores que intervienen en el cambio de dirección del viento es el
“efecto de Coriolis”.
Ya sabemos que el efecto de Coriolis ejerce su fuerza desplazando el viento hacia la
izquierda o a la derecha de su rumbo, según ocurra esto en el hemisferio Sur o en el Norte
respectivamente. Y que la fuerza de este desplazamiento será proporcional a la velocidad
del viento, incrementándose además al aumentar la latitud en la que ocurre.
Note que el efecto de Coriolis no cambia la velocidad de la masa de aire, sólo afecta a su dirección, variando su valor
desde cero en el ecuador hasta su máximo en los polos.
Meteorología
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A esto debemos agregarle ahora que,
como consecuencia de esta definición,
la fuerza de Coriolis operará en el
sentido inverso al del gradiente presión,
equilibrándolo. Y que entonces el viento
resultante de esta situación correrá
paralelo a la línea de las isobaras, las
cuales no presentan curvas, y se lo
conoce como “viento geostrófico”.
Viento geostrófico
El viento geostrófico es un viento teórico, creado para acercarse a la definición de viento real… que es a donde
llegaremos una vez que completemos la explicación de los otros dos factores restantes: la fuerza centrípeta y el
rozamiento.
Note además que el viento geostrófico propone que, una vez alcanzado el equilibrio entre el efecto de Coriolis y la
fuerza de gradiente de presión, cesará la aceleración, resultando un viento constante en velocidad y dirección que
como vimos, correrá paralelo a las isobaras.
 El tercer factor que integra la composición de fuerzas que componen el viento es el
“rozamiento”.
En las capas bajas de la atmosfera,
principalmente en la que se extiende
desde la superficie de la Tierra hasta
una altura aproximada de 100 metros, el
viento sufre una resistencia al avance a
causa del rozamiento y fricción con la
superficie terrestre que ocasiona
cambios en su velocidad y dirección.
Efecto de rozamiento
El rozamiento actúa como un freno de la
velocidad del viento. Por lo tanto, al disminuir la velocidad lo hace también la fuerza de
Coriolis, haciendo que la fuerza de gradiente de presión —que no sufre alteraciones—
tuerza la dirección del viento dirigiéndolo nuevamente hacia la zona de baja presión.
Por encima de la capa baja, comienzan a disminuir progresivamente los efectos del
rozamiento a medida que aumenta la altura, manifestándose plenamente los efectos de la
fuerza de Coriolis y la del gradiente de presión.
 El cuarto y último factor que participa en la definición del viento es el par de fuerzas
“centrípeta” y “centrífuga”. Podemos decir que la fuerza centrífuga es una fuerza
ficticia que aparece siempre que se recorran trayectorias curvas, y tiende a enviar hacia
afuera a los objetos que giran alrededor de un centro dado. Y que la fuerza centrípeta es
opuesta a ésta, por lo que tiende a atraer los objetos hacia el centro. Entonces, cuando el
viento se mueve en un entorno de isobaras curvas, además de estar sometido a la fuerzas
de gradiente de presión y de Coriolis, sufre la acción de la fuerza centrífuga. El equilibrio
entre la fuerza de gradiente de presión, la fuerza de Coriolis y la fuerza centrífuga
determina que el aire se mueva en forma casi paralela a las isobaras.
Se dice que la fuerza centrífuga es ficticia, porque en realidad es solo la continuidad del movimiento inercial recto
del objeto en movimiento. Y como esa línea recta es una tangente del círculo de giro, crea el efecto ficticio de
parecer que el objeto en cuestión quisiera salir despedido respecto del sentido de giro.
En las isobaras curvas alrededor de un anticiclón, la fuerza centrífuga empuja en el mismo
sentido que la fuerza de gradiente de presión, provocando una mayor velocidad del viento
que en la condición de equilibrio geostrófico. Ese viento se denomina “supergeostrófico”.
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Meteorología
En las isobaras curvas alrededor de una zona de baja presión, la fuerza centrífuga empuja
en sentido contrario que la
fuerza de gradiente de
presión, provocando una
menor velocidad del viento
comparado con el que
ocurre en la condición de
equilibrio geostrófico. A
este viento se lo denomina
“subgeostrófico”.
Viento supergeostrófico y subgeostrófico
Buys Ballot
Christoph Hendrik Diederik Buys Ballot fue un vicealmirante y meteorólogo holandés que,
entre otros trabajos, desarrolló un método que permite a un observador establecer la posición
de los centros de alta y baja presión a partir de la dirección desde donde sopla el viento. De
acuerdo a su trabajo, cuando un observador ubicado en el hemisferio Sur recibe el viento en
su espalda, significa que tiene las altas presiones atrás a su izquierda y las bajas adelante a
su derecha. En el hemisferio Norte sucederá lo contrario, es decir que ante la misma
situación, el observador tendrá las altas presiones adelante a su derecha y las bajas detrás a
su izquierda.
Esta declaración es correcta desde el punto de vista teórico, sin embargo tiene algunas
limitaciones en su aplicación desde el plano de la práctica, a saber:
 No es aplicable cuando los vientos se deben a cambios de temperatura, es decir donde
dominan las brisas.
 No
es aplicable en zonas
donde las condiciones del
terreno o las edificaciones
puedan alterar el rumbo de
los vientos.
 No
es aplicable en zonas
ecuatoriales.
Buys Ballot
Brisas
La capacidad de las grandes extensiones de agua para absorber y almacenar energía solar es
enorme. Eso se debe en buena medida a que la relativa transparencia del agua permite que
los rayos del Sol penetren durante el día más allá de la superficie, hasta profundidades que
pueden superar los 100 metros en el Caribe, por ejemplo; y a su vez, a que el viento agita
esas aguas ayudando a mezclarlas, distribuyendo el calor sobre grandes volúmenes de agua.
De noche ocurre el proceso inverso, la superficie del agua se enfría, liberando energía a la
atmosfera en un lento proceso de intercambio, en el cual las capas superficiales que se van
enfriando descienden dando lugar a que asciendan aguas más calientes que continúan el
proceso. El resultado es que las aguas tienden a mantener una temperatura más o menos
constante entre el día y la noche.
En las tierras no ocurre lo mismo puesto que durante el día los rayos del Sol solo calientan las
capas superiores. Y a su vez, dado que el terreno no sufre la agitación del viento, continúa
calentándose hasta superar la temperatura de las aguas, y por las noches pierde calor con la
misma velocidad alcanzando valores por debajo de las que mantienen las aguas.
Meteorología
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Este contraste térmico es el que produce la formación de las “brisas de tierra” y las “brisas
marinas”.
Brisa Marina
La circulación de la brisa marina
consta de dos flujos de aire contrarios.
Uno sucede en la superficie —y es el
que da origen al nombre de brisa
marina— y el otro es el flujo de retorno
que ocurre en altura. Estos dos flujos
son el resultado de la diferencia de la
presión atmosférica entre las tierras y
las aguas, producto del calentamiento
solar.
Brisa de mar
Tal como hemos dicho, el Sol calienta
la superficie de las aguas y tierras al mismo tiempo, pero estas últimas logran alcanzar
temperaturas más altas en el mismo lapso de tiempo, por lo que la masa de aire ubicada
sobre ellas comenzará a calentarse también más rápidamente que la que se encuentra sobre
las aguas, elevándose a mayor velocidad, y creando sobre el terreno un área de presión más
baja denominada “baja térmica”.
Luego, debido a que la atmósfera busca reestablecer el equilibrio de presiones, comenzará a
fluir aire desde las aguas hacia las costas, produciendo finalmente lo que se llama brisa
marina.
Sobre el terreno en las zonas costeras se observará además la formación de nubosidad
cumuliforme, producida por la condensación de la humedad de la columna de aire
ascendente. Estas nubes podrían eventualmente precipitar en forma de lluvias locales
dependiendo del potencial acumulado. Sobre las aguas, el viento que fluye hacia lo costa a
nivel de superficie provoca el descenso de la masa de aire creando una baja en las capas
altas. En altura ocurre el proceso inverso, a partir del cual el aire que asciende sobre el
terreno comienza a divergir hacia la baja de altura que se ha creado sobre las aguas. Este es
el flujo de regreso.
Si Usted, que está navegando, quisiera aprovechar la fuerza de la brisa marina, ¿Qué haría? ¿Se acercaría a la costa
o pondría proa mar adentro?
La respuesta es que debería acercarse a la costa, puesto que allí es donde se sentirá con mayor fuerza la brisa
marina… aguas adentro en realidad la fuerza de la brisa marina no se siente, allí encontrará más bien calmas, con
vientos descendentes.
Brisa de Tierra
La brisa de tierra, también conocida
como “terral”, es el proceso inverso a la
brisa marina. Ocurre cuando por la
noche la temperatura de la superficie
terrestre cae por debajo de la que
mantienen las aguas, invirtiendo el
proceso de circulación de aire a causa de
la diferencia térmica. En esta situación
el aire que se encuentra directamente
Brisa de tierra
sobre el terreno comenzará a enfriarse
debido al descenso de la temperatura del suelo, haciéndose más denso y pesado. Esto hará
que la masa de aire sobre las aguas quede con una presión relativa más baja, provocando un
flujo de aire desde las costas hacia las aguas.
En altura se generará el flujo de regreso, desde las aguas hacia las costas.
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Meteorología
Los terrales son más comunes durante las estaciones de otoño e invierno, cuando las
temperaturas de las aguas, que son más parejas a lo largo del año, generan amplias
diferencias térmicas con las tierras que alcanzan temperaturas más bajas. Sin embargo, en
términos generales, la brisa de tierra tiene menos fuerza que la brisa marina.
¿Por qué el terral es más débil que la brisa marina?
La respuesta está en los primeros párrafos de éste texto. Si lo recuerda, allí explicábamos que las aguas tienen un
régimen de temperaturas más estables, con poca variación entre el día y la noche sobre el nivel medio de
temperaturas.
Entonces, dado que la variación de temperatura del agua no es significativa, el proceso de calentamiento del aire
sobre ellas es muy lento y no alcanza a generar una depresión con el suficiente gradiente como para generar
corrientes de aire de fuerza similar a las del día. A esto se suma que el terreno frío se convierte en un freno para el
movimiento de las masas de aire que transitan sobre ellos.
Factores Generales de Circulación de las Brisas
Claramente, las brisas ocurren en las costas tanto de los mares como de otras extensiones de
agua; el Rio de la Plata y los grandes lagos están incluidos en esta condición. En las latitudes
medias y altas las brisas marinas tienden a ocurrir más asiduamente en las estaciones cálidas
que en las frías, sencillamente porque tanto las tierras como las aguas alcanzan en esa época
sus mayores temperaturas. En las zonas tropicales en cambio ocurren a lo largo de todo el
año.
A su vez, las condiciones más propicias para que se desarrolle el contraste de temperaturas
que da impulso a las brisas ocurren con cielos despejados y vientos que no superen el nivel
de moderados.
“Moderados” es una de los niveles de viento definido en la escala Beaufort.
Es hora de que vaya a leerla para entender que los vientos moderados van de 11 a 16 nudos.
A su vez, un viento débil que corra de las aguas hacia las costas favorecerá la circulación de
la brisa marina, mientras que un flujo hacia las aguas se opondrá a su penetración, y si es lo
suficientemente intenso impedirá directamente su formación.
Las brisa marina comienza a ocurrir entre 2 y 4 horas después del amanecer, y empieza a
desvanecerse luego del ocaso. Después de que esto ocurre vuelve a reinar el viento isobárico,
hasta que entrada la noche comienza a sentirse el terral. Por la madrugada, cuando el Sol
comienza a subir, se inicia nuevamente el ciclo surgiendo otra vez la brisa marina.
Brisas en el Río de la Plata
En el Río de la Plata la brisa diurna
—es decir la brisa de mar— alcanza
intensidades de entre 15 y 20 nudos
viniendo desde el cuadrante 2, o
sea desde direcciones que van del
E al S, con preponderancia desde el
SE.
Y en particular, sobre las costas de
Montevideo a La Paloma del lado
uruguayo, y desde Magdalena hasta
Punta Indio, en la Bahía de
Samborombón, pueden llegar a
Fuertes a Muy Fuertes. Es común en
esa zona medir brisas que alcanzan
los 25 a 30 nudos en verano.
Meteorología
Brisas en el Rio de la Plata
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Un término muy aplicado en el Río de la Plata, y especialmente en las costas uruguayas, es
el de “virazón”, utilizado para definir el momento donde ocurre el cambio de sentido de la
brisa. Es decir que en base a este criterio la virazón sucedería una vez pasado el atardecer y
luego del amanecer. Sin embargo, desde el punto de vista estrictamente meteorológico, la
virazón ocurre en el cambio matutino, pues en el nocturno y luego de calmarse la brisa,
dominará el viento isobárico, es decir el producido por la circulación desde un anticiclón a
un ciclón.
Borneos y Ráfagas
El mismo proceso térmico que
genera las brisas es uno de los
factores que da lugar a los borneos
en el Río de la Plata.
La figura de la derecha sirve para
explicarlo. En ella se muestra con
líneas amarillas la dirección del
viento preponderante en el verano,
que proviene del N, generado por
el ASAS. A su vez la indicación de
que las tierras están calientes y las
aguas frías significa que la imagen
corresponde al día.
En estas condiciones, el viento que
viene del N corriendo sobre suelos
calientes se enfría al entrar en
Borneos en el Rio de la Plata
contacto con el agua del Río de la
Plata, y al suceder esto el flujo de
aire se hace más denso y pesado, frenándose, lo cual a su vez produce que se pierde la fuerza
del efecto Coriolis, haciendo que el viento tuerza su curso a la derecha.
Luego, al llegar nuevamente a la costa sucede el efecto contrario. El flujo de aire comienza
a calentarse rápidamente, por lo que se hace más liviano despegándose del suelo y
aumentando su velocidad, lo cual hace que se incremente el efecto de Coriolis encaminando
el viento nuevamente hacia la izquierda, retomando el curso original.
Las “ráfagas”, en cambio, son aumentos en la velocidad del viento durante lapsos de tiempo
relativamente cortos. Se producen por turbulencias en el flujo de aire debidas a factores
tales como la orografía, o cambios de presión o de temperatura que de alguna forma aceleran
o frenan el flujo de aire. El pasaje de una corriente de aire entre edificios construidos sobre
la línea costera, o entre médanos o cerros también produce turbulencias que al ser
arrastradas por el viento o la brisa dominante, se traducen luego en ráfagas sobre la superficie
del agua. Los cambios de dirección y velocidad producidos por los borneos, y el propio
rozamiento del viento sobre la discontinuidad de la superficie del agua, producida por las
olas, son también generadores de ráfagas.
Párrafos atrás dijimos que en la zona de Samborombón es común medir brisas del orden de los 25 a 30 nudos.
Vea la imagen de la página anterior… la que grafica los borneos en el Río de la Plata. Allí encontrará la explicación de
porqué aumenta tanto la fuerza de la briza en ese lugar.
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Meteorología
La velocidad que alcanzarán las ráfagas se pueden
determinar utilizando dos criterios, a saber:
 Criterio Norteamericano: Considera que las ráfagas
alcanzan entre el 15% y el 20% de la velocidad del
viento.
Factor de Ráfaga
velocidad
del viento
velocidad
de la ráfaga
10 nudos
11 a 13 nudos
15 nudos
17 a 19 nudos
Francés: Considera que las ráfagas
alcanzan valores del orden del 50% de la velocidad
del viento.
20 nudos
23 a 25 nudos
30 nudos
34 a 38 nudos
40 nudos
46 a 50 nudos
En nuestro país se utiliza el criterio norteamericano,
que entonces resulta en una tabla de estimación de
ráfagas como la que se muestra a la derecha.
50 nudos
57 a 63 nudos
 Criterio
Factores incrementales de ráfagas
Nieblas y Neblinas
La “niebla” y la “neblina” son parte de un mismo fenómeno atmosférico, que deriva en la
presencia de una nube de espesor y densidad variable, cuya base está en contacto con la
superficie terrestre.
Las nieblas y neblinas se forman por enfriamiento o por aumento del vapor de agua en el aire,
que resulta en la condensación de ese vapor de agua alrededor de partículas sólidas. Cuando
su densidad es ligera, y la visibilidad es mayor a 1.000 metros se la llama neblina; si en
cambio es más densa y la visión no alcanza a esos 1.000 metros se habla de niebla.
Las nieblas se clasifican de acuerdo a los procesos físicos que las forman, los que a su vez le
dan características particulares de altura, densidad, persistencia y tiempo de ocurrencia. Ya
sabemos que para que se produzca niebla, el aire tiene que alcanzar el punto de saturación,
y que a su vez la saturación se puede alcanzar de dos formas:
 Aumentando el contenido de vapor de agua en el aire. Las nieblas así formadas se las
denomina llaman “nieblas de evaporación”.
 Disminuyendo la temperatura hasta el punto de rocío. A éstas se las llama “nieblas de
enfriamiento”.
Nieblas de Evaporación
Se producen justamente por la evaporación del agua en el aire frío, en un contexto de
atmosfera relativamente quieta, es decir con Calmas o Ventolinas.
¿Recuerda que es una “ventolina”?
Por la negativa, vaya a leer la escala Beaufort.
Estos tipos de nieblas son:
Meteorología
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 Niebla de vapor: Ocurren cuando una
masa de aire frío se mueve sobre una
superficie de agua cálida, tras lo cual
ésta última comienza a evaporarse,
mezclándose al ascender con el aire frío,
el que a su vez provoca que ese vapor de
agua se condense, dando origen a lo que
llamamos niebla de vapor.
Este tipo de niebla no logra gran altura y
se produce generalmente sobre la
superficie de los lagos y ríos en otoño o
comienzos de invierno, cuando el agua
Niebla de vapor: Humos del Mar Ártico
aún está más caliente que el aire.
También es común que ocurra en zonas polares, cuando las corrientes de aire frío se
desplazan sobre las aguas relativamente más cálidas de los mares, formándose columnas
de niebla que vistas desde lejos parecen chimeneas humeantes, por lo que se conocen
como los “humos del mar ártico”.
 Niebla frontal o de lluvia: Se forma cuando la lluvia cae pasando a través de una masa de
aire cuya temperatura se encuentra cerca del punto de rocío.
En este caso, como las gotas de lluvia tienen mayor temperatura que el aire, se evaporarán
condensándose inmediatamente dando lugar a la formación de la niebla de lluvia.
Este tipo de nieblas son muy espesas y generalmente muy persistentes.
Nieblas de Enfriamiento
Se generan al enfriarse el aire, produciendo esto la condensación del vapor de agua contenido
en él. Según su origen, se clasifican en:
 Niebla de radiación: Estas nieblas se
forman por el enfriamiento del suelo
durante las noches. A medida que esto
ocurre, la capa de aire que está en
contacto con el suelo disminuye su
temperatura hasta llegar el punto de
rocío. Generalmente se producen en las
noches con cielos claros y alta humedad
relativa.
Si el aire está en calma, la capa de niebla
puede tener un espesor menor a un
metro. Si en cambio existiese algo de
Niebla de radiación
brisa, se formaría suficiente turbulencia
como para elevar la capa de niebla a 20 metros o más. Como el aire con esta niebla es
relativamente frío y denso, se moverá pendiente abajo en los terrenos con elevaciones o
montañosos. Esto hace que en los valles la capa de niebla sea más espesa, reduciéndose a
medida que se asciende.
Su duración típica es de 1 a 3 horas después de la salida del Sol, y se producen solo sobre
suelo ya que el agua se enfría muy poco por efecto de la irradiación nocturna.
 Niebla de advección4: Cuando el viento cálido y húmedo transita sobre una superficie con
menor temperatura comienza a enfriarse por el contacto directo con esta, condensando la
humedad que transporta, produciendo la niebla llamada de advección.
Los vientos suaves facilitan tanto el movimiento horizontal de la niebla como la mezcla
vertical del aire. Con vientos relativamente más fuertes la niebla puede despegarse del
4
Advección: Por lo general este término es referido al transporte horizontal en superficie de masas de aire con idénticas propiedades
físicas, tales como temperatura, presión y humedad.
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Meteorología
suelo elevándose, formando stratus; y si
el aire estuviese en calma, el exceso de
vapor formaría rocío. Esta niebla se
caracteriza por llegar hasta los 500
metros de altura o más, y por su
persistencia en el tiempo. Son
frecuentes a lo largo de las costas,
especialmente en invierno.
 Niebla orográfica: Se producen cuando
el aire húmedo se mueve por un terreno
plano con una pendiente gradual, o
cuando sube por la pendiente de alguna
montaña, expandiéndose y enfriándose
adiabáticamente.
Niebla de advección en el Golden Gate
Si se llega a alcanzar el punto de rocío, se forma la niebla orográfica.
Rocío y Escarcha
El “rocío” y la “escarcha” son también fenómenos de condensación, pero conviene
distinguirlos de las nubes y nieblas.
 Rocío: Es la condensación del vapor de agua sobre los objetos que han radiado suficiente
calor como para disminuir su temperatura por debajo del punto de rocío.
Como cada objeto irradia calor en tasas diferentes, el rocío se forma en algunas superficies
y no en otras. Por ejemplo, sobre la cubierta de un barco se forma poco después de ponerse
el Sol, pero sobre el cemento puede no formarse en toda la noche, puesto que el primero
se enfría mucho más rápidamente que el segundo.
 Escarcha: Se forma cuando la temperatura del aire es menor que 0º C, provocando que el
vapor de agua se transforme directamente en hielo cuando éste se deposita sobre las
superficies, generalmente cerca del suelo.
También se conoce con el nombre de “helada”.
Frentes
Algo más sobre las Masas de Aire
Ya hemos visto anteriormente que las masas de aire —los centros anticiclónicos— son grandes
porciones de atmósfera con características físicas más o menos uniformes, cuya extensión
puede abarcar varios miles de kilómetros, alcanzando alturas que llegan hasta la Tropopausa,
y que en su zona central reina el buen tiempo.
