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Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
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Meteorología y Oceanografía.
3.1: MASAS DE AIRE. NUBES: CLASES.
MASAS DE AIRE
Se entiende por masa de aire a la porción de atmósfera cuyas propiedades físicas como temperatura y
humedad se mantienen homogéneas o parecidas dentro de una extensa zona o región y en el sentido
horizontal. En sentido vertical la variación sobre todo de la temperatura con la altura es muy apreciable.
Las masas de aire se trasladan obedeciendo a las leyes de la circulación general atmosférica y por tanto lo
hacen modificando sus propiedades cuando cambian de región o zona.
Clasificación:
Se
pueden
clasificar siguiendo un doble
criterio:
a) Desde el punto de vista
geográfico.
b) Desde el punto de vista
termodinámico.
REGIONES MANANTIALES Y CIRCULACIÓN
GENERAL DE ESTAS
Geográficamente y según la
situación de sus regiones de
origen,
llamadas
regiones
manantiales, se pueden distinguir
cuatro tipos de masas de aire; aire
ártico (A), aire polar (P), aire
tropical (T) y aire ecuatorial
(E).También y según sus regiones
manantiales, estén situadas sobre
un continente u océano, se
subdividen en masas de aire
continentales (c) o marítimas (m).
Termodinámicamente, se identifica
a las masas de aire cuando
abandonan la región manantial. Se
distinguen así las masas frías (k)
cuya temperatura es inferior a la
del suelo sobre el que circulan, y
las masas cálidas (w) de
temperatura superior a la de dicho
suelo.
Resumiendo, las masas de aire se identifican y condicionan según la temperatura de suelo sobre el que
yacen. Así una masa que se encuentra en el hemisferio Norte y se mueve o circula hacia el Sur, se
comportará siempre como una masa fría, al ir trasladándose siempre sobre superficies cada vez más
cálidas, al contrario en el caso de una masa de aire que se dirija hacia el Norte, será considerada como una
masa cálida por las razones opuestas.
Las propiedades más importantes de una masa de aire son la distribución vertical de su temperatura y el
contenido de humedad. Teniendo en cuenta la primera, en una masa de aire fría, la inestabilidad es
característica predominante, ya que el contacto con una superficie más caliente supone un calentamiento de
las capas más bajas de la masa determinando un aumento de gradiente vertical de temperatura y por tanto
la inestabilidad de la masa. Inversamente, las masas cálidas descansan sobre suelos más fríos que estas,
siendo la estabilidad su característica fundamental, al enfriarse las capas inferiores, disminuye el gradiente
térmico vertical, impidiéndose cualquier movimiento convectivo.
Masa
Estabilidad
Viento
Fría
Inestable
Racheado
Cálida
Estable
Visibilidad
Nubosidad
Precipitaciones
Cumuliforme
Chubascos
( Cu,Cb)
Regular o Estratiforme Llovizna o lluvia
Constante
mala
(St, Sc, Ns)
continua
Buena
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NUBES: CLASES
El agua contenida en la atmósfera puede encontrarse en cualquiera de los tres estados físicos: sólido,
líquido y gaseoso. En estado gaseoso (vapor de agua) es invisible como todos los gases incoloros, se
encuentra mezclado en mayor o menor proporción con el aire atmosférico. El vapor de agua cuando se
condensa, es decir; cuando pasa de estado gaseoso a líquido, o cuando se sublima, al pasar de estado
gaseoso a estado sólido, se hace visible. Este efecto tiene lugar respectivamente al formarse las gotas de
lluvia y los copos de nieve por ejemplo.
Cada gota de agua necesita para formarse una base en al que sostenerse por así decirlo, esta consiste en
granitos de polvo microscópicos en suspensión, de manera que el agua se deposita y los envuelve
formando lo que se llama un núcleo de condensación.
En general se puede decir de manera sencilla que las nubes se forman en las regiones en las que el aire
asciende, sin importar cual sea la causa que motive este ascenso. Cuando el aire sube se enfría y al
alcanzar la temperatura del punto de rocío (temperatura por debajo de la cual empieza la condensación),
habrá formación de nubes.
FORMACIÓN DE LAS NUBES Y CICLO DEL AGUA
Hay tres causas fundamentales que hacen elevar
las masas de aire y por tanto que se formen las
nubes: inestabilidad térmica, orografía del terreno y
los frentes de aire.
a) Las corrientes de aire caliente ascendente al
alcanzar una determinada altura llegan al
nivel de condensación y tiene lugar la
formación de nubes.
b) Cuando el viento sopla sobre la ladera de una
montaña y tiene la suficiente humedad se
fuerza el ascenso de la masa de aire por la
corriente que se genera y cuando alcanza
una determinada altura se condensa
formándose la nube.
c) Al encontrarse dos masas de aire, una
relativamente templada y otra fría, asciende el
aire cálido por encima del frío, ocupando una
extensión horizontal considerable, a medida
que el aire cálido va ascendiendo por la cuña
o pendiente que el aire frío forma con
respecto a él, va disminuyendo su
temperatura hasta llegar a la temperatura de
condensación o del punto de rocío,
formándose las nubes y continuando con este
proceso a medida que el aire cálido continua
ascendiendo.
FORMACIÓN DE UNA NUBE SOBRE LA
LADERA DE UNA MONTAÑA
CAUSAS DE LA FORMACIÓN DE LAS NUBES
ASPECTO DE LAS NUBES
El aspecto de las nubes depende de la naturaleza, numero y disposición en el espacio de las partículas que
las forman. Al describir una nube hay que considerar los siguientes factores y características:
■ Forma.