También explicamos que en particular los anticiclones migratorios —las masas de aire
migratorias— que recorren nuestra región surgen de la zona de alta presión ubicada sobre el
territorio antártico —llamada alta polar— y que una vez que se han puesto en marcha, avanzan
con un rumbo general NE, imponiendo en su camino las condiciones de temperatura y presión
que llevan consigo, experimentando a su vez cambios debido a las condiciones de las
superficies sobre las cuales transitan.
Esto último quiere decir que cuando un anticiclón migratorio se desplace del continente hacia
el mar, adquirirá las características propias de la masa marítima, incorporando humedad y
Meteorología
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modificando su temperatura. Y por el contrario, cuando éste anticiclón venga desde el océano
y comience a pisar la masa continental, perderá esa humedad.
La masa de aire también sufrirá alteraciones cuando, forzada por la orografía, deba ascender
por el barlovento de una línea de cerros o montañas. En esa situación irá enfriándose a medida
que gane altura, dando origen a formaciones de nubes. A su vez el paso sobre superficies que
han bajado su temperatura a causa de la radiación en las noches despejadas, o sobre suelos
sobrecalentados como los de las áreas desérticas, provocará que la masa de aire libere o
adquiera energía, respectivamente.
Vea la imagen satelital de la derecha, pues la voy a utilizar para que llevemos todo este conocimiento teórico al
ámbito del análisis sinóptico, que es lo que esperamos
que Usted termine haciendo.
Comencemos…
Tómese algunos segundos y dígame si puede señalar
en la foto satelital donde está ubicado el anticiclón
que cubre casi todo el país.
Si no logró localizarlo, le doy tres pistas: una, en los
anticiclones reina el buen tiempo; dos, más arriba le
dije que cubre casi todo el país; y tres, debajo de la
foto satelital tiene la carta meteorológica de ese
mismo momento.
¿Ya lo encontró?
Sí, es la zona prácticamente libre de nubes que va
desde el N y NE de Argentina hasta el S de la
Patagonia.
Sigamos…
Si supuestamente debajo del anticiclón hay buen
tiempo, ¿porque aparecen zonas nubosas aisladas en
el Sur de la provincia de Buenos Aires?
La respuesta la tiene más arriba… vuelva a leer el
párrafo que comienza diciendo “La masa de aire
también sufrirá alteraciones cuando…” Bueno, sucede
que en el Sur de Buenos Aires, muy cerca de Bahía
Blanca están las Sierras de la Ventana, que obligan al
flujo de aire del anticiclón a ascender las laderas de
las sierras, condensándose y formando esa masa
nubosa. Algo similar ocurre en las Sierras de los
Comechingones —entre San Luis y Córdoba— donde
el flujo de aire que viene del Norte —más húmedo en
este caso— forma nubosidad al trepar los cerros.
Imagen satelital
Carta meteorológica
Vuelva a la foto satelital y fíjese ahora la franja de contraste del negro al gris que recorre la línea de la Cordillera
de los Andes, desde más o menos el medio de Jujuy hasta el Sur de Mendoza. El color negro pleno significa que no
hay nubes, el gris claro muestra nubes de altura muy finas. ¿Puede decirme porque ocurre esto? ¿Porque hay nubes
de un lado de la Cordillera, y no del otro?
La respuesta es que se debe al pasaje del viento de altura por sobre las cumbres de los Andes, que genera una baja a
sotavento de las montañas —vea las zonas de baja presión en la carta meteorológica— donde se consensa la humedad
que viene del Pacifico, formando esa capa nubosa.
Voy con la última pregunta.
Ahora dígame por qué hay nubes en toda la zona del Pacífico Sur, si según la carta meteorológica allí hay un
tremendo anticiclón, y por lo tanto debería haber buen tiempo.
La respuesta también está en lo explicado, cuando dijimos que una masa de aire adopta las características de la
superficie sobre la cual transita. En este caso, al estar ubicada sobre un océano, absorberá su humedad, formando
las capas nubosas que allí aparecen.
Esto es todo por ahora.
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Meteorología
Las masas de aire se clasifican en función de su origen y recorrido, resultando entonces en
dos clases: las marítimas y las continentales. Luego, cada una de éstas se clasifica según su
temperatura relativa, comparada con la de las masas de aire que las rodean, teniendo así
masas de aire calientes y frías.
Características Generales de los Frentes
En un sentido general y amplio, un frente ocurre en la zona de contacto entre dos masas de
aire con diferentes características físicas. Por esta razón podemos decir entonces que un
frente divide a dos masas de aire.
Meteorólogos noruegos, luego de finalizada la Primera Guerra Mundial, fueron los que comenzaron a utilizar el
término “frente” para definir la franja donde sucede el contacto entre ambas masas de aire.
Evidentemente eligieron esa palabra condicionados por el contexto político de Europa, ya que el “caos” atmosférico
que veían suceder en la zona de choque de los anticiclones se debía parecer mucho a lo que muestra el frente de un
campo de batalla, cuando se enfrentan dos ejércitos.
La zona de contacto entre
ambas masas de aire, allí
donde se resuelve la transición
entre las características de
presión y temperatura de un
anticiclón al otro, se la conoce
como “zona frontal”. A su
vez, la zona frontal está
ubicada siempre delante de la
“superficie frontal” de la
masa de aire que avanza. El
“frente” en sí mismo ocurre
en la intersección de la superficie frontal con el suelo.
Superficie frontal y frente
Es en la zona frontal donde se distingue más notablemente el cambio de las características
físicas del aire —su humedad, presión y temperatura—. Esa franja puede extenderse desde
unos cientos de metros, cuando el contraste es muy brusco, hasta varias decenas de
kilómetros cuando éste es más suave.
El contraste del que hablamos depende de la pendiente de la zona frontal, es decir de la
inclinación de la franja de contacto que separa ambas masas de aire, la que puede variar de
una relación de 1:100 hasta 1:400 aproximadamente para los frentes cálidos, y de 1:30 a
1:100 para los frentes fríos. Su altura puede ir desde los 3 km hasta alcanzar la Tropopausa.
Y en cuanto a su extensión, los frentes pueden abarcar distancias que van de los 500 km a los
5.000 km.
En la figura de arriba, si bien la proporción está deformada, se muestra una relación de 1:100. Es decir que para cada
100 km de extensión horizontal, el frente se elevará solo 1 km en altura.
O sea que 100 km detrás del frente tendremos que elevarnos 1,000 metros para encontrar la superficie frontal.
Por otro lado, la actividad de los frentes depende básicamente del contraste de temperaturas
y del movimiento del aire en el sector cálido. Si el aire en dicho sector se eleva respecto a la
masa de aire frío, los frentes suelen ser muy activos y se les conoce como “anafrentes”; si,
por el contrario, el aire cálido cae con relación a la masa de aire frío, los frentes son poco
activos y se les conoce como “catafrentes”.
Meteorología
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Clases de Frentes
Frente Frío
Ocurre cuando una masa de aire frio que avanza se encuentra con otra masa de aire más
cálida. Como la primera —la fría— es más densa y pesada, y se mueve en este caso más rápido
que la segunda —la caliente— comenzará a penetrar por debajo de ella, levantando el aire
caliente, más ligero.
En este tipo de frentes, la superficie
frontal fría tiene una pendiente más
pronunciada que la cálida, lo cual
produce una zona frontal un poco
más ancha en la base, delante del
frente. Y a su vez, esa elevación de
la pendiente de la masa fría hace que
parte de su actividad se vuelque por
sobre el nivel del borde de la masa
caliente. Estas dos situaciones son
las que dan base a las típicas
condiciones de los frentes fríos,
caracterizados por su gran actividad.
Por delante del frente se forma un
complejo de nubes de tipo
cumuliforme, es decir Cumulus (Cu)
Frente frío
y Cumulonimbus (Cb) cuyo desarrollo
alcanza grandes alturas dando lugar a fuertes ráfagas de viento, lluvias gruesas y chaparrones,
acompañados de granizo, actividad eléctrica y truenos; por detrás del frente, una vez que
este ha pasado, suelen aparecer Cumulus (Cu) aislados, Altocumulus (Ac) y Altostratus (As).
Una vez que el frente ha pasado, comienzan a imponerse en la zona las condiciones de la
masa de aire frío que lo empujaba. Esto significa que la presión atmosférica aumentará muy
rápido la temperatura descenderá y el viento rotará también bruscamente comenzando a
dominar los del tercer cuadrante en nuestro hemisferio, esto es vientos viniendo desde
direcciones del S al W. La humedad disminuirá, salvo durante eventuales chubascos que
puedan suceder detrás del frente, y también mejorará la visibilidad.
El área de actividad de un frente frio, es decir la zona frontal donde se acumula la nubosidad
y ocurren las precipitaciones, tiene una extensión menor que la de un frente cálido, y por lo
general, el cielo comienza a despejarse inmediatamente después de haber pasado el frente.
Los frentes fríos se informan en las cartas meteorológicas mediante una línea azul con
triángulos del mismo color orientados hacia la dirección de avance del frente.
El tipo de actividad que tendrá el frente —es decir si será más o menos violento— la podremos
determinar superponiendo la traza del frente de una carta isobárica de superficie con otra
de altura mostrando isohipsas a nivel de los 500 hPa, obviamente ambas cartas deberán ser
de la misma hora. Si el ángulo que forma la dirección de las isohipsas y la traza del frente es
muy agudo, quiere decir que el frente camina
bien calzado en el eje de la vaguada, en cuyo
caso su actividad se concentrará en el valle de
la vaguada, resultando un frente frío muy
activo.
Por el contrario si el flujo de las isohipsas es
perpendicular a la traza del frente en
superficie, éste será poco activo pues su
actividad se volcará por sobre las laderas de la
vaguada.
Frente frío
Si el frente es poco activo, los fenómenos que producirá serán menos violentos. La nubosidad
estará más bien dominada por Stratocumulus (Sc), con lluvias débiles. El viento no rotará tan
bruscamente luego del pasaje del frente, y la presión variará más lentamente.
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Meteorología
Para hacer un pronóstico correcto de la actividad de un frente, deberá aplicar esta regla a lo largo de toda su
extensión, pues es posible encontrar zonas de mucha actividad y otras de poca dentro del mismo frente.
Frente Cálido
A diferencia de lo que ocurre en la situación de frente frío, en este caso al encontrarse dos
masas de aire de distinta temperatura, será la cálida la que se mueva más rápidamente
desplazando entonces a la fría al mismo tiempo que se desliza sobre ésta que es más pesada.
Y en este proceso, el aire caliente que asciende sobre el frío comenzará a enfriarse iniciando
la condensación del vapor de agua y formando nubes.
Como el ascenso del aire cálido no
sucede tan bruscamente como en los
frentes fríos, la nubosidad que se va
formando es del tipo estratiforme, es
decir en capas, apareciendo primero
nubes altas: Cirrus (Ci), Cirrocumulus
(Cc) y Cirrostratus (Cs), que serán el
primer signo de que se nos aproxima
un frente cálido; más tarde
comenzarán a aparecer las nubes de
media altura: Altocumulus (Ac) y
Altostratus (As); y finalmente lo
harán las nubes bajas: Stratocumulus
(St), Stratocirrus (Sc) y Nimbostratus
(Ns).
Frente cálido
El sistema nuboso de un frente cálido se extiende lógicamente mucho más que el de un frente
frío. Esto se debe básicamente al proceso de formación de las nubes, que es por advección a
diferencia de lo que ocurre en el frío que se debe a desarrollo vertical.
Las precipitaciones en un frente cálido aparecen por delante de éste y en una extensión
mucho mayor que en un frente frío. Si el tipo de frente es adiabático, el aire cálido comenzará
a elevarse, volviéndose inestable, dando lugar a la aparición de nubes de desarrollo vertical.
Por regla general, luego del paso de un frente cálido, la presión que hasta ese momento había
venido disminuyendo, se estabilizará manteniéndose casi constante en el valor alcanzado. La
temperatura a su vez aumentará y luego permanecerá constante. El viento rotará al mismo
cuadrante que lo que se observa en un frente frío, pero lo hará más suavemente.
Dado que las masas de aire frío admiten menos humedad que las cálidas, sería lógico que
luego del pasaje del frente cálido aumente la humedad y empeore la visibilidad. Sin embargo
ocurre que ésta última suele ser muy mala por delante de los frentes cálidos al producirse
nieblas frontales —pre frontales en este caso— formadas cuando las gotas de lluvia de la masa
de aire cálido ubicada sobre la capa fría, penetran en esta última, y al estar relativamente
más calientes, se evaporan incorporándose a la ya muy húmeda masa fría, dando lugar a la
aparición de neblinas y nieblas cuando lleguen al punto de saturación.
El frente cálido se representa en los mapas meteorológicos con una línea roja continua con
semicírculos del mismo color ubicados del lado de avance del frente.
Para su pronóstico haremos el mismo
análisis que el explicado para los frentes
fríos. Es decir, superpondremos la traza del
frente cálido en superficie sobre el mapa de
altura. Y luego, si el flujo de las isohipsas es
perpendicular a la traza del frente en
superficie, éste será activo. Si en cambio el
flujo de las isohipsas forma un ángulo más
bien agudo con la traza del frente, este será
poco activo.
Frente cálido
Finalmente diremos que el sistema nuboso de los frentes cálidos se suele extender hasta el
eje de la dorsal —el de las isohipsas— donde nos encontraremos con una situación de
divergencia y descenso del aire que terminará disipando las nubes.
Meteorología
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Frente Ocluido
La oclusión de los frentes ocurre por la diferencia de velocidades a las que se mueven los
frentes fríos y cálidos.
El frente frío se mueve más rápido
que el frente cálido. Esto provoca
que alrededor de la depresión —el
centro de baja presión— que opera
como eje de ambos frentes, el cálido
irá disminuyendo progresivamente su
tamaño, hasta llegar a una situación
en la que desaparecerá, alcanzado
desde atrás por el frente frio. En ese
momento, el aire frio ocupará los
niveles inferiores y el aire cálido,
que ha sido empujado, arrinconado y
elevado por el frente frio, quedará
situado por encima, cruzado a éste
último. Con la unión de los dos
frentes se habrá formado, entre las
Frente ocluido
masas de aire frio que se encuentran
delante del frente cálido y detrás del frente frío, una zona estrecha de transición denominada
“oclusión” o “frente ocluido”.
Como la temperatura de estas dos masas de aire frío no tiene por qué ser la misma, las
oclusiones se dividen en dos clases:
 Oclusión fría o frente ocluido frio. Es una oclusión en la que al ser la masa de aire de
atrás de la oclusión más fría que la de adelante, y moverse más rápido que ésta, terminará
actuando como una cuña, elevando la masa menos fría que se encuentra delante del frente
cálido. En ese caso se dice que ocurre una oclusión fría o con carácter de frente frio a
nivel de la superficie.
 Oclusión cálida o frente ocluido cálido. En este caso la masa de aire de atrás de la
oclusión es menos fría que la de adelante, y como se mueve más rápido que ésta, se elevara
sobre la masa de aire delantera, más fría. Se dice entonces que se ha producido una
oclusión cálida o con carácter de frente cálido a nivel de la superficie.
El frente ocluido se representa en las cartas
meteorológicas tranzando una línea morada
—resultante de mezclar el azul del frente frío
y el rojo del cálido— o por una línea bordeada
alternativamente por semicírculos rojos y
triángulos azules, cuyos vértices señalan el
sentido de desplazamiento del frente.
La nubosidad y el tiempo asociados a las
oclusiones tienen similares características a
los de los frentes cálidos y fríos, dependiendo
en gran medida del grado de inestabilidad de
la masa de aire del sector cálido. De acuerdo
Frente ocluido
con esto, en las oclusiones cálidas existirá
principalmente una amplia zona de precipitación, con techos de nubes bajas y visibilidad
reducida.
Las oclusiones frías se caracterizarán por la probable existencia de zonas de turbulencia y
tormentas. Y en ambos casos podrían producirse cambios apreciables en la dirección de los
vientos, a medida que pasa el frente ocluido.
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Meteorología
Frente Estacionario
Un “frente estacionario” se verifica
cuando al encontrarse dos masas de
aire de distintas características,
ninguna de las dos puede prevalecer
sobre la otra. O sea, es la situación
donde dos masas de aire adyacentes
de diferentes características entran
en contacto, y ninguna de ellas
puede avanzar sobre la otra, dando
origen a un frente estacionario.
Si el frente estacionario permanece
durante largo tiempo en ese estado
acabará por desaparecer, pero si
cualquiera de las masas de aire en
contacto comenzase a avanzar sobre
la otra, el frente estacionario se
convertirá en un frente cálido o en
un frente frio, dependiendo de la masa de
aire que domine el avance.
El frente estacionario se representa en las
cartas meteorológicas con una línea de trazo
rojo y azul o por una línea bordeada por
semicírculos y triángulos en lados opuestos
de la línea frontal, que apuntan hacia el
exterior de la masa de aire de que se trate.
Frente estacionario
Frente estacionario
Cuando un frente hace más lento su avance llegando a detenerse, se convierte entonces en
un frente estacionario. Los frentes cálidos que se convierten en estacionarios suelen
mantener las propiedades que los caracterizan. Sin embargo, los frentes fríos que se
convierten en estacionarios comienzan a actuar de una manera similar a la de un frente cálido
a causa de la débil pendiente que adquiere su superficie frontal.
El viento que sopla en niveles altos a ambos lados del frente determina si éste va a
comportarse como estacionario o no. Cuando el viento en altura sople perpendicularmente a
la superficie frontal obligará al frente a moverse en ese sentido. Sin embargo, cuando el
viento corra paralelo a la superficie frontal, la situación del frente se mantendrá estacionaria.
Un frente estacionario puede permanecer en ese estado durante varios días, disipándose
sobre la zona en la que se encuentra, o bien generando zonas de baja presión que
posteriormente se desarrollarán como depresiones mayores, o dicho de otra forma se
producirá una ciclogénesis.
Si el aire cálido en el frente estacionario es estable y la pendiente es débil, las nubes serán
del tipo estratiforme. Pueden producirse lloviznas ligeras y engelamiento 5 por encima del
nivel de la isocero6. En niveles elevados es normal la aparición de Cirrus (Ci).
Cuando el aire cálido en el frente estacionario es inestable y la pendiente es débil, suelen
producirse movimientos convectivos susceptibles de provocar Stratus (St), Cumulus (Cu) e
incluso Cumulonimbus (Cb). Si la masa de aire frío estuviese saturada por lluvia o llovizna
procedente de la masa cálida situada por encima, seguramente aparecerá niebla y nubosidad
baja, disminuyendo considerablemente la visibilidad. El nivel de engelamiento sobre la
isocero suele ser ligero.
Finalmente, cuando la pendiente es pronunciada y se produce un importante transporte
horizontal de aire cálido sobre la pendiente frontal, o bien la superficie frontal se mueve con
lentitud hacia la masa de aire cálido, comenzarán a aparecer Nimbostratus (Ns) sobre los
5
6
Engelamiento: Sucede cuando las gotas de agua de la atmósfera se congelan creando una capa de hielo sobre las superficies con las
que entran en contacto.
Isocero: Es la línea que une los puntos donde la temperatura es de cero grados centígrados.
Meteorología
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Stratus (St) dándose las condiciones idóneas para que sucedan lluvias intensas, tormentas,
turbonadas, y vientos muy fuertes.
Proceso de Formación de los Frentes
El proceso de formación y evolución de los frentes en las latitudes medias —las nuestras—
puede dividírselo en cuatro etapas que cubren desde su inicio hasta su disipación. Por simple
conveniencia explicaremos el movimiento de las masas de aire según lo que sucede en nuestro
hemisferio, tenga en cuenta que el mismo proceso ocurre en el hemisferio Norte pero con los
movimientos en sentido inverso.
Etapa Inicial
El proceso se inicia en la zona de
contacto entre las dos masas de aire,
cuando ante la presencia de vientos
del NW en capas altas de la atmósfera
se produce una divergencia del aire en
altura que a su vez genera una zona de
convergencia al nivel de la superficie.
En ese sitio comenzará entonces a
registrarse una caída en la presión del
aire que determinará el inicio de la
formación de zona de baja presión.
Por otro lado, como la masa de alta
presión de la zona antártica —seca y
fría— se encuentra en contacto con la
Etapas de formación del frente
masa de alta presión de la zona
tropical —húmeda y cálida— sucederá que en la zona de separación entre ambas masas de
aire se formará un frente estacionario, en el que el viento a cada lado girará en direcciones
opuestas. Este frente estacionario recibe el nombre de “frente polar”.
Etapa de Formación de la Onda Frontal
A medida que las dos masas de aire van acercándose, los vientos a ambos lados del frente
presionan sobre él, quebrando el equilibrio del frente estacionario en su zona más débil, o
sea donde se había iniciado la baja presión.
Al ocurrir esto, es decir al quebrarse el frente, comienzan a marcarse dos nuevas fronteras
entre las masas de aire. Una de ellas a la izquierda del eje de baja presión empujada hacia
el NE por la masa de aire frío, y que terminará constituyendo un frente frío. La otra se forma
a la derecha de la baja presión, apoyada en la masa de aire caliente, dando origen a un frente
cálido. Es decir que quedarán formados dos frentes, uno frio al W y uno cálido al E, conectados
en el eje de la zona de baja presión.
Luego, como el frente frio se mueve más rápido que el cálido, comenzará a cerrarse sobre el
segundo de forma apreciable, formando entonces una incipiente “onda frontal” o ciclónica
que profundizará la baja presión iniciando una ciclogénesis. A su vez, sobre ambos frentes
comenzarán a desarrollarse las formaciones nubosas típicas de cada uno de ellos y los procesos
convectivos que derivan en tormentas y lluvias.
Etapa de Madurez
En ésta etapa se profundiza la ciclogénesis mientras que el frente frio continúa avanzando y
cerrándose sobre el cálido. También se define apreciablemente el sector cálido y los
fenómenos tormentosos alcanzan su máxima intensidad registrándose los picos de viento,
nubosidad y precipitación.
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Meteorología
Etapa de Disipación
En esta etapa se llega a una situación en la que el frente cálido comienza a ser alcanzado por
el frente frio. La masa de aire frio irá
empujando a la cálida deslizándose
debajo de ella, quedando el aire frío
en los niveles inferiores y el cálido
situado por encima de este.
Con la unión de los dos frentes se
habrá formado, entre las masas de
aire frio que se encuentran delante
del frente cálido y detrás del frente
frio, una estrecha zona de transición
que no es otra cosa más que un frente
ocluido. En esta zona, al mezclarse el
aire se homogeniza su temperatura,
disminuyendo el gradiente de presión
comenzando a desaparecer la baja
presión. No obstante, en el “punto
Frente polar
tripe” —donde se juntan los frentes
frio, cálido y ocluido— existe la posibilidad de que se inicie la formación de una nueva zona
de tormentas.
Hay que tener en cuenta que la divergencia en altura y la convergencia a bajo nivel es la
condición necesaria para que una zona de tormentas se desarrolle y profundice. La
divergencia en altura se encuentra asociada a un conjunto ondular de vaguadas y cuñas, que
tienen una importante influencia en las condiciones meteorológicas.
Estas ondas tienden a moverse a velocidades que dependen del viento, de la latitud en la que
ocurren y de su longitud de onda.
Complejos Nubosos y Tormentas
Cumulonimbus
Características Generales
La denominación “Cumulonimbus”
proviene del latín, y está formada
por dos términos: “cumulus”, que en
nuestro idioma significa cúmulo, y es
sinónimo de amontonamiento o de
acumulación, y “nimbus” que indica
lluvia. La sigla que identifica a los
Cumulonimbus en los reportes
meteorológicos es “Cb”.
Los Cumulonimbus son las nubes de
Cumulonimbus
tormenta por excelencia, puesto que
son las únicas que producen todos los fenómenos asociados a ellas, esto es lluvias abundantes
que pueden estar acompañadas de granizo, ráfagas violentas de viento, tornados y actividad
eléctrica.
Meteorología
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Ya formada, esta nube actúa como una gran pila, acumulando carga eléctrica positiva en su
cima, que en regiones tropicales puede alcanzar los 18 kilómetros de altura, y carga negativa
en su base, muy cercana a la superficie.
En su interior presenta dos tipos de corrientes de aire: una ascendente y otra descendente,
las cuales pueden superar los 50 nudos de velocidad. La parte más alta de esta nube está
formada por cristales de hielo, y en su parte inferior presenta gotas de agua.
Una vez que estas nubes han comenzado a crecer, continuarán haciéndolo mientras
encuentren a su paso las condiciones apropiadas para hacerlo. Su crecimiento en altura se
detendrá cuando la corriente de aire
ascendente choque con la parte más
alta de la Troposfera, puesto que en
esa capa la temperatura de la
atmosfera comienza a aumentar
nuevamente, quitándole
a la
corriente ascendente su camino para
seguir elevándose. Es en esa capa
entonces donde el aire caliente que
asciende comienza a extenderse
hacia los costados, formando así la
típica terminación en forma de
yunque.
Yunque de tormenta o Cb Incus
Proceso de Formación
Generalmente, la formación de los Cumulonimbus comienza con el agrupamiento de
pequeños Cumulus (Cu) —nubes blancas cuyo ancho y alto no supera la centena de metros—
que surgen típicamente a una altura de 1 km sobre la superficie. Pero en algunos casos los Cb
pueden originarse en nubes de otros tipos, tales como los Altocumulus (Ac) o Stratocumulus
(Sc). En condiciones atmosféricas favorables, los Cumulus pueden agruparse y generar nubes
mayores, con formas semejantes a las de una coliflor. Esas, a su vez, pueden unirse para
formar una nube aún mayor, llamada Cumulocongestus. En ese punto, mientras la base de
la nube todavía está a 1 km del suelo y se extiende algunos kilómetros en sentido horizontal,
el tope puede alcanzar altitudes de entre 3 y 5 km.
En algunos casos, la nube deja de desarrollarse en ese punto, sin tornarse en una nube de
tormenta, disipándose sin presentar otros fenómenos. Si eso no ocurre, continuará su
movimiento ascendente comenzando a formarse partículas de hielo. En ese punto la nube ya
es un Cumulonimbus, con un diámetro que de entre 3 y 8 km y un tope situado entre 5 y 8
km, presentando irregularidades a causa de las partículas de hielo.
El ciclo de vida de los Cumulonimbus cubre tres fases de existencia: desarrollo, madurez y
disipación, las que transcurren muy rápidamente, ya que todo el proceso puede suceder entre
una y tres horas.
 Fase de Desarrollo: En esta primera fase predomina el movimiento ascendente del aire
dentro del Cumulonimbus, producido por el calor de la superficie terrestre, que calienta
el aire haciendo que éste se eleve.
A medida que el aire caliente gane altura se irá condensando produciendo entonces gotitas
de agua que continuarán subiendo y enfriándose, convirtiéndose en partículas de hielo al
llegar a las capas más altas de la atmósfera. La columna de aire asciende a velocidades
que pueden ir de los 11 a los 38 nudos; cuanto más calor haya en la superficie, más rápido
se calentará el aire, aumentando de la misma manera la velocidad de ascenso.
Generalmente esa fase no es turbulenta, y raramente produce lluvia. En ella se puede ver
a simple vista el crecimiento del Cumulonimbus.
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Meteorología
 Fase de Madurez: Al llegar a esta fase, el Cumulonimbus comienza a presentar una
circulación interna compleja, con movimientos tanto ascendentes como descendentes.
Esto sucede porque el calor de la superficie sigue alimentando la columna de aire
ascendente, y porque las partículas mayores —formadas a partir de partículas menores de
agua y hielo— son atraídas hacia abajo por la gravedad, creando un flujo de aire
Movimiento de ráfagas descendentes
descendente durante su caída. La velocidad de circulación del aire puede llegar en esta
etapa a los 60 nudos.
La base de la nube será en este momento casi plana y muy oscura, ubicándose a una altura
de 1 km a 4 km de la superficie, dependiendo de la humedad, y llegando a tener un
diámetro de 10 km. El tope alcanzará alturas de entre 8 km y 20 km, sobrepasando en
algunos casos la Tropopausa.
En esta fase es donde el Cumulonimbus adopta su clásica forma de yunque, la que los
meteorólogos llaman “Cumulonimbus Incus”. Antes de alcanzar esta configuración pasa
primero por la de “Cumulonimbus Calvus”, cuyo tope es redondeado; luego se convierte
en “Cumulonimbus Capillatus”, que presenta próximo al tope una estructura en forma de
estrías o fibras; derivando luego en “Cumulonimbus Pileus”, que muestra un tenue velo
en el tope, para finalmente desarrollar el yunque.
Meteorología
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Formas de los Cb
Para el observador a nivel del suelo, es en esta etapa donde el Cumulonimbus adopta a
nivel del borde inferior la forma de arco —técnicamente denominada “Arcus”— y que los
navegantes rioplatenses denominan “cigarro”. A su vez ese Arcus puede presentar delante
de él algunas nubes suplementarias en forma de “roll” o rollo, de una pared o “wall”, o
de estantes estratificados o “shelfs”.
Arcus Roll, Wall y Shelf
Las lluvias intensas, el granizo, la actividad eléctrica y las ráfagas descendentes que hacen
peligroso al Cumulonimbus ocurren en esta fase.
Las ráfagas descendentes de las que hablamos son las que los navegantes solemos llamar
“sifonazo”, caracterizadas por su velocidad destructiva, ya que puede superar
cómodamente los 50 nudos. Estas ráfagas ocurren debido a la combinación de dos causas:
Fases de desarrollo de los Cúmulonimbus
primero, las gotas de agua y el granizo que ya no pueden sustentarse, caen a la superficie
generando, como ya dijimos, una corriente descendente por simple arrastre viscoso. Ésta
caída, que sucede muy rápido, produce una baja de presión en los niveles medios y altos
del Cumulonimbus, que se compensa con el ingreso de aire seco y más cálido del entorno,
el cual genera una rápida evaporación que como consecuencia produce un veloz
enfriamiento de la parcela del aire, aumentando su densidad y por lo tanto su peso,
haciendo que caiga en búsqueda de su nivel de estabilidad, sumando su arrastre al
anterior.
En cuanto a la actividad eléctrica, los rayos que parten del Cumulonimbus hacia el suelo
están precedidos en general por otros que ocurren dentro de la nube tanto antes como
después del inicio de la lluvia. Los estudios han mostrado que cuanto más alto es el tope
de la nube, mayor será su actividad eléctrica.
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Meteorología
 Fase de Disipación: En esta etapa el movimiento del aire es casi exclusivamente
descendente, provocando un enfriamiento en el Cumulonimbus en comparación con el aire
de su vecindad. La lluvia, al reducir el contenido de la nube, también influye en el
enfriamiento. En esta fase, la altura del Cumulonimbus, su diámetro y las lluvias que
produce tienden a disminuir, hasta que la nube se disipa. La temperatura también tiende
a retornar al valor anterior a la tormenta.
La altura alcanzada por el tope de las nubes de tormenta en sus diversas etapas depende
principalmente de la latitud geográfica. En regiones de latitudes medias y altas es raro que
ese tope pase los 8 km de altitud, mientras que en las zonas ecuatoriales pueden llegar a 20
km o más. En nuestra latitud puede llegar a los 12 km de altura.
Las nubes de tormenta son más comunes en regiones tropicales y templadas durante el
verano, aunque también ocurren en regiones próximas a los polos y en otras estaciones.
Ocurren más sobre los continentes que sobre los océanos, pues el calentamiento solar altera
menos la temperatura del aire sobre estos últimos. Sin embargo, pueden surgir en cualquier
hora del día. El mayor número de casos se produce entre las 16:00 hs y 18:00 hs, en función
del calentamiento solar.
Vea la foto de este comentario.
Ese tipo de nubosidad se llama “onda de gravedad”, y no debe confundirse con el mencionado “cigarro” del
Cumulonimbus.
Este tipo de nubes es el resultado del movimiento de la atmósfera producido por nubes de tormenta, similares a lo
que sucede cuando se arroja una piedra en el agua. Cuando hacemos eso, la piedra comprime el agua en el lugar del
impacto, haciendo que se dirija hacia abajo. Un instante después, cuando la fuerza de la piedra deja de actuar, la
parcela de agua vuelve a su posición normal antes de la
acción de la piedra, pero debido a la fuerza agregada, la
parcela de agua se elevará por encima de la superficie
de la masa de agua y la gravedad hará que baje otra vez
produciendo una oscilación y ondas que, gracias a la
fricción, no duran para siempre, sino que su oscilación
será cada vez más débil hasta el punto de detenerse.
Este mismo efecto sucede en la atmósfera… la piedra en
ese caso puede ser por ejemplo la ráfaga descendente
Onda de gravedad
de un Cb o un viento cortante.
Complejos Convectivos de Mesoescala
Las tormentas, además de las que ocurren debido a
nubes aisladas, también pueden estar asociadas a
conglomerados nubosos denominados “complejos
convectivos de mesoescala”, o CCM.
Los CCM son entonces agrupamientos de nubes de
tormenta que toman forma casi circular, cuyo
diámetro puede llegar a los 400 km.
Surgen generalmente por la noche y duran en
Complejo Convectivo y Línea de Inestabilidad
promedio de 10 a 12 hs, pero como en ciertos casos
se regeneran durante días, parecen durar mucho más. En América del Sur son más comunes
en el centro y norte de la Argentina y en el Paraguay, tal como se los puede apreciar en la
imagen satelital que acompaña esta explicación.
Líneas de Inestabilidad
Las “líneas de inestabilidad” están asociadas generalmente a sistemas frontales, y
especialmente a los frentes fríos.
Meteorología
página 51
Ya vimos que al chocar las masas de aire, las frías empujan hacia arriba a las de aire caliente,
produciendo líneas de tormenta que alcanzan, a veces, centenas de kilómetros de extensión.
Los Cumulonimbus así generados viven en promedio tanto como los que surgen aisladamente,
pero pueden desplazarse por decenas de kilómetros durante su existencia. Las tormentas que
provocan llegan a durar varias horas, ya que con el desplazamiento del sistema se forman
nuevos Cumulonimbus" a medida que los primeros se disipan.
Sudestada
Generalidades
Tal como su nombre lo indica, la “Sudestada” se caracteriza por vientos generalmente
moderados a regulares del SE, que impactan en el Río de la Plata, afectando tanto a las costas
uruguayas como argentinas, y penetrando en la Mesopotamia. Estos vientos del SE vienen
acompañados por mal tiempo persistente, lluvias y lloviznas continuas, bajos valores de
temperatura, y la crecida de las aguas del Río de la Plata en todo su cauce debido al empuje
del viento.
Las Sudestadas ocurren durante todo el año, registrándose su mayor número durante los
meses de junio y julio, con otro pico en octubre donde reducen su duración pero registran
vientos más intensos. Durante los meses cálidos es cuando menos ocurren.
Este tipo de fenómeno se debe a la acción combinada de un anticiclón migratorio cuyo centro
alcanza a ubicarse sobre el Océano Atlántico frente a las costas de la Patagonia central, y la
aparición de un centro de baja presión que se ubica entre el S de las provincias del litoral y
W de la República Oriental del Uruguay. Y todo esto debe suceder bajo la presencia de viento
en altura proveniente del NW cruzando una vaguada cuyo eje se ubicará aproximadamente
en los 80º W.
Ciclo de Vida
El ciclo de vida de la Sudestada comienza con el
ingreso de un anticiclón migratorio desde el SW
que, tal como se observa en el diagrama que
acompaña a este texto, avanza con rumbo general
NE cubriendo la Patagonia y el Mar Argentino hasta
que su borde de ataque encuentra la retaguardia
del Anticiclón Semipermanente del Atlántico Sur.
En esa situación el anticiclón traslada aire frío y
húmedo proveniente del Atlántico Sur hacia un
callejón cuyo eje pasa por sobre el Río de la Plata
y continua hacia el NW.
A su vez, en la línea de contacto entre la masa de
aire migratoria y el ASAS se forma una vaguada en
cuyos bordes el viento sopla en forma paralela a la
línea de gradiente de presión, pero en direcciones
opuestas, produciendo una cortante ciclónica y la
consiguiente ciclogénesis.
Sudestada
Esa baja presión continuará profundizándose, intensificando la circulación del viento del SE,
aumentando la nubosidad y dando comienzo a precipitaciones persistentes.
El observador a nivel del suelo, que no cuenta con otros elementos de análisis sinóptico,
puede asumir que la Sudestada tiene un tiempo de desarrollo bastante lento, por lo que le
dará tiempo para adoptar las medidas de seguridad apropiadas. El primer indicio del comienzo
de una Sudestada será el descenso continuo de los valores de presión al mismo tiempo que el
viento rota al S y luego al SE. Esto irá acompañado de un cielo que comenzará a cubrirse con
nubes medias y bajas, aumentando el viento a medida que desciende la presión, mientras
comienzan a producirse lluvias y lloviznas continuas. Pasado un tiempo, el cielo se cubrirá de
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Meteorología
Nimbostratus (Ns), por debajo de los cuales avanzarán nubes más bajas empujadas por el
viento del SE.
Volviendo al ciclo de vida, veremos que los centros de alta y baja presión permanecerán casi
estacionarios mientras la presión continua disminuyendo a medida que progresa la
ciclogénesis, aumentando la intensidad de los vientos.
Para el observador, una vez que la presión se haya estabilizado y comience a aumentar
ligeramente, significará que el fenómeno se acerca a su fin. La baja presión comenzará a
moverse con rumbo general SE, con lo cual los vientos en el Río de la Plata rotarán también
hacia el sector Sur. La precipitación cesará y la presión subirá a medida que el anticiclón
ocupe el lugar abandonado por el ciclón.
La Sudestada dura usualmente entre 1 y 3 días, pudiendo extenderse en casos excepcionales
hasta los 6 días. Durante ese período los vientos alcanzan velocidades que pueden ir de los
10 a los 20 nudos —moderados y regulares— en las Sudestadas leves, y que pueden llegar a
más de 40 nudos —temporal fuerte— en los casos más intensos. Es por todo ello que en estas
condiciones se hace peligrosa la navegación deportiva.
Si el viento se mantiene durante varios días, y como el eje del Río de la Plata es coincidente
con la dirección del viento, se incrementará la altura del oleaje y se producirán crecientes
que afectarán todo el cauce del río y el Delta. Esta situación se agrava si en el Río de las
Plata exterior se producen mareas anormales o de sicigia. Justamente los mayores efectos
que produce la sudestada están relacionados con las inundaciones en las zonas ribereñas del
Río de la Plata, como así también en toda la zona del Delta.
Pregunta…
¿Qué pasaría si en lugar de haber viento de altura del NW, éste fuese del SW?
Respuesta…
No habría Sudestada tal como acabamos de describirla y como se la conoce. Solo tendríamos vientos moderados y
regulares del SE, pero sin mal tiempo.
Pampero
Generalidades
El Pampero se caracteriza por vientos regulares a fuertes del cuadrante 3 —es decir,
predominantes del SW— que recorren buena parte de Sudamérica, partiendo desde el centro
de la Patagonia y dirigiéndose hacia el NE hasta llegar inclusive a las costas del Atlántico en
la zona central de Brasil.
Este viento es producto de un frente frío, que puede o no empujar un frente de tormentas
dependiendo de las condiciones de los vientos de altura, y que se introduce bajo una masa
de aire caliente, lo que produce antes de su paso un período de calma, y luego fuertes vientos
y descenso de temperatura con mejoramiento del tiempo en caso de haber traído tormentas.
Si el Pampero está acompañado de lluvias y tormentas se lo denomina “Pampero húmedo”,
y en caso contrario se lo llama “Pampero seco”.
Los Pamperos ocurren durante todo el año, y los más violentos se registran en los meses de
verano, pero no son exclusivos de esa temporada.
Meteorología
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Ciclo de Vida
El proceso del Pampero se inicia con el ingreso de
un anticiclón migratorio por su camino usual, es
decir por el S del continente, arrumbando hacia el
NE a velocidad notable, cruzando la Patagonia
hasta encontrar las estribaciones más sureñas del
ASAS.
En la línea de contacto entre ambas masas de aire
se genera entonces un frente frío, puesto que la
masa que empuja es la del anticiclón migratorio,
que dado su origen polar es más frío que el
semipermanente, más caliente por la latitud
tropical en la que se encuentra.
La cortante ciclónica que surge del contacto entre
ambas masas de aire comienza a desarrollar una
ciclogénesis que se ubica sobre las costas del Mar
Argentino al SE de la Provincia de Buenos Aires, y
que operará como eje del frente.
Pampero
En un contexto de vientos de altura provenientes
del NW, el frente frio comenzará a desarrollar un típico complejo tormentoso, con todos los
componentes que hemos explicado al hablar de la formación de los frentes polares, dando
origen a un Pampero húmedo. Ese frente se apoyará en la vaguada que se dirige hacia la baja
recién descripta. Si, en cambio, los vientos de altura fuesen del SW, no se formaría el
complejo de tormentas, pasando a ser entonces un Pampero seco.
Sobre el frente oriental con eje en la depresión ubicada en las costas de Buenos Aires se
formará un frente cálido. A partir de este punto, el ciclo de vida del Pampero coincide con
el ciclo de vida de los frentes polares, explicado algunas páginas atrás, sencillamente porque
el Pampero “es” un frente polar. Esto quiere decir que el frente frio continuará
desarrollándose, extendiéndose hacia el NE, mientras mantiene su extremo S anclado en la
baja presión que continuará profundizándose sobre las costas de Buenos Aires. El extremo
norte del brazo frio del frente polar avanzará hacia el NE barriendo las pampas en un abanico,
continuando eventualmente sobre suelo brasilero hasta alcanzar las costas del Atlántico, en
latitudes cercanas a Río de Janeiro. Mientras tanto, el extremo Sur del mismo brazo se ocluirá
con el brazo caliente hasta completar el proceso, disolviéndose.
El observador en tierra que no disponga de herramientas de pronóstico tendrá problemas
serios si es atropellado por un Pampero, ya que éste evoluciona mucho más rápidamente que
otros fenómenos de nuestra región, y los Cumulonimbus que lleva en su frente se caracterizan
por ser particularmente violentos. El primer indicio del comienzo de un Pampero lo dará un
descenso continuo de los valores de presión atmosférica en una situación de viento
predominante del primer cuadrante.
Si el Pampero es húmedo, el observador verá aparecer nubosidad de altura ingresando por el
cuadrante opuesto, esto es Cirrus en el horizonte ingresando desde el SW, seguidos
inmediatamente por Cirrocumulus y Cirrostratus. Muy rápidamente detrás de ellos aparecerán
Altostratus y Altocumulus, y luego comenzarán a divisarse las oscuras paredes de los
Cumulonimbus cubriendo el arco del frontal.
Esta explicación es buena para descifrar si lo que viene entrando desde el SW es un Pampero o solo nubes aisladas.
Pero ¿y de noche como se da cuenta uno de eso?
La respuesta está en la actividad eléctrica de los Cumulonimbus que forman el frente. Los relámpagos y rayos
delatarán su presencia en el horizonte.