■ Dimensión.
■ Estructura.
■ Color.
■ Brillo.
Atendiendo a su género, las nubes se dividen o clasifican en diez clases o tipos diferentes:
■ Cirros. ■ Cirrocúmulos. ■ Cirrostratos. ■ Altocúmulos.
■ Estratocúmulos. ■ Estratos. ■ Cúmulos. ■ Cumulonimbos.
■ Altoestratos.
■ Nimbostratos.
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CIRROS
A continuación trataremos cada tipo
de nubes
así como su aspecto
acompañados de fotos que nos
muestras
sus
principales
características.
CIRROS: Son nubes en forma de
filamentos blancos o franjas estrechas
blancas. Son de aspecto fibroso y
brillo sedoso. Se encuentran entre
6.000 y 10.000 metros de altura.
CIRROCÚMULOS: Bancos de capas
de nubes delgadas y blancas. Se
encuentran también entre los 6.000 y
10.000 metros de altura.
CIRROCÚMULOS
CIRROSTRATOS:Velos blanquecinos
de aspecto fibroso y liso que cubren
total o parcialmente el cielo y
producen generalmente lo que se
conoce con el nombre del halo. Se
encuentran también entre los 6.000 y
10.000 metros.
ALTOCÚMULOS: Son mantos de
nubes blancas o grises de aspecto
difuso o fibroso, soldados o no. Se
encuentran entre los 2.000 y 4.000
metros.
NIMBOSTRATOS: Capas de nubes
grises y sombrías de aspecto velado
por las precipitaciones continuas de
lloviznas y nieve que conllevan. Se
encuentran entre los 150 y 1600
metros.
CIRROSTRATOS
ALTOCÚMULOS
NIMBOSTRATOS
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ESTRATOCÚMULOS: Nubes grises
o blanquecinas con partes oscuras y
de aspecto no fibroso. Se encuentran
entre los 500 y 1.600 metros.
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ESTRATOCÚMULOS
ESTRATOS:
Capas
nubosas
generalmente grises y uniformes que
pueden generar llovizna, prismas de
hielo o cinarra (nieve menuda o agua
nieve). No dan lugar a fenómenos de
halo, salvo a muy bajas temperaturas.
Se encuentran por debajo de los 500
metros.
CÚMULOS:
Nubes
densas,
separadas y de contornos bien
recortados
que
se
desarrollan
verticalmente en forma de torre,
teniendo una protuberancia en la
parte posterior asemejándose a una
coliflor. Iluminados por el sol, son de
una blancura brillante, y con la base
más oscura y horizontal. Se
encuentran entre los 600 y 1.600
metros.
CUMULONIMBOS: Nubes densas de
aspecto montañoso y vertical. Una
parte de su región superior suele ser
lisa o aplastada. Estas son las nubes
que preceden a las lluvias y se
encuentran entre los 700 y 1.700
metros de altura.
ESTRATOS
CÚMULOS
CUMULONIMBOS
Algunas nubes tienen un significado inequívoco, mientras que en otras su actividad está ligada a complejas
consideraciones de situación meteorológica general. Así:

La aparición de Estratos puede indicar una atmósfera estable.

Los Cúmulos indican aumento de inestabilidad. Si son poco densos indica buen tiempo pudiendo
esperarse vientos variables. Si son densos y aborregados, de desarrollo vertical pueden traer
aguaceros y tormentas.

Los Estratocúmulos indican buen tiempo.

Los Nimbos de capa amorfa y oscura de gran espesor, están asociados a lluvias intensas y en
ciertas situaciones a vientos fuertes.

Los Cumulonimbos densos y compactos, están asociados a lluvias intensas, tormentas eléctricas y
vientos fuertes. Estas nubes circulan de W a E.

Si se observan Cirros y después de estos nubes altas y rojas, (Cirroestratos y Nimboestratos),
entrando por el W al amanecer, son signos de mal tiempo.
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DISTRIBUCIÓN Y DESARROLLO EN ALTURA DE LOS DIFERENTES TIPO DE NUBES
3.2: ISOBARAS, GRADIENTE DE PRESION. CENTROS BÁSICOS, ANTICICLONES Y
BORRASCAS, TIEMPO ASOCIADO.
ISOBARAS, GRADIENTE DE PRESIÓN
Isobara o línea isobárica es la que se forma al unir todos los puntos dentro de una determinada zona o
región meteorológica que tienen la misma presión atmosférica y su intersección con el plano de superficie
del nivel del mar (altitud 0 metros).
La presión atmosférica varía rápidamente con la altura por lo que se emplea como base de referencia, la
referida al nivel medio de la superficie del mar a 0 metros de altitud que es de 760 milímetros o 1013,2
milibares de presión. En los mapas meteorológicos se redondea tomando como presión normal o media la
de 1012 milibares, y estimando altas presiones las que están por encima de este valor, por lo que son bajas
presiones las que se encuentran por debajo de este valor normal.
Las isobaras pueden venir representadas como líneas rectas o curvas y estas ultimas a su vez, pueden ser
curvas cerradas o abiertas.
MAPA ISOBARICO Y LÍNEAS ISOBÁTICAS
GRADIENTE DE PRESIÓN
En los mapas meteorológicos
se representan las líneas
isobáricas de cuatro en cuatro
milibares.
Se llama gradiente de presión
a la diferencia de presión
atmosférica entre dos puntos
situados a la unidad de
distancia sobre una recta
normal a las isobaras que
pasa por dichos puntos.