Con la tormenta prácticamente sobre su cabeza, el viento predominante hasta ese momento
aminorará hasta casi el punto de calma, e inmediatamente después sentirá la descarga de la
ráfaga descendente del Cumulonimbus, la cual puede alcanzar velocidades mayores a los 50
nudos, el azote de la lluvia y el probable granizo. Después de esta primera ráfaga y sus
precipitaciones asociadas, pueden presentarse otras en secuencia, producidas por los
Cumulonimbus que suceden al primero en la tormenta. Ahora bien, si el Pampero fuese seco,
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Meteorología
el observador no avisado no tendrá muchos más indicios que el señalado. A lo sumo podrá ver
alguna polvareda en el horizonte que podría quedar oculta por los edificios, la orografía o
arboleda alrededor de las costas.
Y en el caso de un Pampero seco ¿cómo se da cuenta un navegante durante la noche?
La respuesta es que a ojo desnudo tiene muy pocas posibilidades de verlo venir. De ahí la importancia de contar con
un buen pronóstico meteorológico.
Una vez que el frente haya pasado, el viento rotará inmediatamente al tercer cuadrante,
predominando los del SW, la temperatura descenderá varios grados y la presión atmosférica
comenzará a aumentar, mejorando el tiempo en cuestión de horas.
Un comentario.
El proceso que acabamos de explicar define al Pampero desde el punto de vista meteorológico, lo cual difiere
levemente —siendo optimista— de lo que los nautas llaman Pampero.
El Pampero Náutico, es decir el viento que los navegantes de nuestra zona llaman Pampero, refiere en la mayoría de
los casos al “sifonazo” producido por la ráfaga descendente del Cumulonimbus, independientemente de si éste forma
parte de una configuración de frente polar, o de un complejo convectivo.
Lo mismo sucede cuando en la categoría de “cigarro del Pampero” se incluyen tanto a las bases frontales de los
Cumulonimbus, como a las ondas de gravedad, donde la primera debe alarmarnos y la otra solo asombrarnos por lo
lindas que son.
Ahora Usted ya sabe que es cada cosa, por lo cual puede comenzar a pronosticar con propiedad.
Los Pamperos suelen durar de 12 a 24 horas, extendiéndose hasta día y medio en el peor de
los casos. Los vientos de la ráfaga descendente de los Cumulonimbus pueden superar
fácilmente los 50 nudos cómodamente y en ellos radica la fuerza destructiva de este
fenómeno. Los vientos restantes del frente estarán dentro de la categoría de fuertes a muy
fuertes.
En cuanto al Río de la Plata, la situación previa al Pampero dominada por vientos del N y NE
produce el drenaje de las aguas empujándolas hacia su desembocadura, generando bajantes
no muy significativas. Luego del pasaje del frente, el fuerte viento del SW barrerá las costas
de Buenos Aires pudiendo provocar bajantes mucho más profundas y crecientes sobre las
costas uruguayas. Esta situación se resolverá rápidamente, luego de que se establezcan los
vientos dominantes del S producidos ya por la presencia del anticiclón sobre la zona.
Pregunta.
¿Encuentra alguna similitud entre el proceso que da inicio a una Sudestada y el que lanza a un Pampero? ¿Y si le digo
que los procesos son iguales? ¿Qué me dice?
Fíjese…
Primero, en ambos casos hay dos masas de aire chocando, donde la que viene desde el SW empuja a otra ubicada más
al NE; hasta ahí es casi lo mismo.
Segundo, en los dos casos hay una baja presión ubicada al E del anticiclón; también es lo mismo.
Ah, pero Usted dice que la ciclogénesis de la Sudestada ocurre más al norte que la del Pampero...
Es cierto, pero la de la Sudestada ocurre en invierno, cuanto todos los sistemas migraron al N, y la del Pampero se
nota más en verano, cuando esos mismos sistemas han vuelto al Sur.
Los que estamos en una posición relativa diferente somos nosotros, que en invierno estamos justo al S de la baja
presión, y en verano al N.
¿Es lo mismo, o no?
Bueno, ahora que lo convencí… aclaro un poco más el punto.
Lo importante no es donde está la baja presión, sino el proceso en sí mismo.
La Sudestada y el Pampero surgen en ambos casos de una situación de frente polar, que como ocurren en diferentes
momentos del año y por lo tanto con una ubicación del ASAS distinta, generan diferentes tipos de tormentas sobre
el Río de la Plata.
Meteorología
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Zonda
Generalidades
El “Zonda” es el tercero de los fenómenos ventosos locales. Se caracteriza por ser un viento
seco que baja desde la Cordillera de los Andes, calentándose adiabáticamente a medida que
avanza hacia el Este.
Sus efectos se dejan notar particularmente en las provincias de Mendoza, San Juan y La Rioja,
donde la diferencia de altura de la Cordillera le sirve para lograr velocidad acelerando mitras
baja las laderas de las montañas, mientras que en la zona del Altiplano y la Puna tienden a
disipar esos vientos.
El Zonda ocurre durante todo el año, pero con mayor asiduidad y fuerza entre los meses de
mayo y octubre.
Ciclo de Vida
Para explicar el ciclo de vida del
viento Zonda es necesario explicar
el “efecto Foehn”, que debe su
nombre al del viento “Föhn” que
ocurre en los Alpes del Norte, o
Alpenföhn.
El efecto Foehn es un fenómeno
que tiene lugar cuando un flujo de
aire caliente y húmedo se ve
obligado a remontar una cadena
montañosa expandiéndose durante
su ascenso, por el hecho de que la
Zonda
presión disminuye con la altura.
Esto provoca el enfriamiento de la masa de aire y, a consecuencia de esto, una continua
condensación de vapor de agua, la cual conduce a una liberación de calor latente. El resultado
es que el aire, al ascender, da lugar a la formación de nubes que eventualmente terminarán
precipitando sobre las laderas de barlovento de las montañas. Debido a esto, el aire que
traspase las cimas de las montañas y baje a sotavento de éstas será frio y seco, y comenzará
a calentarse a medida que vaya descendiendo. El efecto Foehn es característico de casi todas
las áreas montañosas independientemente de su tamaño y altura. Está asociado a
movimientos ciclónicos, y se produce solo cuando la circulación es suficientemente fuerte y
profunda para forzar al aire a trepar las montañas en un corto período de tiempo.
El viento Zonda se debe a este mismo efecto, puesto que se origina en el ASPS que envía aire
húmedo desde el Pacífico hacia la Cordillera de los Andes, y que al ascender se condensa y
precipita sobre las laderas chilenas, pasando seco hacia el lado argentino, y calentándose
durante su descenso desde las crestas montañosas a más de 6 km sobre el nivel del mar. El
viento Zonda suele comenzar después del mediodía y hasta entrada la tarde, y permanecer
por períodos que pueden extenderse hasta 12 horas, a veces con intermitencias durante dos
o tres días. Puede alcanzar y superar los 40 nudos de velocidad.
Usted seguramente se estará preguntando qué interés puede tener el Zonda, que corre el pie de la cordillera, para
un navegante.
Le respondo: Lo importante no es el Zonda, sino el efecto Foehn, porque los mismos efectos que produce el Zonda
sobre las praderas al pie de las montañas, van a ocurrir en las aguas al pie de una isla montañosa.
De eso vamos a hablar a continuación.
Los peligros del efecto Foehn se deben a las violentas ráfagas que genera al descender por
las laderas de las montañas, y los borneos y torbellinos que se trasladan a sotavento de las
mismas.
Vea por ejemplo la imagen satelital de la página siguiente. En ella se adivina la costa de
África sobre la esquina inferior derecha y las Islas Canarias hacia el margen superior también
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Meteorología
a la derecha. El manto de nubosidad colabora
permitiéndonos ver los resultados del efecto
Foehn, al pasar el viento que viene del N sobre las
Islas. Note que a sotavento de las Canarias, es
decir al Sur de la línea de las islas, prácticamente
no existe nubosidad, apreciándose claramente el
color azul del agua. Esto se debe justamente a que
el aire que baja de ellas ya no tiene humedad,
puesto que ha quedado en las laderas de
barlovento. Si observa con atención las islas, verá
las nubes que las cubren del lado norte.
Las capas de nubosidad al Sur de las islas delatan
claramente a los remolinos y borneos provocados
por el obstáculo que representan las Canarias en
el camino del viento. Estos torbellinos toman el
nombre de “vórtices de Von Karman”, quien
explicó las causas por las que se producen estos
remolinos.
Efecto Foehn
Estos borneos y ráfagas pueden extenderse hasta 25 millas a sotavento de las islas que los
producen. El ancho del obstáculo es el que determinará el espaciado que tendrán los
remolinos entre sí.
Rayos
Generalidades
Tanto los “rayos” como los “relámpagos” —que no son lo mismo— son fenómenos
meteorológicos que consisten en descargas eléctricas que nacen en el interior de los
Cumulonimbus, propagándose a través del aire, y que según el destino donde impacten
pueden clasificar en cuatro grupos:
 Descargas entre nube y suelo.
 Descargas dentro de una misma nube (intra nubes).
 Descargas entre una nube y otra nube (inter nubes).
 Descargas entre una nube y la ionosfera.
De estos, el primero es el que merece especial atención desde nuestra perspectiva como
navegantes, y el único en el que podemos hablar propiamente de rayo, ya que los restantes
tres casos son los que se conocen como relámpagos. Por lo tanto, se define como rayo
exclusivamente a la descarga eléctrica que se produce entre una nube y la superficie del
suelo. Los relámpagos por su parte no representan un peligro para la navegación, excepto
para la aérea.
Fue Benjamín Franklin, famoso inventor del pararrayos, quien en 1752 logró demostrar
científicamente la relación existente entre las formaciones nubosas y las descargas eléctricas
que se originan en su seno. Así, por medio de experimentos descubrió que las nubes de
tormenta —es decir los Cumulonimbus— se cargan eléctricamente como si se tratara de una
enorme pila, esto es, con el polo negativo en su base y el polo positivo en su tope.
Ciclo de Vida
Tal como hemos dicho, la actividad eléctrica que producen los rayos y relámpagos ocurre
dentro de los Cumulonimbus.
Sabemos que cuando las gotas de agua que ascienden dentro de ellos pasan el umbral de los
0º C, y comienzan a cristalizarse formando pequeñas partículas de hielo que continúan
evolucionando hasta convertirse en granizo. En el núcleo del Cumulonimbus esos cristales de
hielo y el granizo empiezan a colisionar entre sí y contra otras gotas de agua, cargándose
Meteorología
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eléctricamente. Las partículas más grandes se precipitan por gravedad hacia la base de la
nube, cargándose negativamente, quedando en la cota de los -15º C, mientras que las más
pequeñas continúan ascendiendo hasta la de los -40º C, cargándose positivamente. Así es
como el Cumulonimbus adopta la configuración de “dipolo tormentoso”, similar a una pila
eléctrica, donde el polo negativo se sitúa en la parte central y baja de la nube y el polo
positivo en la parte más alta.
A continuación, el granizo se carga positivamente durante su caída al llegar a la misma base
de la nube, creando una pequeña zona de carga positiva sin neutralizar en la parte más
inferior de la célula tormentosa, que da lugar al “tripolo tormentoso”, que es la estructura
fundamental para que se produzcan las descargas eléctricas. En esta zona del Cumulonimbus,
entre esa pequeña carga positiva subyacente y la carga negativa inferior se produce una
chispa que desencadena una descarga-guía que va progresando a través del aire en forma
escalonada y con múltiples ramificaciones, que le dan al destello luminoso ese aspecto
dentado y nervioso que podemos contemplar desde la superficie, rasgando el aire por la parte
que ofrece menor resistencia.
Por inducción eléctrica de la carga negativa de la nube, la superficie terrestre, habitualmente
con carga negativa, invierte su polaridad convirtiéndose en positiva, y esto hace que la
descarga eléctrica que se dirige hacia el suelo bajo determinadas condiciones sea atraída por
éste, dando lugar al rayo.
Formación de los rayos
Un comentario.
Hay casos especiales donde los rayos no nacen necesariamente del seno de un Cumulonimbus. Las erupciones
volcánicas, por ejemplo, provocan una importante fuente de calor, que al elevarse en el aire produce una rápida
condensación, iniciando con ello el proceso generador del rayo.
Peligrosidad y Vulnerabilidad
Para entender la potencia de los rayos y relámpagos podemos decir que estos últimos pueden
viajar hasta 30 km —unas 16 millas— de distancia de su origen, corriendo casi a la velocidad
de la luz; mientras que los rayos solo alcanzan 1,5 km —poco menos de 1 milla— viajando a
una velocidad de 140.000 kilómetros por segundo. Su temperatura va de los 25.000º a los
30.000º C, con una potencia de 100 a 150 millones de voltios, y una intensidad de 20.000
Amperes. Si además se producen descargas sucesivas, éstas caen a una media de 1,8 km de
distancia de separación entre ellas, siendo de 40 metros la extensión que puede llegar a
afectar.
Se ha calculado que las aproximadamente 44.000 tormentas que se abaten a diario sobre el
planeta generan unos 100 rayos por segundo, aproximadamente. No obstante, la distribución
espacial de éstos no es proporcional en todo el mundo, ya que la franja ecuatorial es más
propensa a los impactos, mientras que en los polos y en los desiertos tropicales la presencia
de estos fenómenos es mínima.
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Meteorología
¿Cuál le parece a Usted que es la razón de esta distribución?
Razonémoslo unos segundos…
¿De dónde vienen los rayos? …de los Cb que forman las tormentas.
¿Dónde ocurren las tormentas? …en las latitudes medias y bajas, y del lado de los anticiclones a donde se dirigen los
frentes polares.
¿Coincide esto con la explicación de arriba?
Por otra parte, las horas de mayor peligrosidad son entre las del mediodía y la media tarde,
y los meses de mayor riesgo, aquellos donde hay mayor actividad frontal.
Al igual que las antenas, los árboles y construcciones altas, los mástiles de los veleros ejercen
un elevado poder de atracción sobre los rayos con el riesgo cierto de que un impacto afecte
a la tripulación y dañe severamente la estructura del barco.
Cuando un rayo impacta en el mástil de un velero, su energía busca el camino más corto a
tierra —por medio del agua en este caso— generando a su paso efectos eléctricos que suelen
destruir los equipos electrónicos y afectar a cualquiera que esté en contacto con la vía de
descarga, causando incluso perforaciones en el casco que se transforman en peligrosas vías
de agua. Por esta razón es que en la medida de lo posible debe evitarse navegar ante
pronósticos de tormentas; y si no es posible evitarlo porque, por ejemplo, ya se está
navegando, deberá actuarse en consecuencia preparando la tripulación y la nave para lidiar
con ellas. En este sentido comentaremos ahora las principales medidas y técnicas al respecto.
 Una de las primeras decisiones a tomar debe ser la instalación de un “pararrayos” o un
“disipador”.
Los pararrayos consisten en una varilla metálica que, instalada en el punto más elevado
del mástil, encamina la elevada carga eléctrica a través de un cable conductor apropiado
hasta una masa metálica situada en la obra viva, desde la cual continúa hacia el agua. En
los veleros, el mismo quillote metálico sirve de masa, pudiéndose usar uno de los pernos
de fijación para conectar el cable.
Resulta imposible contrarrestar la potencia de un rayo, sin embargo puede crearse una
especie de “Jaula de Faraday” alrededor de la embarcación, que ayudará a reducir su
eventual impacto. En términos simples, la Jaula de Faraday es una envoltura metálica con
un interior hueco que tiene la propiedad de aislar a quienes se encuentren dentro de ella
de cualquier campo electromagnético externo. Por ello las embarcaciones de casco de
acero o aluminio constituyen en sí mismas Jaulas de Faraday, siendo muy seguras, siempre
que la tripulación se mantenga bajo cubierta dentro del casco. En los barcos de fibra o
madera podría lograrse algo como lo previsto por Faraday para evitar que el rayo siga su
propio camino explosivo a través de la fibra de vidrio, la madera o aun los mismos
navegantes. Para ello deben conectarse entre sí los diferentes elementos metálicos de la
jarcia —obenques y estayes— terminándolos en una buena masa en la obra viva, la que
necesariamente deberá estar en contacto con el agua. Bajo cubierta también hay que
conectar tanto el motor como el tanque de combustible.
Para proteger el instrumental electrónico de un velero
es importante instalar dispositivos de prevención de
picos de voltaje transitorios.
Por otro lado, los llamados disipadores estáticos
constituyen una alternativa adicional a los pararrayos
convencionales.
Están formados por una serie de puntas dispuestas
radialmente en torno a un núcleo central, a modo de
brocha. Sus puntas emiten constantemente iones a
baja intensidad, con lo cual se evita la formación de
cargas estáticas a bordo.
Es decir, el disipador crea un entorno estéril para los
rayos, mientras que un pararrayos conduce la descarga
una vez producida. Estos disipadores deben igualmente
instalarse acompañándolos de un circuito conductor y
la configuración de una Jaula de Faraday, tal como se
ha explicado.
Meteorología
Disipador estático
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 Cuente con información meteorológica actualizada.
Idealmente, todo navegante que planee hacerse a la
mar por tiempos prolongados, debe contar a bordo con
los medios para recibir reportes meteorológicos e
información relevante, tal que le permita prevenir el
encuentro con tormentas.
 Aprender a identificar la formación de tormentas en
el horizonte, y poder determinar su dirección le
servirá para decidir el mejor curso de acción.
En tal sentido, y como ya hemos comentado, las
tormentas eléctricas están formadas por nubes
cumuliformes —Cumulus y Cumulonimbus— por lo que
en la distancia podrá ver claramente la típica forma
del yunque o la altura creciente de la masa de
Tormenta en el mar
Cumulus, y debajo de ella la sombra proyectada por
su base, y probablemente en el centro de ésta algunas cortinas de agua producto de las
lluvias. Si en cambio ya estuviese debajo de la tormenta, evidentemente no llegará a ver
sus formas, pudiendo solo reconocerla por el color oscuro y negro del techo nuboso debido
a la gran altura que logran los Cumulonimbus. Durante las noches, las tormentas eléctricas
se delatan a si misma por sus relámpagos que iluminan el horizonte.
Una radio AM puede ser de ayuda para saber si se encuentra cerca de una tormenta
eléctrica puesto que la estática producida por los rayos y relámpagos se escuchará como
chasquidos en cualquier frecuencia en la que se encuentre sintonizada, sabiendo así que
se encuentra a su alcance. La radio de FM no capta igual de bien esta energía.
Cuando una embarcación se encuentre debajo de una tormenta eléctrica, una señal de
impacto inminente puede ser el “fuego de San Telmo”7 o escuchar zumbidos alrededor
de las antenas de radio.
 La forma más simple de averiguar la distancia entre la tormenta y su embarcación es
midiendo el tiempo transcurrido entre el destello del relámpago y el sonido del trueno.
Sabemos que el resplandor de los relámpagos viaja a la velocidad de la luz, mientras que
el trueno, es decir su sonido, lo hace a una velocidad muy inferior: 343 metros por segundo.
Esa es la razón por la que siempre vemos el destello antes de escuchar su estruendo.
De esto podemos derivar que por cada segundo que transcurre entre el destello y el sonido,
la distancia entre el rayo y nuestra posición será justamente de 343 metros, sin embargo
quizás le sea más simple considerar que cada 3 segundos transcurridos entre ambos
momentos habrá una distancia aproximada de 1 kilómetro (3 x 343 metros = 1.029 metros).
Si las descargas eléctricas van reduciendo el intervalo de tiempo en el que se escucha el
trueno, significará que la tormenta se acerca y que la probabilidad de exposición al rayo
aumenta. Si sucede lo contrario, querrá decir que la tormenta se aleja.
Un dato muy importante a tener en cuenta para el cálculo de los tiempos y la toma de
decisiones es que el trueno puede oírse a más de 10 km de distancia.
 Busque reparo. Si se encuentra navegando cerca de la costa, y aun cuenta con tiempo
antes de la llegada de la tormenta, la mejor decisión será dirigirse a ella, y entrar al puerto
más cercano.
Si no es posible encontrar un puerto, busque una cala o fondeadero cerca de tierras altas
o donde existan construcciones elevadas. El lugar más peligroso es en aguas abiertas donde
el barco será el objeto más elevado.
 Finalmente, si está en puerto, no se quede dentro del barco. Ante la presencia de una
tormenta eléctrica apague todos los instrumentos eléctricos y electrónicos de la
embarcación y diríjase a un área cubierta.
7
El fuego de San Telmo es un fenómeno óptico producido por una descarga de efecto corona electroluminiscente, producida por la
ionización del aire por el fuerte campo eléctrico generado por las tormentas eléctricas.
página 60
Meteorología
Riesgos Meteorológicos
Si Usted está al mando de un barco,
será entonces responsable de la
seguridad de su tripulación y de su
nave, en ese orden, por lo tanto es
su obligación evaluar la situación
meteorológica actual y analizar el
pronóstico a futuro, amén de otros
factores que hacen a la seguridad, y
decidir el curso de acción más
adecuado a partir de esto. En este
contexto vale remarcar algunas de
las situaciones que consideramos
potencialmente peligrosas para la navegación.
Mal tiempo
 Ciclogénesis: Como ya hemos visto, las Ciclogénesis son los procesos de generación de
bajas presiones, los cuales ocurren muy rápidamente, y producen vientos que van de
fuertes hasta la categoría de temporal.
 Ingreso de anticiclón migratorio: Los bordes de ataque de los anticiclones se caracterizan
por producir vientos que pueden ir de fuertes hacia escalas superiores.
 Tormentas: Cualquier situación de tormenta, sea frontal o no, constituye una situación de
riesgo.
Predicción Meteorológica
A criterio de esta escuela de náutica, y de acuerdo a lo dicho en el título anterior, Usted debe
ser capaz de evaluar la situación actual y futura a partir de la información provista por los
servicios meteorológicos y del análisis de los datos que le entreguen otros sistemas con las
que cuente, para con ello establecer el curso de acción más apropiado.
Escalas de Pronóstico
El análisis y pronóstico de la situación meteorológica se efectúa en distintas escalas,
dependiendo del nivel de detalle que se requiera:
 La “escala sinóptica”, también llamada de “escala ciclónica”, abarca un amplio espacio
geográfico, conteniendo en general un pequeño grupo de datos de fácil manipulación.
En nuestro caso la escala sinóptica
debería cubrir —idealmente— el
extremo Sur de nuestro continente,
abarcando las costas del Pacífico
sobre Chile y Perú y las del Atlántico
sobre Argentina y Uruguay y el Sur
de Brasil, tal como se lo muestra en
la imagen que acompaña este texto.
 Las cartas de “mesoescala” y las de
“microescala” proveen información
más minuciosa y detallada. Se las
realiza con mayor cantidad de datos
referidos a un espacio geográfico
más pequeño.
Precipitación y viento a escala sinóptica
Meteorología
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Una carta de microescala o mesoescala
típica cubriría por ejemplo un sector de
unos 10 km de lado hasta de algunos
cientos respectivamente.
Luego, la tarea de análisis para desarrollar
un pronóstico se realiza sobre un conjunto
de cartas meteorológicas de la escala
necesaria, donde cada una de ellas
contiene información para intervalos que
pueden ir de 3 a 24 horas.
El análisis y pronóstico sobre cartas de
Imagen de Radar a microescala al Norte de Buenos Aires
escala sinóptica es ampliamente usado
porque permite obtener rápidamente un panorama muy claro de la condición actual a nivel
general, y estimar cómo evolucionará en el futuro cercano.
Los pronósticos de mesoescala y microescala son útiles para analizar fenómenos de corto
alcance, tales como el efecto de la brisa marina o el posible impacto de tormentas sobre una
localidad.
Herramientas y Sistemas de Información
Para realizar un buen pronóstico es necesario operar con un portfolio de sistemas de
información que provean datos de la mayor calidad posible sobre las condiciones existentes
en superficie y en la atmósfera. Esos sistemas de información pueden resumirse en los
siguientes:
Sensores Remotos
Estos son en realidad conjuntos de sistemas
de recolección de datos fundamentales
para la elaboración de un pronóstico del
tiempo, tales como velocidad y dirección
del viento, ráfagas, temperatura, humedad
relativa, presión atmosférica, precipitación
y otros del mismo tenor, y se informan en
tiempo real, o cercano al tiempo real,
tanto a nivel superficie como en la
atmósfera superior.
Además de la información provista por el
“Servicio Meteorológico Nacional” y lo
Pilote Norden y Conchillas de CARP
que informa su par uruguaya, en nuestra
zona de navegación pueden consultarse las estaciones meteorológicas de la “Comisión
Administradora del Río de la Plata” —el pilote Norden y la estación de Conchillas— en
www.comisionriodelaplata.org.
Radares
El radar8 meteorológico se emplea para detectar fenómenos atmosféricos a partir del agua
que contienen, sea en forma de lluvia, granizo o nieve. Además tiene la posibilidad de
informar los volúmenes de las nubes a diferentes cortes o secciones, y dar seguimiento y
estudio a fenómenos severos tales como las tormentas.
8
Radar: La sigla RADAR viene de RAdio Detection And Ranging, y que puede traducirse como “sistema de detección y medición de
distancia a través de ondas de radio”, opera en base a ondas de energía transmitidas desde una posición conocida hacia objetos
cuyas características como forma, movimiento, concentración y distancia pueden se determinan por el rebote de la energía que
devuelven al radar.
página 62
Meteorología
Los radares muestran ecos de las masas de
agua —es decir de las gotas de lluvia— que
forman las nubes, con lo cual se puede
estimar su concentración y distribución en
base a cálculos matemáticos resueltos por
el mismo sistema de radar, y que informan
como mínimo el volumen y la velocidad de
desplazamiento de las nubes, con alta
precisión. El uso del radar meteorológico
permite analizar, por ejemplo, el posible
impacto puntual que las formaciones de
tormentas podrían tener sobre una zona
determinada.
Puede accederse a información de radares
meteorológicos a través del sitio web del
Servicio Meteorológico Nacional, en
Radar SMN
www.smn.gob.ar. Otra fuente interesante,
pero no oficial, es el servicio Rain Alarm (alarma de lluvias), accesible también vía web en
www.rain-alarm.com, o mediante las aplicaciones disponibles para tablets y smartphones.
Imágenes de satélite
Los satélites meteorológicos proporcionan
imágenes completas del disco terrestre
transmitidas día y noche.
Las imágenes recolectadas por los satélites
están clasificadas en tres tipos: visibles, de
infrarrojo y las de vapor de agua. Las
imágenes visibles representan la cantidad
de luz que es reflejada hacia el espacio por
las nubes o la superficie de la Tierra, y
obviamente no se pueden obtener en
ausencia de luz solar —de noche—. Las
imágenes
infrarrojas
son
las
que
representan la radiación infrarroja emitida
por las nubes o la superficie de la Tierra.
Imagen de satélite de topes nubosos
Estas
imágenes
son
medidas
de
temperatura, y en ellas los objetos más
calientes aparecen más oscuros que los fríos. Las imágenes de vapor de agua, representan la
radiación infrarroja modificada por la influencia de la atmósfera sin nubes. Son útiles para
indicar zonas de aire húmedo y seco.
Las imágenes satelitales correspondientes a nuestro país se encuentran disponibles en sitio
web del Servicio Meteorológico Nacional, en www.smn.gob.ar.
Un comentario.
Todas las imágenes que ilustran este tema corresponden al mismo momento de un día.
La imagen del radar hace foco en un área de la Provincia de Buenos Aires, que se corresponde al centro del frente
que se ve en la foto satelital de topes nubosos.
A su vez, los sensores de los pilotes Norden y Conchillas dan datos de microescala del Río de la Plata.
Modelos Numéricos
Los modelos numéricos de pronóstico son sistemas informáticos que se alimentan con datos
meteorológicos de múltiples fuentes, a partir los cuales construyen modelos matemáticos de
evolución del tiempo.
Existen diferentes sistemas de acceso público. El “Global Forecast System” (GFS, Sistema
Global de Pronóstico en castellano) es quizás el más ampliamente utilizado entre los
existentes, y son operados por los “National Centers for Environmental Prediction” (NCEP,
Centros Nacionales para Predicción Ambiental), que dependen de la “National Oceanic and
Meteorología
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Atmospheric Administration” (NOAA, Administración Nacional del Océano y la Atmosfera),
de los Estados Unidos de América.
El GFS actualiza datos cuatro veces por día, con predicciones para los siguientes dieciséis
días, para todo el planeta. Obviamente la precisión del pronóstico decrece con el tiempo,
siendo altamente confiable dentro de las primeras 36 horas, una buena guía a 7 días, y una
tendencia válida a 16 días.
La información producida por el GFS es de dominio público, y accesible gratuitamente vía
Internet. Sin embargo los datos que entrega son en realidad conjuntos de valores compilados
en un formato denominado “GRIB” (Gridded Binary, grilla binaria en español), formato
indescifrable para quienes no conocen del tema; y aun conociéndolo, gastarían un buen rato
llevando esa información a una representación más comprensible.
Parte de archivo GRIB
Es por eso que en realidad, en lugar de consultar directamente los modelos GFS o leer los
archivos GRIB, es más conveniente utilizar sistemas que interpreten esta información y la
representen sobre mapas meteorológicos, de una forma más comprensible para el lector no
técnico.
Nombraremos a continuación algunos de los sistemas cuyos mapas meteorológicos han venido
alimentado las páginas de este manual.
 En primer término hablaremos de los mapas
del Servicio Meteorológico Nacional, que
pueden obtenerse gratuitamente a través
de su sitio web www.smn.gob.ar, y que
muestran datos integrados de temperatura,
presión, precipitación y vientos a nivel de
superficie, en intervalos que van de 3 a 24
horas.
Los mapas del SMN están construidos en
base a un subconjunto de datos del GFS.
 OgiMet es otra fuente de información. Este
Mapa meteorológico del SMN
servicio es resultado del esfuerzo individual
de un meteorólogo español que ofrece información integrada de buena parte de los datos
del GFS, graficándolos en mapas de fácil lectura y comprensión, en una extensión de
tiempo de 7 días, por lo que convierte a este sitio en uno de los más completos y confiables.
Se accede desde www.ogimet.com.
 Tiempo.com, es también un sitio español de libre acceso, que muestra información muy
similar a la que entrega OgiMet, pero proyectada a 14 días, es decir una semana más de lo
que provee OgiMet.
Se accede desde www.tiempo.com.
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Meteorología
Además de los servicios accesibles vía
Internet, existen aplicaciones disponibles
tanto para computadores como para tablets y
smartphones capaces de descargar archivos
GRIB y representarlos en pantalla.
Metodologías de Pronóstico
La metodología de pronóstico meteorológico
que describiremos a continuación tiene por
objeto lograr que Usted pueda establecer una
situación general a escala sinóptica para una
ventana de 72 a 96 horas, y a partir de ésta
construir un pronóstico certero de mesoescala
o microescala para las próximas 36 horas.
Mapa OgiMet
Vale entonces comenzar indicando que la
realización de un pronóstico a escala sinóptica
requiere del análisis de un conjunto de
variables meteorológicas, con el objeto de
establecer cuál será el comportamiento de la
atmósfera en un momento dado, y de forma
tridimensional. Y que las herramientas más
importantes para desarrollar este trabajo son
las imágenes satelitales y los mapas
meteorológicos. Las primeras serán útiles para
establecer un punto de partida en base a la
situación actual —la foto satelital— y los
mapas para determinar a partir de allí cual será la evolución del tiempo.
Mapa Tiempo.com
Comprensión de las Imágenes Satelitales
Tal como dijimos, la imagen satelital será su punto de partida.
De ella —de cualquiera de las que elija,
visible, infrarroja o de vapor de agua—
deberá extraer los factores más
importantes que determinen la situación
actual. Esto es:
 ¿Cuál es la situación actual en la zona
objetivo del pronóstico —es decir en
el cuadro de mesoescala—?
¿Está nublado o despejado? En caso de
estar nublado, ¿qué formaciones
encuentra? ¿Es nubosidad de altura,
son complejos convectivos o líneas
frontales?
 Luego reconozca la situación a mayor
escala.
Determine donde están las masas de
aire, y a partir de los conocimientos
que ya tiene intente establecer un
posible escenario evolutivo. ¿Cómo se
moverán las masas de aire, los frentes
o complejos convectivos? ¿Qué nuevas
situaciones cree que podrán surgir a
partir de lo que está viendo?
Imagen satelital infrarroja
Meteorología
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Comprensión de los Mapas Meteorológicos
El segundo paso consistirá en iniciar el análisis
de los mapas meteorológicos, de los cuales
sabemos que existen dos tipos importantes,
aun cuando puedan integrarse ambos en una
única imagen:
 Mapa de Superficie: Es la representación
cartográfica que contiene la disposición de
los campos de presión a nivel del mar, lo
cuales se dibujan con las ya conocidas
isobaras, uniendo los puntos geográficos de
idéntica presión atmosférica, medida en
hectoPascales (hPa) en nuestro caso.
 Mapa de Altitud: Son mapas topográficos
Mapa meteorológico
de superficies de igual presión atmosférica
en el que se plasman las figuras que derivan de la presencia de una a otra masa de aire en
una superficie Isobárica concreta. Estas figuras topográficas vienen diseñadas por el
trazado de las isohipsas —líneas de igual altitud para un mismo valor de presión—.
Generalmente se elaboran mapas de altitud para cotas de 850 hPa, 700 hPa, 500 hPa, 200
hPa y 100 hPa.
Veamos ahora como reconocer las zonas de alta y baja presión, en caso que no estén marcadas
en el mapa.
Para reconocerlas deberán buscarse configuraciones de isobaras donde su dibujo forme
círculos o formas cerradas, generalmente concéntricas unas a otras. Esas configuraciones
definen a los anticiclones y las bajas presiones.
 Anticiclones: Las formas isobáricas definen anticiclones si los valores más elevados de
presión se sitúan en el centro disminuyendo hacia la periferia, mostrando isobaras muy
abiertas en la zona central y más juntas en los bordes, cubriendo áreas muy amplias.
Generalmente las formas centrales, es decir las definidas por las isobaras de mayor
presión, tienen formas ovales.
Este tipo de formaciones deben identificarse entonces con una letra “A” o “H”, por Alta o
High, en inglés.
En esa zona la estabilidad atmosférica será alta, puesto que el movimiento del aire es
descendente evitando la formación de nubosidad, por lo que difícilmente lloverá.
En cuanto a los vientos, sabemos que en un anticiclón el viento se desplaza siguiendo las
isobaras, en sentido anti horario en nuestro hemisferio y en sentido horario en el
hemisferio Norte, y en ambos casos con tendencia a salir tangencialmente en un ángulo
aproximado de 25º a 30º, y a mayor velocidad donde las isobaras sufren curvas importantes
y donde éstas se aprietan.
 Ciclones: Las formas isobáricas definen centros ciclónicos cuando los valores de presión
disminuyen hacia el centro, mostrando en general isobaras cada vez más juntas en esa
misma dirección. En cuanto a su tamaño, la forma de la zona de baja presión suele ser
mucho menor que la de los centros ciclónicos, y tienden a ser bien redondeadas en su
centro.
Estas formaciones deben identificarse con la letra “B” o “L” por Baja o Low, en inglés
Las bajas presiones tienden a ser el lecho de caída de las vaguadas sobre las que se
apoyarán formaciones nubosas que tarde o temprano terminarán definiendo fenómenos
tormentosos.
El viento en los centros ciclónicos gira en sentido horario en nuestro hemisferio, y anti
horario en el hemisferio Norte, en ambos casos cruzando las isobaras en un ángulo de 25º
a 30º, hacia el centro de la baja presión, incrementando su velocidad a medida que
aumenta el gradiente de presión.
Luego, para determinar la ubicación de las cuñas y vaguadas, deben buscarse configuraciones
de isobaras abiertas, es decir que no se cierran en sí mismas.
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Meteorología
 Cuñas: Las líneas de altas presiones definen las llamadas “dorsales” o “crestas”, que
cuando se doblan formando puntas se convierten en las cuñas.
Las dorsales pueden aparecer como una unidad abierta de alta presión sin más o como
prolongación de un máximo de presión.
 Vaguadas: Las configuraciones de isobaras abiertas de baja presión que caen hacia un
centro ciclónico definen una vaguada.
Agregamos ahora un par de términos nuevos, asociados a otras configuraciones isobáricas.
 Collado: Este término procede también de la topografía, y sirve para designar la
configuración Isobárica constituida por líneas abiertas y una forma similar a la de una silla
de montar, producto de una disposición en cruz de dos anticiclones o dos bajas presiones.
Si el eje que une a los anticiclones es dominante se habla de puente anticiclónico y si lo
es el que une las bajas, se habla de desfiladeros de bajas presiones.
 Pantano Barométrico o Marasmo: Se utiliza para referirse a una situación caracterizada
por la presencia de isobaras muy distanciadas, con valores próximos al de la presión
normal. Se trata de áreas de calma, prácticamente sin viento.
Ya que hablamos de isobaras, no está de más recordar que a medida que éstas se aproximan
en su paralelismo, aumenta también el gradiente horizontal de presión y por ende las
velocidades de los vientos; y que al aumentar la velocidad del viento también entra en juego
el efecto de Coriolis, torciendo el curso del flujo de aire. Y que por el contrario, cuando las
isobaras empiezan a separarse supondrá el efecto reverso, es decir se debilitará el gradiente
de presión bajando la velocidad del viento, y acomodándose este a su cauce geostrófico.
Elementos de Análisis Sinóptico de Superficie
El análisis sinóptico se debe llevar a cabo sobre los mapas meteorológicos, interpretando los
campos isobáricos a nivel de la superficie, y las curvas de las isohipsas en la altura, buscando
componer una imagen tridimensional imaginaria de la atmósfera en la que se puedan ubicar
los movimientos del aire tanto a nivel horizontal como vertical, y a partir de allí poder
determinar la posición de los campos de divergencia y las áreas de vorticidad. Luego de esto,
podrá agregar la información de los campos de temperatura y humedad del aire, a fin de
establecer en que zonas de esa imagen virtual podrían ocurrir procesos que den lugar a la
inestabilización de las masas de aire.
Una vez que haya logrado construir la estructura atmosférica estará en condiciones de avanzar
al siguiente paso, intentando ubicar los principales fenómenos meteorológicos: los sistemas
frontales, los centros convectivos, las ciclogénesis, las zonas de buen tiempo; tanto existentes
como por existir.
Para interpretar correctamente los sistemas frontales debe tener en cuenta que sucede con
los principales parámetros atmosféricos durante el paso de los frentes. Con esa información
podrá entonces determinar la situación sinóptica a medida que ésta evoluciona:
 Temperatura: Como el frente se produce en el plano de superposición de las masas de
aire de diferentes temperaturas, se puede decir que en el frente existe una discontinuidad
de temperatura.
Si el frente que avanza es frío, necesariamente se observará un descenso brusco de la
temperatura inmediatamente después de su paso. Esto sucederá muy rápidamente, en un
período de algunas pocas horas, y la diferencia de temperatura podrá variar de 3º C a más
de 10º C dependiendo de la época del año. Si en cambio el frente dominante fuese cálido,
la temperatura comenzaría a ascender inmediatamente después de haber pasado, sin
embargo ese cambio sería más suave, es decir no tan notablemente brusco como el que
ocurre tras el paso del frente frio.
¿Y porque no es tan brusco el cambio de temperatura?
Ya lo explicamos antes, pero razonémoslo nuevamente.
Un frente frio irrumpe metiéndose por debajo de la masa de aire cálida, por lo tanto el cambio de temperatura es
prácticamente inmediato. Los frentes cálidos, en cambio, entran empujando a la masa fría desde arriba, barriéndola,
por lo cual su calor empieza a hacerse notar a medida que el frente cálido va acercándose a la superficie ocupando el
espacio que va dejando la masa de aire fría en su retirada.
Meteorología
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 Presión: En la línea de contacto entre ambas masas de aire ocurre una discontinuidad en
la tendencia barométrica, donde ésta cae rápidamente delante de la zona frontal, y
comienza a ascender inmediatamente después de que el frente ha pasado.
 Vientos: En un frente los vientos corren paralelos a las isobaras, pero en direcciones
contrarias a un lado y otro de las líneas de presión más bajas, es decir a los lados de la
discontinuidad en la tendencia barométrica de la que hablábamos en el párrafo anterior.
Esto quiere decir que habrá un cambio en la dirección y velocidad de los vientos
inmediatamente después de que el frente haya pasado sobre el punto de observación.
Si el frente que avanza es frío, el viento girará muy rápidamente al tercer cuadrante tras
su paso, y aumentará sensiblemente su velocidad a medida que ingresa el borde de ataque
del anticiclón.
¿Qué cree Usted? ¿Este brusco cambio de dirección y velocidad del viento ocurrirá al mismo tiempo que sucede el
cambio de temperatura?
¿Si… no… porque?
Si, en cambio, el frente que ingresa es cálido, el viento rotará al cuarto cuadrante
produciendo algunos borneos y ráfagas durante este proceso.
 Nubosidad y precipitación: Como ya hemos visto, dependiendo de las condiciones en la
atmosfera en altura, los frentes pueden ser zonas de generación de grandes masas nubosas
y fuertes precipitaciones cuando están acompañados de un viento que proviene del NW en
las capas superiores.
En estas condiciones, los frentes fríos empujan delante de ellos extensas formaciones
nubosas caracterizadas por la presencia de grupos cumuliformes —Cumulus (Cu) y
Cumulonimbus (Cb)— por delante de la línea de ataque, y estratiformes en su cola. La
agresividad del frente estará definida por la altura de las nubes de tormenta que lo
conforman, cuanto más altas sean mayor vorticidad producirán, y por lo tanto tendrán
mayor capacidad de carga de agua y hielo. Tenga en cuenta también que el frente en sí
mismo logrará mayor altura sobre el lado que converge sobre la baja presión —el extremo
E del frente—, por lo tanto es esperable que sobre esa zona ocurran precipitaciones y
ráfagas más severas que sobre el otro extremo del frente —el extremo W—.
Hemos dicho también que luego del paso del frente descendería la temperatura, lo cual
producirá que cambie el valor del punto de rocío. En este contexto, si al llegar la noche
luego del paso del frente hubiese un cielo despejado, es probable que ocurran algunas
nieblas de radiación.
¿Recuerda cómo sucedían las nieblas de radiación?
El suelo, aún caliente por las temperaturas relativamente altas anteriores al paso del frente, evaporaría la humedad
dejada por la lluvia. Esa humedad, al encontrarse con la masa de aire frio traída por el frente, se condensaría
inmediatamente creando una capa de niebla a nivel del suelo.
Si fuese un frente cálido en idénticas condiciones de altura —es decir con vientos del NW—
movería delante de él un complejo de nubes estratiformes que harían su aparición en
altura para luego ir descendiendo a medida que se acerca la zona frontal al punto de
interés, dejando caer lluvias y lloviznas, y algunas nieblas o neblinas. Estos frentes son
mucho menos agresivos que los fríos, pero dado que el complejo nuboso se extiende más
a lo ancho sobre el eje de la línea de contacto, tardará algún tiempo más en pasar.
Si el viento de altura fuese del SW, no ocurriría prácticamente nada de esto.
Veamos ahora como trazar un frente.
Si recuerda lo dicho al hablar de los frentes varias páginas atrás, dijimos que durante su
formación, en la zona de contacto entre ambas masas de aire, comenzaría a formarse una
zona de baja presión, es decir se daría una ciclogénesis, a partir de la cual comenzarían a
extenderse los brazos fríos y cálidos de los correspondientes frentes.