Se mide en milibares por
grado, siendo la unidad de
distancia un grado de arco de
la esfera terrestre equivalente
a 60 millas náuticas.
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MAPA ISOBÁRICO CON DIFERENTES FORMAS ISOBÁRICAS
Si se representa el corte de dos de estas líneas isobaricas que llamaremos P1 y P2 con respecto al nivel de
mar e incidiendo sobre el plano de este con un ángulo de inclinación A.
La diferencia de presión entre las dos superficies viene representado por: Dp = P1 - P2
Este vector lo descomponemos vertical y horizontalmente en Dvp y Dhp. Estos vectores constituyen el
gradiente vertical y horizontal de presión respectivamente.
En el triangulo de la figura, se tiene que:
sen A = Dhp/Dp ; de donde , Dhp = Dp sen A
cos A = Dvp/Dp ; de donde , Dvp = Dp cos A
De aquí se deduce que cuanto mayor es el ángulo
de inclinación A entre las dos isóbaras mayor será
el gradiente horizontal de presión, puesto que
variará su valor en función del valor del seno que
como sabemos oscilará entre 0 cuando A = 0º y 1
cuando A = 90º.
Para el gradiente vertical de presión contrariamente, su valor va en disminución a medida que aumenta el
ángulo de inclinación A. Siendo máximo el gradiente vertical de presión cuando A = 0º ya que para este
valor el coseno es 1, y mínimo cuando A = 90º, entonces el coseno valdría 0 y por tanto el resultado del
producto también sería 0.
El gradiente vertical se mide por la variación de la presión atmosférica cada 100 metros de altura.
El gradiente horizontal mide la variación de la presión cada 60 millas de distancia en superficie. Este ultimo
es el que interesa conocer para el estudio y evolución de los mapas de superficie. A continuación vemos un
ejemplo práctico de cálculo del gradiente horizontal.
Suponemos en el gráfico anterior que P1 = 1012 mb y P2 = 1008 mb, estando las isóbaras separadas entre
sí una distancia de 150 millas, se pide el valor del gradiente horizontal de presión.
Según la fórmula: Dhp = Dp/d por lo que Dhp = 1012-1008/150 = 4/150; éste resultado vendría dado en
milibares/milla, para pasarlo a milibares/grado, se divide 150 por 60 que son las millas que tiene un grado de
arco de esfera terrestre, resultando:
Dhp (gradiente horizontal de presión) = 4x60/150 = 1,6 mb/grado
CENTROS BASICOS, ANTICICLONES Y BORRASCAS:
Cuando una línea isobárica se cierra, lo puede hacer alrededor de un anticiclón o alta presión o bien
alrededor de una borrasca o baja presión.
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Se representan por A y B respectivamente y en los países anglosajones por H (high) y L (low).
Mientras en los centros de alta presión el
viento circula a su alrededor en el sentido
MAPA ISOBARICO DONDE SE APRECIAN LAS ALTAS Y
BAJAS
de las agujas del reloj en el hemisferio Norte
A = Área de altas presiones (más de 1013 mb)
y al contrario en el hemisferio Sur,
B = Área de bajas presiones (menos de 1013 mb)
divergiendo en las proximidades del centro
C = Dorsal anticiclónica
de la alta presión hacia el exterior, en los
D = Vaguada de presión
centros de baja presión el viento circula
convergente del exterior hacia adentro en el
hemisferio Norte y al contrario en el
hemisferio Sur.
En las bajas presiones debido a esta
convergencia la extensión o superficie que
ocupa es menor que la de las altas
presiones.
En los anticiclones la presión va
aumentando desde el exterior al centro y al
contrario en las borrascas la presión va
decreciendo a medida que nos acercamos
al centro.
También
es
característica
de
los
anticiclones la menor movilidad con
respecto a la que tienen las borrascas.
Debido al movimiento de rotación de la tierra
el aire que se dirige hacia una baja presión
es desviado hacia la derecha en el
hemisferio Norte y hacia la izquierda en el
hemisferio Sur.
El rozamiento o fricción del viento con la
superficie de la tierra, tiene dos
consecuencias:
CORTE VERTICAL Y PLANTA DE UNA
o Reducción de la fuerza del viento
DEPRESIÓN
o La inclinación de este de 10º a 20º con respecto a las
isóbaras, hacia dentro en los centros de baja presión y
hacia fuera en los centros de alta presión. Esta inclinación
es mayor cuanto más cerca está el centro y por tanto
mayor sea la depresión y el gradiente barométrico.
CORTE VERTICAL Y PLANTA DE UN
ANTICICLÓN
El valor del gradiente de presión viene reflejado por la
separación que exista entre las isobaras. Si estas están juntas es
indicativo de un alto valor del gradiente de presión, como
consecuencia de esto la intensidad de los vientos entre ellas
será también mayor.
Como regla práctica podemos conocer hacia donde se encuentra la baja presión, para ello sólo tenemos
que poner cara o proa al viento, y en el sector comprendido desde el través a la aleta de estribor se
encontrará el centro de la baja. Lógicamente en el hemisferio Sur encontraremos el centro de la baja en la
misma marcación pero por la banda de babor.
En general se puede decir que las depresiones se mueven de Oeste a Este y a una velocidad de 20 a 25
nudos, tanto en el hemisferio Norte como en el hemisferio Sur.