En función de esto, deberá Usted encontrar primero esa zona de baja presión como punto de
partida de su trabajo. Desde allí deberá tener en cuenta que los frentes fríos parten de la
baja extendiéndose en una dirección general en el arco que va del W al NW coincidente con
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Meteorología
el trazado de las isobaras que marquen la vaguada de contacto entre ambos anticiclones, con
cierta curvatura en su parte central, que hará que esta parezca un poco más adelantada que
el resto. Y en cuanto a los frentes cálidos recuerde que estos se extienden desde la zona de
baja presión hacia otro arco que va del NE el E, en un sentido general, con su extremo más
oriental un poco más retrasado que el resto de la línea frontal.
Considere para su pronóstico que, de acuerdo al ciclo de vida de la onda frontal, el eje de la
baja presión arrumbará lentamente hacia el SE arrastrando el frente cálido, mientras que el
brazo del frente frío irá cerrándose hacia el NE y luego al E hasta ocluirse con el cálido
alrededor del ciclón.
En cuanto al seguimiento de pronóstico, podemos decir que lo recomendable para el análisis
sinóptico es efectuar una actualización cada seis horas, y para ser prolijos deberíamos
realizarlas en los denominados “horarios sinópticos”, esto es a las 00:00 hs, 06:00 hs, 12:00
hs y 18:00 hs GMT.
Los horarios sinópticos son los convenidos internacionalmente para la publicación de reportes meteorológicos.
Esto nos lleva a dos conclusiones.
Primera: Si Usted está haciendo un pronóstico para su propio uso, puede perfectamente salirse de esos horarios,
pero manteniendo siempre el criterio de realizar una actualización del plano sinóptico cada seis horas, como mínimo.
Segunda: Tal como dijimos, los horarios sinópticos son aquellos en los que todos los servicios meteorológicos
actualizan sus reportes y cartas meteorológicas, por lo tanto esté atento a estos horarios para actualizar su propio
material de trabajo.
Meteorología
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Corrientes y Mareas
Corrientes Marinas
Introducción
Las corrientes marinas refieren a los movimientos de circulación y desplazamiento de las
masas de agua que ocurren tanto en la superficie de los mares y de otros grandes volúmenes
de agua tales como lo es el Río de la Plata. También son de gran importancia para el clima,
colaborando con el equilibrio de las temperaturas a nivel global, de la misma forma en que
lo hace la atmósfera con el proceso de circulación general que ya hemos comentado.
Movimientos de las Corrientes Marinas
Las corrientes marinas deben su origen y movimiento principalmente a los vientos generados
por la circulación atmosférica, aunque también están dirigidas por las diferencias de
densidad, de salinidad y de temperatura, y en menor grado, por la evaporación. Y por otro
lado también responden a la rotación de la Tierra, y el efecto de Coriolis, que al igual que
con los vientos, las hace torcer a la izquierda en el hemisferio Sur y a la derecha en el Norte.
También es la rotación de la Tierra la que origina, en profundidades que van de los 50 a los
200 metros por debajo de las corrientes, una inversión total en su dirección. Esto es
comprensible pues el agua que se traslada de una parte a otra del mar tiene que ser sustituida
por el agua proveniente de otra parte. Entre tales corrientes compensatorias se cuentan las
corrientes profundas así como las corrientes frías de elevación a partir del fondo del mar.
En las corrientes marinas podemos distinguir dos tipos:
 Las costeras, que en la mayoría de los casos son debidas a la marea o a los vientos locales
de las regiones en donde actúan.
 Las generales, ocasionadas por movimientos producidos por el viento y las distintas
temperaturas que presentan los mares en sus capas superficiales. Éstas son las de mayor
importancia, y se dividen en cálidas y frías, según sus aguas tengan una temperatura mayor
o menor en relación a las aguas próximas a ellas.
Entre las corrientes generales cálidas quizás la más importante sea la Corriente del Golfo,
que se origina en el mar Caribe, y cuyo flujo ayuda a mantener templadas las costas de
América del Norte y el oriente de Europa. El mismo efecto produce la Corriente Negra,
así llamada por el color de sus aguas, sobre las costas del Japón, calentándolas con aguas
del Pacifico central.
La velocidad de las corrientes es suficiente para dejar sentir su influjo en la navegación,
siendo semejante a la de un amplio río de escasa pendiente, pues rara vez la velocidad pasa
de los 3 nudos. El desplazamiento de las aguas es sólo superficial, pues en las profundidades
el único rastro de la existencia de las corrientes nos lo indica la diferencia de temperatura
de las aguas y no su movimiento.
Las corrientes cálidas siguen en general un curso circular, es decir que sus aguas recorren los
mares regresando a su punto de partida. Sin embargo, algunas ramas pueden desprenderse
Corrientes y Mareas
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Corrientes Marinas
de ellas y avanzar en los mares más fríos hasta perderse en ellos. Las corrientes frías, por el
contrario, siguen rumbos más bien lineales, y parece como si fueran atraídas por el remolino
producido por las anteriores. Las cálidas inician sus recorridos entre los 40º y 45º de latitud
tanto en el hemisferio Norte como en el Sur, encaminándose hacia el ecuador, y sufriendo en
el camino el efecto de Coriolis.
Clasificación de las Corrientes Marinas
Las corrientes marinas se clasifican en cinco grandes grupos:
 Corrientes oceánicas: Son permanentes, como en el caso de la Corriente del Golfo, o con
periodos muy largos, como el caso de las monzónicas. Transportan considerables masas de
agua a distancias de millares de kilómetros afectando a la capa de agua superficial 9.
 Corrientes de marea: Son periódicas, diurnas o semidiurnas, y están afectadas por la
atracción de la Luna, el Sol, y efectos meteorológicos.
 Corrientes que acompañan al oleaje y la marejada: Son las responsables de las grandes
modificaciones de las costas durante las tempestades, bajo el efecto de corrientes que
pueden alcanzar velocidades de hasta 2 nudos.
 Corrientes de turbidez: Son provocadas por las aguas lodosas, que debido a su mayor
contenido de sedimentos son mucho más pesadas que las aguas claras, generando entonces
una corriente descendente.
La turbidez se debe tanto al aporte de los ríos que desembocan en los mares, como a
desplomes y deslizamientos de materiales a lo largo de las pendientes de las cuencas
oceánicas por efecto de la gravedad, a sacudidas de terremotos, o a la agitación de los
sedimentos del fondo. Coexisten casi siempre con otras corrientes, teniendo una gran
influencia en su génesis y extensión, como por ejemplo en las grandes corrientes
oceánicas.
9
La capa de agua superficial refiere a los primeros 100 metros desde la superficie.
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Corrientes y Mareas
 Corrientes de densidad: Se deben al calentamiento solar, especialmente sobre las aguas
cercanas al ecuador. El calor del Sol dilata las aguas superficiales, elevando algunos
centímetros el nivel del mar. Detrás de esto, la gravedad hará lo suyo tratando de
equilibrar los niveles de las superficies, por lo cual el mayor volumen se derramará hacia
las zonas laterales creando un flujo de corriente, el que finalmente torcerá su rumbo a
medida que el efecto de Coriolis opere sobre él.
Corrientes de Interés Local
Corriente Circumpolar Antártica
La Corriente Circumpolar Antártica es una corriente fría que fluye alrededor del continente
antártico en sentido W a E, definiendo la característica dominante de la circulación del
Océano Austral. Esta corriente ocurre debido a la falta de una masa de tierra que conecte a
la Antártida con otros continentes, lo cual mantiene las aguas cálidas de los océanos lejos de
la Antártida, permitiendo a la masa polar mantener su enorme capa de hielo.
La Corriente Circumpolar Antártica es bien conocida por los marinos, puesto que su fuerza
combinada con los vientos de la zona hace extremadamente difícil la navegación en el sentido
E a W alrededor de la Antártida, favoreciendo por el contrario las rutas hacia el E.
Corriente de Malvinas
La Corriente de Malvinas es una rama de la Corriente Circumpolar Antártica que fluye hacia
el Norte a lo largo de la plataforma continental de Argentina, hasta llegar al borde de la
plataforma continental de Uruguay, frente al Río de la Plata. Las aguas de la Corriente de
Malvinas son relativamente diluidas y frías, y cuando convergen con la Corriente Cálida de
Brasil se observan fuertes gradientes de temperatura y salinidad que eventualmente pueden
producir nieblas y neblinas.
¿Recuerda por qué suceden estas nieblas?
La humedad que se evapora de la corriente cálida es arrastrada por el viento sobre el flujo de la corriente fría, y al
entrar en contacto con ésta se condensa, formando esas nieblas.
Corriente de Brasil
La Corriente de Brasil lleva agua cálida desde el trópico hacia el Sur a lo largo de la costa de
Brasil y Uruguay entre los 9º S y los 38º S de latitud, operando sobre los primeros 600 metros
de profundidad.
Surge como una bifurcación de la Corriente Ecuatorial del Sur —que corre justamente al Sur
del ecuador, desde el E a W— cuando ésta se acerca a la plataforma continental frente a Cabo
de Sao Roque, en Brasil. El ramal de la Corriente Ecuatorial del Sur que fluye hacia el Norte
se convierte en la Corriente del Norte de Brasil y la rama que fluye al Sur en la Corriente de
Brasil, la cual empieza a separase de la plataforma continental aproximadamente a los 12º S
perdiendo contacto alrededor de los 36º S, desde donde continúa fluyendo hacia el Sur por
fuera de la plataforma continental brasileña y uruguaya hasta llegar a los 38º S, donde
converge con la Corriente de Malvinas.
La ubicación de la zona de confluencia presenta una marcada estacionalidad, desplazándose
al Norte durante las temporadas de invierno y primavera y al Sur en el verano y otoño.
Fíjese.
La estacionalidad que sigue la migración de la zona de confluencia de las corrientes de Brasil y Malvinas coincide con
la que realizan los anticiclones semipermanentes.
Corrientes y Mareas
página 73
Corriente de Humboldt
La Corriente de Humboldt corre
sobre la costa de Chile y llega
hasta el Norte de Perú donde se
la denomina Corriente Peruana.
Se origina por el ascenso de
aguas profundas muy frías, que
se abren de la Corriente
Circumpolar
Antártica
al
encontrar
ésta
la
masa
continental de Sudamérica que
se interpone en su camino,
obligándola a seguir su camino
hacia el Norte sobre las costas
chilenas y peruanas.
Esta corriente es importante
para nosotros por la influencia
determinante que tiene sobre el
clima de las costas del Pacifico,
y por cómo éste influye en los
sistemas
que
pasarán
la
Cordillera de los Andes hacia el
lado argentino. Las aguas frías
Corrientes locales
de la Corriente de Humboldt
hacen que los anticiclones migratorios que ascienden desde la Antártida mantengan sus
características de masa de aire fría, regulando el calor que absorben del Sol, impidiéndoles
entonces ganar altura para lograr pasar el obstáculo que le opone la Cordillera de los Andes.
Olas
Las “olas” son ondas mecánicas,
causadas por un factor externo,
que se desplazan sobre la
superficie de las aguas de los
mares, ríos, lagos y lagunas.
Al paso de las olas, las moléculas
de agua sufren un movimiento de
vaivén a nivel horizontal en la
dirección de propagación de la
onda, es decir en el sentido
longitudinal, y otro movimiento
en el eje vertical, perpendicular
a la dirección de propagación de
la ola.
Olas
El resultado es que el agua
describe un movimiento orbital
circular, regresando casi al mismo sitio donde se encontraba al principio del ciclo, puesto que
en cada órbita se produce un pequeño desplazamiento neto del agua en la dirección de
propagación, quedando en un punto ligeramente más adelantado. Es por esta razón por la
que el viento no provoca solamente olas, sino también corrientes superficiales.
página 74
Corrientes y Mareas
Parámetros de las Olas
La parte más alta de una ola es su
“cresta” y la parte más profunda de la
depresión entre dos olas consecutivas
se llama “seno”.
A la distancia entre dos crestas se le
denomina “longitud” de onda y a la
diferencia de altura entre una cresta y
un seno se le llama “altura” de la ola.
La “amplitud” es la medida en la que
Parámetros de las olas
la ola se desplaza de su posición media
en sentido perpendicular al de su
avance. Se llama “período” al lapso de tiempo que transcurre entre el paso de dos crestas
consecutivas por el mismo punto. La “velocidad” de onda, es decir la velocidad de
propagación o celeridad, se calcula dividiendo la longitud de onda por el período. La
“dirección” de oleaje se define de la misma forma aplicada para indicar el origen de los
vientos.
Ciclo de Vida
Zona Generadora
Las olas son provocadas por el viento, cuya fricción sobre la superficie del agua produce su
arrastre. Recién con vientos de 5 a 6 nudos ese arrastre comenzará a formar olas con inercia
suficiente como para empezar a hacer avanzar el agua. Hasta los 10 nudos de viento las olas
crecen en altura y en longitud en forma uniforme, y a partir de esta velocidad crecerán más
en altura, aumentando su pendiente. Cuanto mayor sea la altura de las olas, mayor será la
cantidad de energía que pueden extraer del viento. De hecho, la altura de las olas depende
de tres parámetros del viento: su velocidad, su persistencia en el tiempo, y la estabilidad de
su dirección amplificándose cuanto más recorrido tenga ésta. Así, los mayores oleajes se
producirán entonces en aquellas circunstancias meteorológicas en las que se cumplan
ampliamente estas condiciones.
La zona donde el viento comienza a generar el oleaje se denomina “zona generadora”.
Mar de Viento
El oleaje que resulta de la acción del
viento en la zona generadora se lo
denomina “mar de viento”. Estas olas
son más bien agudas, de longitud de
onda generalmente corta, y alturas
irregulares. La distancia entre las olas
también suele ser despareja, y tienden
a romper a veces montándose unas
sobre otras.
Mar de viento
Mar de Fondo
Una vez puestas en marcha, las olas que
se desplazan sobre aguas profundas
disipan su energía muy lentamente,
logando alcanzar regiones bien alejadas
de su lugar de origen, es decir de la
zona generadora. Esto hará que
podamos observar oleajes de gran
Mar de fondo
Corrientes y Mareas
página 75
altura en zonas con ausencia de viento. A esta situación se la denomina “mar de fondo”.
Las olas producidas por el mar de fondo tienen una longitud de onda muy superior a su altura,
y presentan crestas redondeadas que no rompen en alta mar. La altura de las olas es muy
pareja y tienen un perfil sinusoidal. La distancia recorrida por el mar de fondo desde la zona
generadora hasta el sitio donde se lo observa se denomina “fetch”.
Olas Gigantes
Las “olas gigantes” nacen generalmente fuera de la zona generadora, y tienen su génesis en
la combinación de varios efectos. Por un lado ocurre la suma de la energía de olas más
pequeñas que al viajar a distintas velocidades comienzan a superponerse. Si al suceder esto
encuentran a su vez una corriente marina contraria, comenzarán entonces a acortar la
longitud de onda, elevándose peligrosamente.
Comentario.
La caracterización del oleaje del Río de la Plata es un trabajo complejo debido a las características físicas y
geográficas del río y su lecho. Tal es así que las condiciones mediante las cuales se generan y propagan las olas
dentro del río varían de acuerdo con el sector que se considere.
En el Río de la Plata Medio y Superior, por tratarse básicamente de aguas confinadas, la generación de olas por
vientos locales es en la práctica el mecanismo dominante, y dada la poca profundidad del río, no logran tomar gran
altura. Y en el Río de la Plata Exterior, las olas oceánicas que llegan a su desembocadura se disipan rápidamente a
medida que se propagan hacia el interior, también debido a las muy bajas profundidades del río.
Disipación
Las olas disipan su energía de varias maneras. Una parte de su fuerza puede convertirse en
una corriente superficial, un desplazamiento en masa de un gran volumen de agua hasta una
profundidad considerable, formando las “corrientes de deriva”. Otra parte se disipa por
fricción con el aire, en una inversión del fenómeno que las ha puesto en marcha. Parte de la
energía puede disiparse también si un viento de velocidad excesiva provoca la ruptura de las
crestas. Por último, la energía de las olas termina por disiparse cuando estas llegan a fondos
poco profundos o cuando finalmente se estrellan con la costa.
Al llegar a la costa, las olas sufren las últimas transformaciones antes de disiparse,
encrespándose si encuentran un marcado obstáculo en la franja costera, como un banco de
arena, una formación rocosa o un arrecife. Las olas costeras pueden adquirir diferentes
expresiones de tamaño, velocidad, forma o movimiento dependiendo de los obstáculos que
encuentren en su camino, de su forma y tamaño, de la fuerza y velocidad de la ola, y también
de la altura de la marea.
La “contraola” es un efecto llamado resaca del agua que, llevada por las olas hasta la orilla,
rebota y se desliza de nuevo hacia el mar, creando una ola en dirección opuesta al golpe de
mar. Generalmente se disipan o chocan con las otras olas en algunos metros.
Predicción de Oleaje
El planeamiento de una navegación
requiere, por supuesto, el análisis del
pronóstico meteorológico, y también la
revisión del pronóstico de oleaje,
puesto que como hemos visto no
necesariamente una situación de buen
tiempo en una zona determina que el
oleaje se encuentre allí en condiciones
ideales. Podría suceder que la zona de
interés esté siendo cruzada por un mar
página 76
Pronóstico de olas para el Río de la Plata
Corrientes y Mareas
de fondo que complique la navegación, situación ésta que puede ser prevista con
anticipación.
Los servicios meteorológicos e hidrográficos, según corresponda en cada país, se encargan de
realizar las predicciones acerca del tamaño y frecuencia del oleaje en sus respectivas áreas
de injerencia. Para realizar estos pronósticos se utilizan diferentes modelos matemáticos,
donde todos ellos se alimentan con la predicción de vientos de superficie —en la cota de 10
metros de altura— generada a su vez por los sistemas de predicción meteorológica. Como
mínimo, el resultado de estos pronósticos se traduce en tablas que indican la altura de las
olas, la frecuencia o período en el cual se desplazan, y su dirección de origen.
Al pie de la página anterior puede verse un recorte del pronóstico de oleaje para el Río de la
Plata, producido por el Servicio de Hidrografía Naval.
El Servicio de Hidrografía Naval, es el organismo nacional que tiene como misión, según se extrae de su propia
letra, “Proveer el servicio público de seguridad náutica en las zonas de interés nacional, brindando las ayudas
necesarias a tal efecto; definir la clase de balizamiento y editar la información para la zona de competencia, proveer
la información necesaria para el conocimiento del factor geográfico de las áreas marítimas estratégicas, como así
también las normas y elementos para las operaciones de la Armada; ejecutar y promover estudios, exploraciones,
trabajos e investigaciones sobre hidrografía, oceanografía, astronomía, meteorología marítima, cartografía y otras
ciencias relacionadas con las actividades marítimas que coadyuven al desarrollo económico y científico del país, a fin
de, promover el máximo de la seguridad a la navegación y propender al progreso y defensa de la Nación”.
Dentro de ese alcance queda a cargo del SHN la elaboración de los pronósticos de mareas y oleaje para todo el
litoral marítimo argentino, el Río de la Plata, y otros ríos navegables.
Mareas
Como bien sabemos, las “mareas” son los movimientos periódicos de ascenso y descenso de
las aguas del mar, y por supuesto, de otras importantes superficies de agua tales como las de
los grandes lagos y las de los grandes ríos como lo es el Río de la Plata.
Y no solo las aguas suben y bajan.
La atmósfera terrestre es también afectada por las mismas fuerzas que provocan las mareas, y también la tierra
que nos rodea sufre la fuerza de marea llegando a levantarse hasta 30 centímetros, efecto que pasa desapercibido
para nosotros pues se levanta por igual todo lo que tenemos a nuestro alrededor de modo que no tenemos
referencias para detectarlo.
Terminología Básica
Repasaremos ahora los términos
que usualmente se utilizan durante
el tratamiento de las mareas.
De no existir el fenómeno de las
mareas, las aguas de los mares,
lagos y grandes ríos mantendrían un
nivel prácticamente constante al
que llamamos “nivel medio”. Sin
embargo, debido a la existencia de
mareas, el nivel del agua alcanza,
en su movimiento de ascenso, una
altura máxima que denominamos
“pleamar”; y en su descenso bajan
Corrientes y Mareas
Variables para cálculo de mareas
página 77
a su mínima altura, dando lugar a la menor profundidad de agua, que es la “bajamar”. La
diferencia de altura entre la pleamar y la bajamar se llama “amplitud de la marea”, que
identificaremos con la letra “A” en nuestros cálculos.
Para un mismo lugar de la Tierra, la amplitud de la marea variará de un día a otro puesto que
la altura alcanzada por el agua dependerá de las posiciones relativas del Sol y la Luna respecto
de la Tierra. A su vez, el ritmo de la creciente y de la bajante, es decir la velocidad a la que
sube o baja la marea, no es uniforme, sino que sigue una curva sinusoidal. Así, partiendo por
ejemplo de la bajamar, la marea comienza a subir lentamente para después hacerlo más
deprisa hasta que alcanza aproximadamente la mitad de la altura de la siguiente pleamar. A
partir de ese punto el ritmo de ascenso comienza a disminuir hasta que llega al máximo nivel
del agua en la pleamar, momento en el que la creciente cesa y durante un cierto periodo de
tiempo no se aprecia ningún movimiento en el nivel del agua, para después comenzar la
bajante de manera similar en cuanto al ritmo al que se produce.
El periodo de tiempo en la pleamar o en la bajamar durante el que no se observa movimiento
en el nivel del agua se llama “estoa” —en otros países de habla hispana se la llama también
“repunte de marea”—.
El “plano de reducción de sondaje” está
definido por los datos de profundidad
indicados en las cartas náuticas, y lo
referiremos con las siglas “PRS” en
nuestros cálculos. El plano de reducción
de sondaje está referido al promedio de
las más bajas bajamares registradas para
el sitio en cuestión.
Plano de reducción de sondaje
Un comentario.