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TIEMPO ASOCIADO
Las depresiones o bajas presiones vienen a representar la inestabilidad, vientos fuertes y racheados con
cambios importantes de dirección, frentes y lluvias asociadas a estos. Los anticiclones o altas presiones
traen consigo estabilidad, vientos constantes del primer cuadrante al principio y tiempo seco en general.
La trayectoria de una borrasca suele ser paralela a la de las isobaras del sector cálido, avanzando en el
sentido Este-Nordeste, trasladándose de forma variable de 15 a 25 nudos, aunque pueden estar
estacionarias durante algún tiempo. Normalmente, precede a las borrascas un aumento de la nubosidad
que va disminuyendo en altitud aportando lluvias antes del paso del frente cálido y que continúan al paso
del frente frío. La nubosidad comienza con nubes densas y de desarrollo vertical como cumulonimbos con el
paso del frente, apareciendo después del paso del frente nubes como cúmulos y altocúmulos. El barómetro
baja hasta la llegada del frente cálido, para quedar estacionario hasta el paso del frente frío,
experimentando a continuación una subida apreciable.
Dentro de una alta presión el tiempo se hace estable, predominando vientos flojos y constantes. El
barómetro sube y permanece alto. El cielo queda despejado y la temperatura tiende a aumentar.
3.3: VIENTO: GRADIENTE, CORIOLIS Y ROZAMIENTO.
VIENTO
Es la consecuencia del desplazamiento de las masas de aire de un lugar a otro; es el aire en movimiento.
Cuando el sol calienta la tierra e incide sobre la atmósfera, lo hace de manera desigual sobre su superficie.
El aire calentado se dilata, aumenta su volumen y disminuye su densidad, tendiendo a situarse sobre otras
capas de mayor densidad y frialdad, desplazándose desde los núcleos de alta presión a los de baja presión.
En este desplazamiento originado el viento no sigue un camino directo, está afectado, entre otros efectos,
por el movimiento de la tierra, por la fuerza centrífuga de los movimientos del aire, por el rozamiento del aire
con la superficie etc. Éste rozamiento del viento con la superficie de la tierra, produce una pérdida de
velocidad y un cambio de la dirección del viento que va hacia dentro en las bajas presiones y hacia fuera en
las altas presiones.
SENTIDO DE GIRO DEL VIENTO EN UNA BAJA Y UNA ALTA.
El aire que sale divergente en las
HEMISFERIO NORTE.
altas presiones en el hemisferio
Norte y que entra convergente en
las bajas presiones, es sometido a
la fuerza de rotación de la tierra
(geostrófica)
teniendo
como
resultado una dirección paralela a
la de las isobaras, con una
intensidad de viento mayor, cuanto
menor sea la distancia entre
isobaras, entonces el gradiente de
presión es mayor y esto origina un
intercambio más rápido o violento
de masas de aire.
La dirección del viento indica el lugar de donde
viene o sopla. Se referirá de acuerdo con el
cuarteo de la rosa de los vientos en sus 32
direcciones a partir de los puntos cardinales como
puntos patrones o referentes y denominándolos
siempre desde el punto principal al secundario.
Ejemplo: ENE será la dirección Este- Nordeste.
También la dirección de viento puede venir o
definirse de grado en grado, los 360 de la rosa.
Ejemplo: Viento del 180, es viento del Sur.
Otra forma de clasificarlos en su dirección es por
cuadrantes, existiendo vientos del 1°, 2°, 3° y 4°
cuadrante al dividir la rosa de los vientos en cuatro
partes. Así un viento del ESE o del 135°, es un
viento del segundo cuadrante. Lo anterior se
observa en los gráficos siguientes.
ANEMÓMETRO - VELETA DE USO EN
EMBARCACIONES DEPORTIVAS.
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ROSA DE LOS VIENTOS. EN CUADRANTALES
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ROSA DE LOS VIENTOS. EN CIRCULARES
GRADIENTE DE PRESIÓN Y EL VIENTO
Consideramos que en una masa de aire M, cuando se encuentra en equilibrio, las líneas de presión o
isobaras entre las que se encuentra están horizontales.
La resultante de las presiones que actúan sobre M,
Gp = Gradiente de presión, está equilibrada con el
peso de dicha masa mg, es decir, el gradiente
vertical de presión se iguala con el peso específico
de la masa de aire. Por tanto, cuando hay equilibrio
atmosférico no hay viento.
Cuando las líneas de presión o isobaras están
inclinadas un ángulo A, se rompe el equilibrio, el
gradiente de presión está inclinado este ángulo A y
se descompone en un vector vertical Gvp y otro
horizontal Ghp; todo ello se representa en el gráfico
anexo.
Mientras el vertical puede compensarse total o parcialmente con el peso mg, a la componente horizontal o
gradiente horizontal de presión no se le opone ninguna fuerza. Entonces existe un desequilibrio que hace
que la masa de aire tienda a desplazarse en el sentido de la fuerza que predomina, la del gradiente
horizontal de presión, ese desplazamiento de la masa de aire es el viento. Éste viento se desplazaría en
línea recta desde las altas a las bajas presiones y perpendicular a las isobaras representadas en un mapa
de superficie, pero el giro de la tierra actúa sobre el viento desviándole de su trayectoria, debido a la fuerza
de Coriolis, generándose así el denominado VIENTO GEOSTRÓFICO.
Si la resultante de la trayectoria anterior entre la fuerza de la presión y la de Coriolis se curva, se una fuerza
centrífuga o componente geostrófica. Al viento resultante de la acción de las fuerzas antes citadas se le
denomina VIENTO DE GRADIENTE.
Por otra parte, el rozamiento entre las partículas de aire, que se origina en las capas inferiores, da lugar a
que sobre la superficie de la tierra se forme la fuerza de rozamiento, que se traduce en:
1. – La pérdida de velocidad del viento.
2. – La desviación de la dirección del viento; hacia dentro en las bajas presiones y hacia fuera en las
altas presiones.
INTENSIDAD DEL VIENTO
La velocidad de las partículas en una corriente de aire, genera una fuerza o presión sobre los cuerpos o
masas en donde se desplaza. Esta presión sobre un objeto determinado se puede graduar y así obtener
una escala en la que se refleje la fuerza o intensidad del viento.
En la mar fue Beaufort en 1805, quien tomando como referencia el aumento de la fuerza del viento sobre un
velero, estableció una escala con 12 grados de intensidad de viento. Denominando con un nombre náutico
de 1 a 12 a estos distintos grados de intensidad que, a continuación, se exponen en la siguiente escala por
él configurada.
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Escala de Beaufort:
Grado
Denominación
Velocidad
nudos (*)
0
1
2
Calma
Ventolina
Flojito (Brisa muy débil)
<1
1a3
4a6
3
Flojo (Brisa débil)
7 a 10
4
Bonancible (Brisa moderada)
11 a 16
5
Fresquito (Brisa fresca)
17 a 21
6
Fresco (Brisa fuerte)
22 a 27
7
Frescachón (Viento fuerte)
28 a 33
8
Temporal (Viento duro)
34 a 40
9
Temporal Fuerte (Muy duro)
41 a 47
10
Temporal duro (Temporal)
48 a 55
11
Temporal muy duro (Borrasca)
56 a 63
12
Temporal huracanado (Huracán)
64 a 71
Especificaciones
La mar está como un espejo.
La mar empieza a rizarse.
Olas pequeñas que no llegan a romper.
Olas cuyas crestas empiezan a romper.
Borreguillos dispersos
Olas algo largas. Numerosos borreguillos.
Olas moderadas y alargadas. Gran
abundancia
de
borreguillos
y
eventualmente algunos rociones.
Comienza la formación de olas grandes,
las crestas de espuma blanca se ven por
todas partes. Aumentan los rociones y la
navegación
es
peligrosa
para
embarcaciones pequeñas o menores.
La espuma es arrastrada en la dirección
del viento. La mar es gruesa.
Olas altas con rompientes. La espuma es
arrastrada en nubes blancas.
Olas muy gruesas. La espuma es
arrastrada en capas espesas. La mar
empieza a rugir. Los rociones dificultan la
visibilidad.
Olas
muy
gruesas
con
crestas
empenachadas. La superficie de la mar
parece blanca. Visibilidad reducida. La
mar ruge intensamente.
Olas excepcionalmente grandes. Los
buques de mediano tonelaje se pierden
de vista. Mar completamente blanca.
Visibilidad muy reducida. La navegación
se hace imposible.
El aire está lleno de rociones y espuma.
La visibilidad es casi nula. Se imposibilita
toda navegación.
(*) Para pasar de metros/seg a nudos, multiplicaremos por dos.
FUERZA DE CORIOLIS
También conocida físicamente como aceleración
de Coriolis, esta basada en el principio dinámico
de la inercia, inercia que aparece en todo cuerpo
móvil que se mueve sobre otro cuerpo que se
encuentra en rotación. En éste caso es el viento el
que se mueve sobre la esfera terrestre que, a su
vez, se encuentra en rotación continua sobre su
eje. En el grafico se muestra la mencionada fuerza
y su efecto sobre el viento.
Siguiendo la trayectoria de un móvil que partiendo
del Ecuador se dirige en dirección Norte, vemos
que está sujeta a dos velocidades, la propia y la
de la tierra:
 En el Ecuador, vr = v0-v0 = 0
 En el paralelo 1, vr = v0-v1
 En el paralelo 2, vr = v0-v2
FUERZA DE CORIOLIS
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Si a la velocidad absoluta inicial v0, le restamos la velocidad absoluta que tiene la tierra en cada paralelo
obtendremos una trayectoria relativa, trazada por los extremos de los vectores de las velocidades relativas
v0-v1, v0-v2, v0-v3 etc, (flechas finas). Estas velocidades relativas van aumentando a medida que
aumentamos la latitud ya que, por el contrario, las velocidades lineales (representadas por las flechas
gruesas) van disminuyendo al aumentar la latitud, pues el radio del paralelo es menor cuanto más se separe
el móvil del Ecuador. La desviación de la trayectoria ha sido hacia la derecha en el hemisferio Norte.
Si el móvil hubiera ido desde el Polo Norte hacia el Ecuador, las velocidades absolutas habrían ido
creciendo en valor negativo. La trayectoria se habría desviado hacia el oeste, también hacia la derecha. En
ambos casos, la fuerza desviadora lo haría hacia la izquierda. Esa fuerza desviadora es la fuerza de
Coriolis.
3.4: FRENTES
En los mapas meteorológicos a nivel de superficie aparecen los frentes en sus diferentes versiones de
FRENTES CÁLIDOS, FRÍOS y OCLUIDOS.
La distribución por naturaleza de las capas que constituyen la atmósfera no es homogénea ni regular. Las
diferentes masas de aire que en equilibrio adquieren una determinada humedad y temperatura, en principio,
se mantienen homogéneas en una determinada zona o región en sentido horizontal pero, debido a las leyes
de circulación de la atmósfera y al intercambio de posiciones del aire cálido sobre el aire frío en zonas
contiguas, estas propiedades se modifican y se crea una inestabilidad tanto mayor cuanto más diferencia
de humedad y temperatura exista entre las masas de aire.