Los valores de las más bajas bajamares utilizadas para registrar los PRS en las distintas cartas corresponden a
mareas de sicigia equinoccial —de las que hablaremos más adelante— es decir cuando el Sol y al Luna están en el
plano del ecuador, en las que además ha coincido alguna situación especialmente favorable para producir mareas
extraordinarias, como que el Sol y la Luna hayan estado a menor distancia de la Tierra por encontrarse ésta y la Luna
en sus respectivos perigeos.
Las líneas de igual profundidad se denominan “isobatas”, y la altura de la marea en un
instante dado, a la que identificaremos con la letra “H”, es la elevación del nivel del agua
sobre el PRS indicado en la carta. Por otro lado, la “profundidad” en un instante dado, que
denominaremos con la letra “P”, será la suma de lo que indique el PRS de la carta más la H
en ese punto e instante,
Entonces…
P = PRS + H
No hay que confundir entonces altura de marea en un instante y punto dados —H—, con el
sondaje o profundidad —P— en ese instante y punto.
La altura mínima de la marea durante la bajamar la identificaremos con las siglas “Hb”, y la
altura máxima durante la pleamar la llamaremos “Hp”. Estos dos datos —Hb y Hp— son los
que se informan en las tablas de marea, conjuntamente con las horas a las que se estima que
ocurrirán.
Finalmente, el lapso de tiempo que transcurre entre las horas de la bajamar y la pleamar, o
entre la plea y la baja, se lo denomina “duración” y se lo idéntica con la letra “D”. Y el
espacio de tiempo más corto, entre la plea o la baja y la hora en la que se quiere averiguar
la altura de la marea se lo llama “intervalo” y lo identificaremos con la letra “I”.
Clases de Mareas
Sabemos que la causa de las mareas se debe a una combinación de fuerzas, donde por un lado
participan la atracción gravitatoria ejercida por la Luna y el Sol, y en mucha menor medida
por la de los demás planetas del Sistema Solar, y por otro lado opera la propia fuerza
página 78
Corrientes y Mareas
centrífuga de la Tierra. Y también sabemos que de todas estas fuerzas, las más importantes
por su magnitud son la gravedad lunar y la solar, donde la primera es a su vez 2,3 veces más
poderosa que la segunda, debido a la cercanía de la Luna con la Tierra, a pesar de ser mucho
más pequeña que el Sol. Puesto entonces que la causa de las mareas es básicamente la
atracción gravitatoria ejercida por la Luna y el Sol, la situación relativa de estos dos astros
con respecto a la Tierra en un momento dado hará que sus respectivas atracciones se sumen,
dando lugar a mareas más pronunciadas que lo habitual; o, por el contrario, puede ocasionar
que las respectivas atracciones se compensen parcialmente dando lugar a mareas menos
pronunciadas que la media de ellas. No es de extrañar, por tanto, que la altura máxima —la
pleamar— que alcanzará el agua en un determinado día esté de alguna manera relacionada
con la fase en la que se encuentre la Luna. Además, puesto que las órbitas de la Luna y el Sol
no se encuentran exactamente sobre el mismo plano con respecto a la esfera celeste y que
cada uno de estos astros tarda un tiempo diferente en recorrer su órbita —un año el Sol y un
mes la Luna— resultará que habrá momentos en que la suma de ambas atracciones será más
poderosa, o por el contrario, la compensación de ambas será más completa.
Distinguimos así entre “mareas vivas” y “mareas muertas”, las que describiremos a
continuación.
 Mareas Vivas o de Sicigia. Se dan cuando
el Sol, la Luna y la Tierra se encuentran
alineados, o sea cuando hay Luna llena o
Luna nueva.
En el primero de los casos, es decir con
Luna llena, se la llama “marea viva de
oposición” o “sicigia de oposición”,
puesto que el Sol y la Luna están en
oposición respecto a la Tierra —cada
Marea viva o de sicigia
astro a un lado de la Tierra— mientras
que cuando tiene lugar con Luna nueva se la denomina de “marea viva de conjunción” o
“sicigia de conjunción”, puesto que el Sol y la Luna están en conjunción respecto de la
Tierra —ambos cuerpos celestes del mismo lado de la Tierra—.
Fíjese la imagen donde se muestra el ejemplo de la marea viva, arriba.
¿Corresponde a una marea viva de conjunción o de oposición?
Ok, se lo digo… es una marea viva de conjunción porque tanto la Luna como el Sol están “conjuntamente” del mismo
lado de la Tierra.
Tanto en una como en la otra, las fuerzas de marea ejercidas por la Luna y el Sol se suman,
produciendo así pleamares y bajamares más altas y bajas que los valores promedio.
Hay, además, otro detalle a tener en cuenta que da lugar a que algunas veces las mareas
vivas sean aún más intensas que las mareas vivas normales. Hemos dicho que durante una
marea viva las fuerzas de gravedad de la Luna y el Sol se suman porque ambos cuerpos
están alineados. Sin embargo esto no es tan así puesto que esa alineación no es perfecta,
ni es la misma en todas las mareas vivas del año. Esto se debe a la inclinación del eje de
rotación de la Tierra con respecto al plano de la eclíptica, y por su lado la inclinación de
la órbita de la Luna con
respecto a la eclíptica.
Cuando la Luna nueva o llena
tiene lugar durante los
equinoccios de primavera y
otoño, la alineación mejora
porque el Sol se encuentra
justo a la altura del ecuador
terrestre —es decir, cuando
la declinación del Sol es 0º—
y en consecuencia la suma de
atracciones es más eficiente
produciéndose así las mareas
de sicigias más intensas.
Alineación de la Tierra, el Sol y la Luna
Corrientes y Mareas
página 79
Además, el carácter elíptico de la órbita lunar hace que la distancia de la Tierra a la Luna
no sea constante. De esta manera, las mareas serán más intensas cuando la Luna se
encuentre más cerca.
Cada 4 o 5 años coinciden una marea de sicigia con la posición de la Luna en el perigeo
dando lugar a mareas extraordinarias.
 Mareas Muertas o de Cuadratura. Son las mareas menos intensas y ocurren al encontrarse
el Sol y la Luna en un ángulo aproximado de 90º con respecto al vértice formado por la
Tierra.
Es decir que las mareas de cuadratura se dan cuando la Luna está en cuarto menguante o
en cuarto creciente, compensándose parcialmente entonces las atracciones gravitatorias
de la Luna y el Sol.
En la mayoría de los lugares existe un
retraso entre las fases de la Luna y su efecto
sobre las mareas. Por ejemplo, en el Mar del
Norte las mareas vivas y muertas tienen
lugar dos días después de la Luna llena o
nueva, o la Luna en cuarto creciente o
menguante, respectivamente. Este retraso
se llama “edad de la marea”. Es decir que
la edad de la marea es el lapso de tiempo
que ocurre entre el paso de la Luna llena por
el meridiano del lugar y la máxima pleamar
mensual siguiente.
Marea viva o de sicigia
Si para un determinado lugar promediamos
las edades de la marea, obtendremos un valor de tiempo que se llama “puerto medio” de
ese lugar.
Luego, si suponemos por un momento que toda la superficie de la Tierra está cubierta por
una capa uniforme de agua, igualmente profunda en todos los puntos de manera que no exista
tierra firme, y además dejáramos de lado los efectos dinámicos —inercia del agua por
ejemplo— tendríamos que un punto dado de la Tierra ocurriría una pleamar en el momento
en que la Luna está sobre el meridiano de ese punto. Puesto que su movimiento hace que, en
promedio, la Luna vuelva a estar sobre el mismo meridiano 24 horas y 50 minutos 10 más tarde
y teniendo en cuenta que la deformación de la capa de agua debido a la fuerza ejercida por
la Luna da lugar a dos pleamares, una en el punto “sublunar” —el punto directamente debajo
de la Luna— y otro en la “antípoda” —el punto de la Tierra diametralmente opuesto al
sublunar— concluimos que un observador en esta Tierra ficticia vería una pleamar cuando
tiene la Luna en su meridiano y otra pleamar 12 horas y 25 minutos más tarde —la mitad del
lapso de tiempo de un día lunar— cuando la Luna se encuentra sobre el antimeridiano. Y en
el medio de las dos pleamares observará, evidentemente, una bajamar. La amplitud máxima
de esta marea teórica se obtendría en el ecuador cuando la Luna tuviese declinación 0º —y
esté, por tanto directamente sobre el ecuador— y se puede estimar que sería menor de 1
metro.
Sin embargo, los océanos no forman una capa uniforme, igualmente profunda, repartida sobre
toda la superficie de la Tierra, ni todos los océanos y mares oscilan de igual manera ante las
fuerzas ejercidas por el Sol y la Luna sino que, por el contrario, cada uno de ellos tiene su
periodo natural de oscilación ante una fuerza aplicada. Por decirlo de alguna manera, si
aplicamos la misma fuerza a distintos columpios, por ejemplo, no todos ellos oscilarán de la
misma manera sino que cada uno tendrá su periodo natural de oscilación que dependerá de
sus características particulares. Así que la marea teórica descripta en el párrafo anterior no
es exactamente real. En algunos casos observaremos dos pleamares con sus correspondientes
bajamares entre medias a lo largo de un día lunar mientras que en otros lugares solo
observaremos una sola pleamar con una única bajamar o, incluso, situaciones mixtas.
Así distinguimos los siguientes tipos de mareas:
10
Esa es la duración del día lunar.
página 80
Corrientes y Mareas
 Mareas semidiurnas, cuando hay dos pleamares y dos bajamares en cada día lunar, con
las dos pleamares alcanzando niveles del agua muy parecidos.
 Mareas diurnas, cuando solamente una pleamar y una bajamar tienen lugar durante un
día lunar.
Este tipo de mareas, bastante más raras que las semidiurnas, se dan por ejemplo en la
costa norte del Golfo de México, en el Mar de Java, y en el Golfo de Tonkín.
 Mareas mixtas. En este caso la altura de la marea presenta características comunes a
ambos tipos, diurna y semidiurna simultáneamente, dando lugar a apreciables diferencias
entre los niveles del agua correspondientes a dos pleamares consecutivas.
En este tipo de mareas hay normalmente dos pleamares y dos bajamares por día lunar,
pero ocasionalmente la marea adquiere carácter diurno.
Predicción de las Mareas
Si bien el origen de las fuerzas
de marea es muy claro, la
respuesta de las aguas a esas
fuerzas es extremadamente
compleja.
La consecuencia de ello es que
no se ha podido establecer un
modelo aritmético que permita
predecir la hora y la altura de
la marea de manera general.
Por ello las predicciones se
hacen para puntos —llamados
puertos— concretos y se basan
en ajustes numéricos de series
de datos obtenidas mediante
mareógrafos colocados en los
puertos de interés.
En Argentina la predicción
oficial de las mareas es misión
del Servicio de Hidrografía
Naval, quien por lo tanto es el
organismo a cargo de publicar
las tablas de marea oficiales.
 Puerto Principal. Es aquél
Tabla de mareas
punto de interés para el que
se dispone de al menos un
año de series de datos, con los cuales se efectúa el cálculo de la marea. Se los denomina
también “puertos patrones”.
 Puerto Secundario. Cuando se tienen series temporales de duración menor a un año
entonces el punto de interés tiene la consideración de puerto secundario.
En cualquier caso, las series temporales útiles nunca pueden ser de duración menor a 28
días pues la onda de marea así obtenida no tendría suficiente precisión.
La predicción de la marea para los puertos principales resulta de un proceso de cálculo que
devuelve resultados con una precisión de un centímetro en las alturas y de un minuto en las
horas. La predicción para los puertos secundarios depende de la calidad y cantidad de datos
históricos utilizados en su cálculo, lo cual está en función del número de observaciones
realizadas para el puerto en cuestión.
Es importante destacar que existen puertos patrones para los que no se dispone de una serie
temporal lo suficientemente extensa como para poder ser considerados como puertos
principales. Para estos puertos no puede esperarse la misma precisión que la obtenida para
los puertos principales a pesar de ser puertos patrones.
Corrientes y Mareas
página 81
Adicionalmente, la mayoría de las
cartas náuticas incluyen datos de
las mareas para la región por ellas
cubierta. Esos datos se presentan
en forma de tablas en las que se
indica por un lado una lista de
puertos patrones y áreas de interés
para el navegante. Luego, para
cada uno de estos puntos de interés
se da la hora de establecimiento de
puerto medio, y las alturas medias
de pleamares y bajamares para las
mareas de sicigia y de cuadratura,
junto con el nivel medio del agua.
Con esta serie de datos puede
efectuarse una estimación de las
mareas en cada lugar, en caso de
no disponer de tablas de marea.
Información de mareas en carta náutica
La mayoría de las cartas náuticas
informan también los parámetros de dirección y velocidad de las de las corrientes oceánicas
y de las mareas mediante flechas trazadas en las cartas en las zonas donde interesa conocer
los datos de “flujo” y “reflujo” de las mareas o la dirección y velocidad de las corrientes.
Los datos de las corrientes de marea se indican con dos tipos de flechas. La marea creciente
o de flujo se informa con una flecha con barbas en uno de los lados de su cola, mientras que
la marea bajante o de reflujo es
una flecha limpia, sin barbas en su
cola. En ambos casos las flechas
están acompañadas con el valor de
la velocidad máxima que puede
alcanzar la corriente de marea,
expresada en nudos, o en la unidad
que indique la carta. Note que en
Información de corrientes de mareas en carta náutica
caso de figurar dos valores de
velocidad, el más alto corresponde
siempre a las mareas de sicigia y el
más bajo a las de cuadratura, y si
hubiese un único número se estará
informando la velocidad máxima
uniforme, sin detalles sobre el tipo
de marea. La dirección de la
corriente la provee el sentido de la
flecha.
Los datos de las corrientes
oceánicas se indican con una flecha
barbada en ambos lados de su cola,
donde la velocidad y la dirección se
señalan con la misma mecánica
aplicada para las corrientes de
marea.
página 82
Simbología de mareas en cartas náuticas
Corrientes y Mareas
Anexos
Escala de Beaufort
Comentario.
“Esta tabla está concebida para servir únicamente a modo de guía, a fin de indicar en términos muy generales las
condiciones que puede esperarse encontrar en alta mar, lejos de costas. No debe usarse nunca en forma inversa, es
decir, para determinar el estado del mar, bien sea para consignarlo en el libro de bitácora o para indicarlo.
A modo de ejemplo podemos citar que en los mares interiores, o cerca de las costas, con viento de tierra, la altura
de las olas será menor pero éstas serán más empinadas. Con viento de mar, en aguas poco profundas la altura de la
ola en general crece llegando a generar elevadas rompientes. Las cifras que aparecen son indicativas, pudiendo variar
en altura y periodo en porcentajes que oscilan en un 30% o 40%”.
Prof. Norberto O. Cattaneo.
Curso de Piloto de Yate
Prefectura Naval Argentina
Escala Beaufort
Anexos
altura
olas
velocidad
fenómenos
nudos
km/h
en tierra
en el mar
en la costa
metros
0 Calma
<1
<1
Calma, el humo sube
verticalmente.
El mar esta como un
espejo.
Calma.
-
1 Ventolina
1-3
1-5
La dirección se define
por el humo que se
eleva y no mediante
veletas.
Se forman
ondulaciones con
aspecto de escamas
de pez, pero sin
espuma.
Los veleros dejan una 0,1
ligera estela detrás de
sí, las velas apenas se
hinchan.
2 Vientos
Suaves
4-6
6-11
El viento se siente en
la cara, susurran las
hojas de los árboles,
se mueven las veletas
comunes.
Ondulaciones cortas
pero más acusadas, las
crestas se vuelven
vidriosas pero aun no
rompen.
El viento hincha el
0,2
velamen de los veleros
que navegan a una
velocidad de 1 a 2
nudos.
3 Vientos
Leves
7-10
12-19
Las hojas y ramas
pequeñas de los
árboles se agitan
constantemente, se
extienden las
banderolas.
Olas pequeñas cuyas
crestas comienzan a
romper, espuma de
aspecto vidrioso,
borreguillos dispersos.
Los veleros empiezan 0,6
a escorar y navegan a
una velocidad de 3 a 4
nudos.
4 Vientos
Moderados
11-16
20-28
Se levanta polvo, se
mueven las ramas
pequeñas de los
árboles.
Las olas se hacen más Brisa moderada
largas, con
eficaz, los veleros
borreguillos
escoran y su velamen
francamente
porta francamente.
numerosos.
1
5 Vientos
Regulares
17-21
29-38
Los árboles pequeños
comienzan a
balancearse, se
forman pequeñas olas
en los estanques.
Olas moderadas,
claramente más
alargadas, gran
abundancia de
borreguillos,
eventuales rociones.
2
escala y
descripción
Los veleros
disminuyen su
velamen.
página 83
Escala Beaufort
fenómenos
nudos
km/h
en tierra
en el mar
en la costa
22-27
39-49
Se mueven las ramas
grandes de los
árboles, silban los
hilos de teléfono. Si
llueve, se utilizan con
dificultad los
paraguas.
Comienzan a formarse
grandes olas con
crestas de espuma
blanca que se
extienden por todas
partes, aumentan los
rociones.
Los veleros llevan dos 3
rizos en la mayor. La
labor marinera exige
precauciones.
7 Vientos
28-33
Muy Fuertes
50-61
Se mueven los árboles
enteros, es difícil
caminar contra el
viento.
El mar engruesa, la
espuma que proviene
de las rompientes de
las crestas empieza a
ser arrastrada en la
dirección del viento,
formando nubecillas.
Los veleros quedan en 4
puerto. Los que se
hallan en alta mar
buscan abrigo para
fondear.
8 Temporal
34-40
62-74
Se rompen las ramas
más pequeñas de los
árboles, generalmente
no se puede andar
contra viento.
Olas de altura media y Todos los veleros se
5,5
más alargadas, del
dirigen a puerto si
borde superior de las este se halla próximo.
crestas comienzan a
desprenderse rociones
en forma de
torbellinos, la espuma
es arrastrada en nubes
blancas orientadas en
la dirección del
viento.
9 Temporal
Fuerte
41-47
75-88
Se producen ligeros
desperfectos en los
edificios, caen
chimeneas y vuelan
tejas.
Olas gruesas, la
espuma es arrastrada
en nubes espesas, la
mar empieza a gruñir,
los rociones dificultan
la visibilidad.
7
10 Temporal
Muy Fuerte
48-55
89-102 Arranca árboles y
ocasiona daños de
consideración en los
edificios.
Olas muy gruesas, con
grandes crestas
empenachadas, la
espuma se aglomera
en grandes bancos y se
arrastra en la
dirección del viento
en forma espesa, en
su conjunto la
superficie del mar se
vuelve intensa y
empiezan a oírse
golpes sordos, la
visibilidad se reduce.
9
11 Tempestad
56-63
104-117 Destrucción de
techados, voladura de
árboles, posibles
inundaciones.
Olas excepcionales
Posible destrucción en 11,5
grandes, el mar está puertos y marinas.
completamente
cubierto por bancos
de espuma blanca
extendida en la
dirección del viento,
las crestas se vuelven
espumosas y se reduce
aún más la visibilidad
12 Huracán
>64
>118
6 Vientos
Fuertes
página 84
altura
olas
velocidad
escala y
descripción
metros
Voladura de autos,
El aire está lleno de
Estragos en marinas y 14
árboles, casas, techos espuma de rociones, puertos, rotura de
y personas.
el mar está
amarras.
completamente
blanco debido a los
bancos de espuma, la
visibilidad es muy
reducida
Anexos
Símbolos Meteorológicos
Símbolos meteorológicos
Anexos
página 85
Catálogo de Nubes
Cirrus
Ci
Nubes altas
otros nombres
descripción
constitución
formación
condiciones de
tiempo
Cirros
Nubes separadas en forma de filamentos blancos y delicados, o de bancos o bandas
estrechas, blancas o casi blancas. Nubes de apariencia fibrosa, semejante a cabellos.
Cristales de hielo. Se forman entre los 8 km y los 12 km de altura, donde la temperatura
oscila entre -40º y -60º C, por lo que una masa de aire con elevada humedad que se enfría
hasta la saturación, producirá cristales de hielo en vez de gotas de agua.
Esos cristales de hielo impulsados por los fuertes vientos que reinan en los niveles altos
forman los jirones característicos.
Cuando se presentan aisladas son síntoma de buen tiempo, pero si avanzan organizadas y
aumentando progresivamente hacia el horizonte, como en la imagen, indican un
inminente cambio de tiempo, algún frente o borrasca.
Transversales al viento indican una corriente chorro en altura.
Cirrostratus
Cs Nubes altas
otros nombres
descripción
constitución
formación
condiciones de
tiempo
página 86
Cirrostratos
Velo nuboso, transparente y blanquecino, de aspecto fibroso o completamente liso, que
cubre total o parcialmente el cielo y que produce generalmente el fenómeno de halo.
Están constituidos por finísimos cristales de hielo, incluso más finos que los de los Ci.
Se forman cuando una masa de aire húmedo a gran escala, se eleva a grandes alturas
hasta sublimarse. Estas nubes ocupan vastas extensiones del cielo, a una altitud de entre 7
km y 10 km. Generalmente producen halos.
Los Cirrostratus suelen ser la vanguardia de un frente cálido, aumentando su espesor
según éste avanza, por lo que su presencia puede asociarse con un significativo cambio de
tiempo. Otras veces forman restos del yunque de la parte superior de un Cb.
Anexos
Cirrocumulus
Cc Nubes altas
otros nombres
descripción
constitución
formación
condiciones de
tiempo
Cirrocúmulos
Banco, capa delgada o sábana de nubes blancas, sin sombras, compuestas por elementos
muy pequeños en forma de granos, rizos, grumos, ondulaciones, unidos o separados y
distribuidos con mayor o menor regularidad; la mayoría de los elementos tiene una
anchura aparente menor a 1º.
Constituidos por cristales de hielo, tienen un proceso de formación similar a los Ci y Cs.