Cuando una masa de aire fría contacta con otra cálida dan origen a una zona de mezcla de las propiedades
de cada masa de aire. Esta zona se llama FRONTAL cuyo espesor varía desde cien a varios miles de
metros. Se denomina frente a la intersección
de esta zona o superficie frontal con la de la
tierra. Las zonas frontales normalmente están
inclinadas debido al giro de la tierra y a las
velocidades de las masas de aire.
CREACIÓN DE UN FRENTE. FORMACIÓN DE LA ZONA
FRONTAL.
FORMACIÓN DE LOS FRENTES FRÍOS Y
CÁLIDOS
Debido al roce de las masas de aire que circulan a
diferentes velocidades, existe una tendencia a formarse
ondas, alguna de estas se convierten en depresiones al
existir una circulación del aire en el sentido contrario a las
agujas del reloj en el hemisferio Norte y al contrario en el
hemisferio Sur.
El frente frío se llama así porque el aire frío va
REPRESENTACIÓN EN LAS CARTAS
reemplazando al aire cálido. Se representa por una línea
METEOROLÓGICAS DE LOS DIFERENTES
de cuñas de color azul.
TIPOS DE FRENTES
El frente cálido se llama así porque el aire cálido remonta
al frío. Se representa por una línea de semicírculos de
color rojo.
El frente ocluido se representa por una línea de cuñas
azules y semicírculos rojos alternativos de forma
continua.
El paso de un frente, supone un cambio de tiempo, en
principio. Con su paso aumenta el viento, la nubosidad y
aparecen precipitaciones, observándose un cambio de la
dirección del viento una vez pasado el frente.
Normalmente aparece el frente cálido y a continuación el
frío, llamándose sector cálido a la zona entre ambos
frentes, ya que en esta área, el aire es más cálido que el
que se encuentra fuera de esa zona.
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El aire caliente ascendiendo sobre el frío, produce una condensación del vapor de agua contenido en él, de
manera que se forman nubes, en principio, y precipitaciones en forma de lluvia con posterioridad.
Al llegar el frente caliente aparecen nubes altas
(cirros). En el frente frío el aire desplaza al aire
FRENTES CÁLIDO Y FRÍO Y DESARROLLO DE
caliente por debajo y lo empuja forzándolo a
LAS NUBES QUE LOS ACOMPAÑAN
ascender, siendo a veces este proceso violento,
desarrollándose rápidamente nubes de desarrollo
vertical (cumulonimbos), de las que se desprenden
fuertes aguaceros y chubascos.
El frente frío se desplaza más rápido que el caliente y
llega a alcanzarlo a veces, entonces el aire caliente
se eleva por encima del nivel de la superficie de la
tierra, teniendo lugar la oclusión.
Estas pueden ser de dos clases.


Oclusión de frente frío, cuando el aire que va
delante es menos frío que el que viene por
detrás.
Oclusión de frente cálido, en esta, el aire que
está por delante es más frío que el que está por
detrás.
FORMACIÓN DE UNA OCLUSIÓN DE FRENTE CÁLIDO
En los frentes fríos el aire asciende forzada
y bruscamente, penetrando la cuña de aire
frío en la zona de aire caliente, las nubes
que se forman de esta manera son de
desarrollo vertical en forma de cúmulos y
cumulonimbos.
En los frentes cálidos, la ascensión del aire
es espontánea y por tanto la condensación
también lo es, abarcando las nubes
grandes extensiones y solapándose unas
clases o tipos con otras.
FORMACIÓN DE UNA OCLUSIÓN DE FRENTE FRÍO
En los mapas de tiempo las isobaras
reflejan los campos de presión; por
tanto también la dirección e intensidad
de los vientos (aspecto dinámico o
hidrodinámico).
Los frentes representan los límites o
separación entre las masas de aire
(aspecto termodinámico).
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
13
MAPA DEL TIEMPO EN EL QUE SE APRECIA EL DESARROLLO ISOBARICO, LAS ALTAS (H) Y BAJAS (L)
PRESIONES ASÍ COMO LOS FRENTES ORIGINADOS Y EL TIPO DE ESTOS
3.5: CONCEPTO DE HUMEDAD ABSOLUTA Y RELATIVA. PUNTO DE ROCIO.
PSICROMETRO. FORMACIÓN DE LAS NIEBLAS, CLASES, PREVISIÓN, PROPAGACIÓN Y DISPERSIÓN.
CONCEPTO DE HUMEDAD ABSOLUTA Y RELATIVA
El aire atmosférico está compuesto por oxigeno, anhídrido carbónico y otros gases, además del vapor de
agua que vamos a estudiar en este apartado.
El vapor de agua en su mayor parte proviene de la evaporación del agua de las superficies liquidas que hay
en la tierra como lagos, mares y océanos, así como de la evaporación del agua de los ríos, plantas, suelo,
nieve, glaciares, etc. Recordemos que EVAPORACIÓN es el proceso físico mediante el cual un líquido pasa
al estado gaseoso. Cuando el vapor de agua proviene de hielo o nieve, es decir; de estado sólido pasa a
estado gaseoso, a este proceso se llama de SUBLIMACIÓN.
Entre los factores que facilitan la evaporación del agua en las superficies líquidas citaremos:
a) Temperatura del agua.
b) Temperatura del aire en contacto con el agua.
c) Cantidad de agua que contiene y puede contener el aire, de forma que a mayor temperatura mayor
cantidad de vapor de agua puede contener el aire sin llegar a saturarse.
d) Velocidad del viento.
HUMEDAD ABSOLUTA
Es la cantidad de vapor de agua en gramos por metro cúbico de aire en un momento determinado.
El valor de la humedad absoluta varía y llega hasta un límite máximo en el que el aire se satura y no admite
más cantidad de vapor de agua por metro cúbico, a partir de este punto, el vapor de agua se condensa en
forma de gotas y si la temperatura es lo suficientemente fría, se pueden producir cristales de hielo.
Se dice que el aire está sobresaturado cuando el vapor de agua se mantiene en estado gaseoso más allá
del límite de saturación. El límite de saturación varía o dependerá de la temperatura que tenga el aire. Así si
un metro cúbico de aire a 20ºC, se satura con 0,9 gramos de vapor de agua, ese mismo aire se satura a
30ºC con 30 gramos de vapor de agua.
HUMEDAD RELATIVA
La relación entre la tensión del vapor de agua en un momento y a una temperatura determinada y la
tensión máxima que ofrecería ese vapor de agua saturado a la misma temperatura, es lo que se llama
relación de tensión de saturación. Si expresamos esta relación de tensión en tanto por ciento, tendremos la
humedad relativa.
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
14
Humedad relativa por tanto, es la relación que existe entre la humedad absoluta y la saturada a una
temperatura determinada en una masa de aire.
Hr = 100 p/P
Siendo:
p = tensión de vapor a una temperatura T.
P la tensión del vapor a la misma temperatura, cuando está saturado.
Hr la humedad relativa.
Según la fórmula anterior la saturación tiene lugar cuando Hr = 1 y esto ocurre cuando se igualan p y P, lo
que se consigue bien aumentando el vapor de agua, con lo que aumenta la tensión p, o disminuyendo la
temperatura T para que descienda la tensión de vapor saturado P.
PUNTO DE ROCÍO
A cada cantidad de vapor de agua en una masa de aire, le corresponde una temperatura determinada
llegando a la cual, alcanza la saturación. Esta temperatura es la que se llama TEMPERATURA DEL PUNTO
DE ROCÍO. Si la temperatura de una masa de aire es igual a la de su punto de rocío, dicha masa de aire
estará saturada y su humedad relativa será del 100 por 100. Al contrario, cuanto mayor sea la diferencia
entre la masa de aire y la del punto de rocío se dice que más seco estará el aire y, por tanto, más alejada
estará la posibilidad de que condense.
Cuando el aire se enfría por debajo de la temperatura del punto de rocío no podrá albergar todo el vapor de
agua que contenía con anterioridad, de forma que el vapor de agua que excede, por así decirlo, tiene que
precipitar o condensar.
Cuando la condensación tiene lugar sobre superficies planas se observan núcleos o gotitas sobre estas, es
lo que se denomina ROCÍO. Cuando la condensación tiene lugar en la atmósfera, lo hace en forma de nubes
y nieblas.
En resumen el punto de rocío, es la temperatura por debajo de la cual, para una cantidad de vapor de agua,
tiene lugar la condensación.
PSICROMETRO E HIGRÓMETRO
Si, como hemos explicado, la humedad relativa y su valor en tanto por ciento en el aire es el concepto que
más interesa conocer para saber la probabilidad de precipitación en un momento determinado y en una
zona dada, el HIGRÓMETRO es el instrumento que la mide y el higrógrafo el que la registra en un periodo
determinado.
HIGRÓMETRO DE ABSORCIÓN: es un aparato que se basa en las propiedades que tienen las sustancias
higroscópicas de alargarse o acortarse de acuerdo a, o en función de, la humedad relativa ambiental. Hay
otros higrómetros basados en laminillas metálicas sensibles a la humedad que, al estar unidas entre sí,
reflejan una relación de dilatación que se transmite a una escala graduada por medio de un indicador.
PSICRÓMETRO: Es el instrumento que sirve para
PSICRÓMETRO DE UNA ESTACIÓN
determinar la humedad relativa, de forma indirecta,
METEOROLÓGICA.
en una determinada región atmosférica.
Consta de dos termómetros, uno seco y otro
húmedo. El termómetro seco mide la temperatura
ambiental en grados centígrados, mientras que en
el termómetro húmedo, que tiene su base formada
por un depósito envuelto en una tela mojada, se
lee la temperatura del agua en contacto con el
exterior. Esta temperatura siempre será menor que
la del termómetro seco, excepto cuando el aire
esté saturado y no haya evaporación, en cuyo
caso se igualan las de ambos termómetros.
Una vez obtenidas las dos temperaturas se entra
en las TABLAS PSICROMÉTRICAS (que se elaboran
según
parámetros
como
diferencias
de
temperaturas, densidad del aire, calor específico,
presión atmosférica, etc).
La entrada en las tablas se efectúa por un lado con la diferencia de ambas temperaturas obtenidas y por
otro lado con la temperatura ambiente encontrando, con esta doble entrada, el valor de la humedad relativa.
FORMACIÓN DE NIEBLAS
Al igual que en las nubes, las nieblas se forman al condensarse el vapor de agua contenido en la atmósfera
en forma de pequeñas gotitas que permanecen en el aire con una concentración que hace difícil la
visibilidad al observador que se encuentra inmerso en la zona.