A diferencia de los Ci y Cs, los Cirrocumulus delatan la presencia de inestabilidad en el
nivel al que se encuentran, y que da a estas nubes su aspecto cumuliforme. Se encuentran
al alturas de 7 km a 12 km.
Salvo si aumentan considerablemente con el paso del tiempo no suelen indicar cambio de
tiempo. Otras veces aparecen asociadas a corrientes en chorro a gran altura.
Altocumulus
Ac Nubes medias
otros nombres
descripción
constitución
formación
condiciones de
tiempo
Anexos
Altocúmulos
Banco, capa delgada o capa de nubes blancas o grises, o blancas y grises a la vez, que
tienen sombras compuestas por losetas, masas redondeadas, rodillos, etc., las cuales son a
veces parcialmente fibrosas o difusas y que pueden estar unidas o no; la mayoría de los
elementos pequeños distribuidos con regularidad tienen una anchura aparente
comprendida entre 1º y 5º.
Normalmente gotitas de agua. A muy bajas temperaturas se forman cristales de hielo.
Cuando una gran masa de aire, empujada por un sistema frontal, asciende a los niveles
medios, 4 km a 6 km, condensándose posteriormente. A su vez, estas nubes se forman por
masas de aire inestable, que las da su aspecto cumuliforme. Suelen formar parte de los
frentes fríos y de los frentes cálidos. En este último caso van mezclados en una única capa
con As, ocupando extensiones de miles de kilómetros cuadrados.
Aislados, buen tiempo. En aumento o mezclados con As indican la proximidad de un frente
o de una borrasca. En estos casos pueden precipitar.
página 87
Altostratus
As
Nubes medias
otros nombres
descripción
constitución
formación
condiciones de
tiempo
Altostratos, Altoestratos
Lámina de nubes, grisácea, de aspecto estriado, fibroso o uniforme, que cubre por entero
o parcialmente el cielo, como una gran sábana. Tiene partes suficientemente delgadas
que permiten distinguir vagamente el Sol. No producen halos.
En el caso más completo, tiene una zona superior compuesta por cristales de hielo. Una
parte media mezcla de cristales de hielo, cristales de nieve y gotitas de agua sobre
enfriada. Y una parte inferior, compuesta totalmente por gotitas de agua sobre enfriadas.
Suele ser el grueso de un frente cálido, que en su parte más activa va mezclado con
Nimbostratus. Es la nube que ocupa las mayores extensiones de terreno. También forma la
parte media y baja del yunque de un Cumulonimbus. Se suele encontrar entre los 3 km y 7
km de altura, y su espesor puede variar entre 1 km y 4 km. Pueden dejar ver el Sol o no.
Asociados a frentes cálidos suelen dar lluvias o nevadas débiles continuas.
Nimbostratus
Ns
Nubes medias
otros nombres
descripción
constitución
formación
condiciones de
tiempo
página 88
Nimbostratus
Capa de nubes gris, a menudo oscura, con un aspecto velado por la precipitación de lluvia
o nieve que cae más o menos continuadamente desde ella. El espesor de la nube es lo
suficientemente grande como para ocultar el Sol completamente
Gotitas de agua, gotas de lluvia sobre enfriadas, gotas de lluvia, cristales y copos de
nieve.
Se suele formar al ascender una enorme y extensa capa de aire relativamente cálido y
húmedo por encima de una masa fría, en progresiva y suave pendiente. Es, junto con los
As, el núcleo principal de un frente cálido. Es una nube muy difícil de distinguir, pues se
presenta como un velo gris oscuro uniforme, sin ninguna discontinuidad y que ocupa todo
el cielo, mezclado con la precipitación. Asimismo, ocupa una gran dimensión vertical, en
los sitios de mayor espesor puede abarcar entre los 1 km y 5 km, ocupando, en parte, el
piso bajo de las nubes.
Suelen dar lluvias o nevadas continuas. Asociados fundamentalmente a los Frentes Cálidos.
Anexos
Stratus
St
Nubes bajas
otros nombres
descripción
constitución
formación
condiciones de
tiempo
Estratos
Capa de nubes generalmente gris, con base uniforme, de la que pueden caer llovizna y
prismas de hielo. Cuando el Sol es visible a través de la capa, su contorno se distingue
claramente. Los St se presentan a veces en forma de jirones deshilachados, debajo de
otras nubes.
Está compuesto por gotitas de agua pequeñas. A muy bajas temperaturas puede consistir
de partículas de hielo pequeñas. Suelen encontrarse entre los 0 m y 300 m del suelo.
Por el efecto combinado del enfriamiento en las capas inferiores de la atmósfera y de la
turbulencia debida al viento. Se forman sobre la tierra, por irradiación nocturna o por
advección de aire relativamente cálido sobre suelo más frío. Sobre el mar, el enfriamiento
suele ser por advección. Producen niebla si están al nivel de la superficie.
Cuando producen nieblas suelen estar asociados a condiciones de tiempo anticiclónico.
Cuando aparecen debajo de As o Ns, a un frente cálido. Desgarrados debajo de los Cb, en
plena tormenta o aguacero.
Stratocumulus
Ns
Nubes bajas
otros nombres
descripción
constitución
formación
condiciones de
tiempo
Anexos
Estratocúmulos
Banco o capa de nubes grises o blanquecinas, que tienen casi siempre partes oscuras;
compuestas por losetas, masas redondeadas, rodillos, etc., no fibrosas, unidas o no.
Gotitas de agua, acompañadas a veces por gotas de lluvia o nieve granulada y más
raramente, por cristales de nieve y copos de nieve.
Pueden formarse en el seno de una masa de aire húmedo en capas bajas, ocupando una
gran extensión, o también por una inversión de temperatura que obliga a los Cu, en
desarrollo vertical, a frenar su ascenso y extenderse en forma de Sc. En el primer caso
suelen formarse entre 500 m y 2 km de altura, y en el segundo entre 2 km y 3 km.
Se asocian al buen tiempo cuando en verano aparecen a media tarde como consecuencia
de la evolución de los Cu de buen tiempo. También suelen aparecer asociados a los
frentes cálidos o fríos mezclados con una gran capa de As y Ns. No son buenos indicadores
de cambio de tiempo.
página 89
Cumulus
Cu
Nubes bajas
otros nombres
descripción
constitución
formación
condiciones de
tiempo
Cúmulos
Nubes asiladas y densas, que se desarrollan verticalmente en forma de protuberancias,
cúpulas o torres, y cuyas partes superiores convexas se parecen con frecuencia a una
coliflor. Las partes de estas nubes iluminadas por el Sol son blancas brillantes; su base es
oscura y horizontal. A veces aparecen desgarrados por el viento.
Gotitas de agua, pueden tener cristales de hielo en partes de la nube que por su altitud,
esté a temperaturas por debajo de 0º C. Pueden contener gotas de agua sobre enfriada.
Se desarrollan cuando se producen corrientes convectivas originadas por el desigual
calentamiento del aire sobre la superficie terrestre.
Los Cu de buen tiempo crecen en verano desde el mediodía hasta la puesta de Sol, cuando
se disipan. Si existe un cierto grado de inestabilidad pueden progresar y en su caso llegar
a convertirse en Cumulonimbus, con chubascos y tormentas.
Cumulonimbus
Cb
Nubes desarrollo vertical
otros nombres
descripción
constitución
formación
condiciones de
tiempo
página 90
Cumulonimbos
Nube densa, con un desarrollo vertical considerable, en forma de montaña o de enormes
torres. Parte al menos de su cima es normalmente lisa, fibrosa o estriada, y casi siempre
aplastada; esta parte se extiende a menudo en forma de un yunque o de un vasto
penacho. Por debajo de la base, muy oscura, aparecen nubes bajas desgarradas y
precipitaciones o chubascos.
Gotitas de agua, cristales de hielo en su parte superior. En su interior contienen también
grandes gotas de lluvia, copos de nieve, hielo granulado, granizo y en casos de extrema
inestabilidad granizo de considerable tamaño.
Se originan sobre todo en primavera y verano en situaciones de inestabilidad. Tienen un
gran desarrollo vertical. Los topes suelen estar entre 8 km y 14 km de altura, en regiones
tropicales puede alcanzar los 18 kilómetros de altura.
Producen casi siempre tormenta, es decir, precipitaciones en forma de chubascos, de
lluvia o granizo, generalmente, aunque también de nieve en invierno, acompañadas de
vientos racheados y de descargas eléctricas que se producen entre nubes o entre nube y
tierra.
Anexos
Referencias y Bibliografía
 Apuntes de “Meteorología”.
Curso de Piloto de Yate
2013
Prefectura Naval Argentina
 Análisis del Efecto Coriolis y su Influencia en la Circulación Global Atmosférica
Miguel Cervantes Falomir
Universidad Politécnica de Barcelona
Facultad de Náutica de Barcelona
 Cartas de Navegación: Síntesis para Estudiantes
Servicio Hidrográfico y Oceanográfico de la Armada de Chile
 Sistemas Meteorológicos: Masas de Aire y Frentes
Curso de Patrón de Yate
Escuela Náutica a la Vela
 Las Mareas
Luis Mederos Martín
 Observación e Identificación de Nubes
Francisco M. León, José A. Quirantes
 Consideraciones Sobre la Protección Contra Descargas Eléctricas en las Embarcaciones de Pequeño Calado
Ing. Juan D. Pineda Cabrera, Ing. Orlando García Figueroa
CidNav Cuba
Anexos
página 91
página 92
Anexos
Índice de Contenidos
Meteorología para Navegantes Apuntes y Buenas Prácticas
Introducción
La Tierra
5
7
Introducción
7
El Eje Terrestre
7
Incidencia Solar
Movimientos de la Tierra
Movimiento de Traslación
Movimiento de Rotación
Movimiento de Precesión
Movimiento de Nutación
Meteorología
9
10
10
11
11
12
13
Introducción
13
La Atmósfera Terrestre
13
Circulación General
15
Parámetros Atmosféricos
Humedad
Temperatura
Presión Atmosférica
18
18
20
22
Centros Anticiclónicos y Ciclónicos
Anticiclones Semipermanentes
Anticiclones Migratorios
Ciclones Migratorios
Ubicación de Anticiclones y Ciclones en Cartas
Meteorológicas
Cuñas y Vaguadas
22
23
24
25
Vientos
Efecto de Coriolis
Factores que Influyen en el Viento
Buys Ballot
28
30
31
33
Brisas
Brisa Marina
Brisa de Tierra
Factores Generales de Circulación de las Brisas
Brisas en el Río de la Plata
Borneos y Ráfagas
33
34
34
35
35
36
Nieblas y Neblinas
Nieblas de Evaporación
Nieblas de Enfriamiento
Rocío y Escarcha
37
37
38
39
Frentes
Algo más sobre las Masas de Aire
Características Generales de los Frentes
Clases de Frentes
Frente Frío
Frente Cálido
Frente Ocluido
Frente Estacionario
Proceso de Formación de los Frentes
Etapa Inicial
Etapa de Formación de la Onda Frontal
Etapa de Madurez
Etapa de Disipación
39
39
41
42
42
43
44
45
46
46
46
46
47
Complejos Nubosos y Tormentas
Cumulonimbus
Características Generales
Proceso de Formación
Complejos Convectivos de Mesoescala
47
47
47
48
51
Anexos
Líneas de Inestabilidad
Sudestada
Generalidades
Ciclo de Vida
Pampero
Generalidades
Ciclo de Vida
Zonda
Generalidades
Ciclo de Vida
Rayos
Generalidades
Ciclo de Vida
Peligrosidad y Vulnerabilidad
Riesgos Meteorológicos
5
25
27
51
52
52
52
53
53
54
56
56
56
57
57
57
58
61
Predicción Meteorológica
Escalas de Pronóstico
Herramientas y Sistemas de Información
Sensores Remotos
Radares
Imágenes de satélite
Modelos Numéricos
Metodologías de Pronóstico
Comprensión de las Imágenes Satelitales
Comprensión de los Mapas Meteorológicos
Elementos de Análisis Sinóptico de Superficie
Corrientes y Mareas
61
61
62
62
62
63
63
65
65
66
67
71
Corrientes Marinas
Introducción
Movimientos de las Corrientes Marinas
Clasificación de las Corrientes Marinas
Corrientes de Interés Local
Corriente Circumpolar Antártica
Corriente de Malvinas
Corriente de Brasil
Corriente de Humboldt
71
71
71
72
73
73
73
73
74
Olas
Parámetros de las Olas
Ciclo de Vida
Zona Generadora
Mar de Viento
Mar de Fondo
Olas Gigantes
Disipación
Predicción de Oleaje
74
75
75
75
75
75
76
76
76
Mareas
Terminología Básica
Clases de Mareas
Predicción de las Mareas
77
77
78
81
Anexos
83
Escala de Beaufort
83
Símbolos Meteorológicos
85
Catálogo de Nubes
86
Referencias y Bibliografía
91
Índice de Contenidos
93
Índice Alfabético
94
página 93
Índice Alfabético
A
advección, 43
afelio, 10
aire, 13
Alpenföhn. véase Foehn
alta polar, 17, 24, 39
Altocumulus, 42, 43, 48, 54
Altostratus, 42, 43, 54
anafrente, 41
anemógrafo, 30
anemómetro, 30
anticiclón, 17, 23, 66
migratorio, 52, 54, 61
semipermanente del Atlántico Norte, 24
semipermanente del Atlántico Sur, 24
semipermanente del Índico, 24
semipermanente del Pacífico Norte, 24
Semipermanente del Pacífico Sur, 24
antípoda, 80
año
sidéreo, 9
solar, 9
trópico. véase año solar
ASAN. véase Anticiclón Semipermanente del Pacífico Norte
ASAS. véase Anticiclón Semipermanente del Atlántico Sur
ASI. véase Anticiclón Semipermanente del Índico
ASPN. véase Anticiclón Semipermanente del Pacífico Norte
ASPS. véase Anticiclón Semipermanente delPacífico Sur
atmósfera, 13
circulación general, 15
B
bajamar, 78
Ballot, Buys, 33
barógrafo, 22
barómetro, 22
Beaufort
escala de, 30, 83
Sir Francis, 30
bisiesto, 9
borneo, 36, 56, 57, 68
brisa, 33
de tierra, 34
marina, 34
C
carta
meteorológica, 25, 64, 69
catafrente, 41
CCM. véase complejos convectivos de mesoescala
celda
de Ferrel, 18
de Hadley, 17
Polar, 17
Celsius, 21
centro de baja presión. véase Ciclones
ciclo
del agua, 18
hidrológico. véase ciclo del agua
ciclogénesis, 25, 27, 45, 46, 52, 53, 54, 61, 68
ciclón, 17, 25, 66
cigarro, 50, 51, 55
Cirrocumulus, 43, 54
página 94
Cirrostratus, 43, 54
Cirrus, 43, 45, 54
collado, 67
Comisión Administradora del Río de la Plata, 62
complejos convectivos de mesoescala, 51
condensación, 18, 19
contraola, 76
Coriolis
efecto de, 30
efecto de, 72
efecto de, 73
Gaspard Gustave, 30
corriente
Circumpolar Antártica, 73
de Brasil, 73
de chorro, 30
de deriva, 76
de Malvinas, 73
de marea, 72
del Golfo, 71
fría de Humboldt, 24, 74
marina, 71
marina costera, 71
marina de turbidez, 72
marina general, 71
marina oceánica, 72
Negra, 71
oleaje y marejada, 72
corriente marina, 71
cortante ciclónica, 25, 52, 54
cresta
ola, 75
cuadrante, 29
Cumulocongestus, 48
Cumulonimbus, 42, 45, 47, 48, 52, 54, 57, 60, 68
Arcus, 50
Calvus, 49
Capillatus, 49
desarrollo, 48
disipación, 51
Incus, 49
madurez, 49
Pileus, 49
Cumulus, 42, 45, 48, 60, 68
cuña, 27, 28, 67
D
declinación magnética, 12
depresión. véase Ciclón
día sidéreo, 11
dipolo tormentoso, 58
disipadores, 59
E
eje terrestre, 7
engelamiento, 45
equinoccio, 8, 10
escala centígrada. véase Celsius
escarcha, 39
estoa, 78
Estratopausa, 14
Estratosfera, 14
estrella Polar, 11
evaporación, 19
Exosfera, 14
Anexos
F
Fahrenheit, 21
fetch, 76
Foehn, 56
Föhn. véase Foehn
Franklin, Benjamín, 57
frente, 41, 67
cálido, 43, 46
estacionario, 45, 46
formación, 46
frío, 42, 46, 51, 53, 54
ocluido, 44, 47
ocluido cálido, 44
ocluido frio, 44
polar, 17, 25, 46, 54, 55
fuego
de San Telmo, 60
fuerza
centrífuga, 32
centrípeta, 32
fusión, 18
G
GFS. véase Global Forecast System
Global Forecast System, 63
gradiente de presión, 31
grados centígrados. véase Celsius
GRIB, 64
H
hectoPascal, 22
helada, 39
higrómetro, 20
horario sinóptico, 69
humedad
del aire, 18, 20
relativa, 20
humos del mar ártico, 38
huracán, 30
I
inversión térmica, 17
Ionósfera, 14
isobara, 22, 26, 28, 42, 66
isobaras, 25
isobata, 78
isocero, 45
isohipsa, 22, 28, 42, 66
isohipsas, 26
altura máxima, 78
altura mínima, 78
amplitud, 78
de cuadratura, 80
de sicigia, 79
diurna, 81
duración, 78
edad, 80
flujo, 82
intervalo, 78
mixta, 81
muerta. véase marea de cuadratura
nivel medio, 77
reflujo, 82
semidiurna, 81
sicigia de conjunción, 79
sicigia de oposición, 79
viva. véase sicigia
de conjunción. véase sicigia de
conjunción
viva de oposición. véase sicigia de oposición
mareógrafo, 81
mesoescala
carta meteorológica de, 25
Mesopausa, 14
Mesosfera, 14
meteorología, 13
microescala
carta meteorológica de, 25
movimiento
de nutación, 12
de precesión, 11
de rotación, 11
de traslación, 10
N
National Centers for Environmental Prediction, 63
National Oceanic and Atmospheric Administration, 64, véase
National Oceanic and Atmospheric Administration
NCEP. véase National Centers for Environmental Prediction
neblina, 37
niebla, 37, 45
de advección, 38
de enfriamiento, 37
de evaporación, 37
de lluvia, 38
de radiación, 38
de vapor, 38
frontal, 38, 43
orográfica, 39
Nimbostratus, 43, 45, 53
nudo, 29
O
J
Jaula de Faraday, 59
L
línea
de inestabilidad, 51
M
macroescala
carta meteorológica de, 25
mapa
de altitud, 66
de superficie, 66
meteorológico, 22
mar
de fondo, 76
de viento, 75
marasmo. véase Pantano Barométrico
marea, 77
altura, 78
Anexos
oblicuidad de la eclíptica, 8
oclusión
cálida. véase frente ocluido cálido
fría. véase frente ocluido frio
OgiMet, 64
ola, 74
altura, 75
amplitud, 75
dirección, 75
gigante, 76
longitud, 75
onda
de gravedad, 51
frontal, 46
órbita, 10
terrestre, 10
Ozonósfera, 14
P
pampero, 53
náutico, 55
página 95
Pampero
húmedo, 53
seco, 53
pantano barométrico, 67
pararrayos, 59
perigeo, 78
perihelio, 10
pilote Norden, 62
plano
de la eclíptica, 8
de reducción de sondaje, 78
pleamar, 77
precipitación, 18
presión, 22, 68
atmosférica, 22
gradiente de, 52
pronóstico, 61
escala sinóptica, 61
horario sinóptico, 69
microescala, 62
modelo numérico, 63
psicrómetro, 20
puerto
medio, 80, 82
patrón, 81
principal. véase
secundario, 81
punto
de rocío, 20
de saturación, 37, 43
punto de rocío, 38, 39
Q
Quimiósfera, 14
R
radar, 62
radiación
difusa, 9
directa, 9
solar, 21
ráfaga, 28, 36, 54, 56, 57, 68
rayo, 58
rayos, 57
relámpago, 58
relámpagos, 57
remolinos. véase torbellinos
marea, 78
resaca del agua, 76
rocío, 39
roll. véase Arcus
rosa
de los vientos, 29
rozamiento, 32
solidificación, 20
solsticio, 8, 10, 24
Stratocirrus, 43
Stratocumulus, 42, 43, 48
Stratus, 45, 46
subgeostrófico, 33
sublimación, 20
regresiva. véase sublimación
sublunar, 80
subsidencia, 17, 23
Sudestada, 52
superficie
frontal, 41
isobárica, 28
supergeostrófico, 32
T
temperatura, 20, 67
máxima, 21
mínima, 21
termógrafos, 21
termómetro, 21
Termosfera, 14
terral. véase brisa de tierra
Tierra, 7
torbellino, 56
tormenta, 61
tornado, 30
tripolo tormentoso, 58
Tropopausa, 14
Tropósfera, 14, 30
turbulencia, 28
U
unidad astronómica, 10
V
vaguada, 25, 27, 28, 42, 67
ventolina, 37
viento, 15, 31, 68
Alisios, 15
de altura, 16
de superficie, 16
geostrófico, 32
virazón, 36
vórtices de Von Karman, 57
W
wall. véase Arcus
Y
S
yunque, 48, 49
satélite, 63
saturación, 20
sector, 29
seno
ola, 75
Servicio de Hidrografía Naval, 77, 81
Servicio Meteorológico Nacional, 62, 64
shelfs. véase Arcus
sifonazo, 50, 55
Sistema Global de Pronóstico. véase Global Forecast System
Z
página 96
ZCIT. véase Zona de Convergencia Inter Tropical
zona
de Convergencia Intertropical, 16
frontal, 41
generadora, 75
Zonda, 56
Anexos
Club de Veleros Piedra Buena
Gaetán Gutierrez 1055
B1642CZB San isidro, Provincia de Buenos Aires
Argentina