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
15
Para que se formen nieblas tienen que cumplirse las siguientes condiciones:
a) Elevado porcentaje en el aire de humedad relativa.
b) La temperatura ambiental debe descender hasta estar próxima a la del punto de rocío.
c) Elevado número de núcleos microscópicos en suspensión en el aire capaces de portar a las gotitas
de condensación. Estos núcleos de condensación, pueden provenir de polvo, combustiones, sales
marinas, etc. Carácter principal de estos núcleos, es la de ser muy higroscópicos, quiere decir esto
que tienen mucha afinidad por el agua.
CLASES DE NIEBLAS
En función de su densidad las nieblas se clasifican en:
a)
b)
c)
d)
e)
f)
Muy espesa, cuando la visibilidad es < 50 m.
Espesa, visibilidad entre 50 y 200 metros.
Regular, visibilidad entre 200 y 500 metros.
Moderada, visibilidad entre 500 y 1000 metros.
Neblina, visibilidad entre 1000 y 2000 metros.
Bruma, cuando la visibilidad está entre 2 y 10 kms. A partir de aquí, se dice que la visibilidad es
buena.
Según sea la causa de su formación las nieblas pueden ser:
En general los procesos que originan la niebla son la evaporación y el enfriamiento y, en función de ello, se
pueden dividir en las siguientes clases:
o Las nieblas de evaporación son:
 nieblas frontales.
 nieblas de vapor.
NIEBLA FRONTAL
o Las nieblas de enfriamiento son:
 nieblas de advección.
 nieblas de radiación.
 nieblas orográficas.
 nieblas de inversión.
NIEBLAS FRONTALES:
Se forman cuando la lluvia procedente de una capa de aire
templado cae sobre aire frío que se encuentra próximo a la
superficie de la tierra, produciéndose una condensación en
los núcleos microscópicos y formándose una nube estrato
o niebla que se denomina frontal.
NIEBLA DE VAPOR.
NIEBLAS DE VAPOR:
Se forman cuando una corriente de aire frío contacta con
una superficie de agua mucho más templada, teniendo
lugar una condensación intensa que origina estas nieblas.
Estas nieblas de vapor tienen lugar en otoño, en latitudes
medias y en las proximidades de ríos y lagos cuando la
superficie del agua está caliente y el aire es frío.
También es típica en las regiones árticas, en donde se conocen como “humos del Mar Ártico”, se producen
cuando el aire frío que procede de hielos y zonas nevadas, contacta con aguas templadas provenientes de
latitudes medias y corriente del Golfo.
NIEBLA DE ADVECCIÓN
NIEBLAS DE ADVECCIÓN:
Se forman cuando vientos cálidos desplazan a masas de
aire templados que reposan sobre la superficie de aguas
más frías. Es típica la que se forma en el Estrecho de
Gibraltar, en cualquier época del año, aunque más
frecuente durante el verano, cuando las aguas frías de
Atlántico se encuentran con masas de aire templadas y
húmedas. Otro lugar en donde se forman frecuentemente
este tipo de nieblas es en aguas de Terranova, allí la
corriente fría del Norte conocida como la corriente de
Labrador, se encuentra con vientos cálidos provenientes
del Sur, de la corriente del Golfo.
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
16
NIEBLAS DE RADIACIÓN
NIEBLAS DE RADIACIÓN:
También llamadas terrales, se producen cuando el aire
húmedo estancado se sitúa sobre la superficie de la tierra
que se enfría paulatinamente cuando llega la noche
teniendo lugar una condensación en forma de nieblas muy
frecuentes en valles, puertos y desembocaduras de los
ríos. A veces se trasladan varias millas mar adentro.
NIEBLAS OROGRÁFICAS:
Se forman cuando el aire templado que sopla sobre la
ladera de una montaña, es obligado a subir y cuando
alcanza una determinada altura se enfría hasta la
saturación.
Estas nieblas aparecen a barlovento en las laderas de las
montañas y con vientos flojos, mientras que a sotavento la
visibilidad suele ser buena. Este fenómeno se denomina
efecto Fohn y es muy característico en las montañas del
Estrecho de Gibraltar y también en el Norte de las Islas
Canarias durante la época de vientos alisios.
NIEBLAS OROGRÁFICAS
NIEBLAS DE INVERSIÓN:
Se forman cuando en la parte superior de una masa de
aire húmedo se produce una inversión de temperatura, ya
sea por una turbulencia (cambio de masas de aire de
diferentes temperaturas en sentido horizontal) o bien por
evaporación. A partir de entonces se forman estratos o
nieblas llamadas de inversión.
Suelen aparecer a partir de los 500 metros, a veces
descendiendo hasta el nivel del suelo. Este tipo de niebla
es conocido por su peligrosidad para la navegación aérea
cuando se forma en las proximidades de los aeropuertos,
en valles y llanuras.
NIEBLAS DE INVERSIÓN
Se dice que hay Calima o Calina, cuando existen en
suspensión partículas sólidas de polvo, sales y humo, que
hacen disminuir la visibilidad en una zona determinada,
como su origen es diferente al de las nieblas no la
podemos considerar como tal.
PREVISIÓN DE NIEBLAS
Cuando se navegue en zona de nieblas, todas las medidas de seguridad y vigilancia que se adopten son
pocas. Recordemos si disponemos de radar, que éste constituye una ayuda para la navegación y como tal,
no es el único y definitivo medio para navegar en estas condiciones.
Se debe moderar velocidad si las condiciones del tráfico lo
requieren e incrementar la vigilancia aplicando las señales
Navegando en zona de niebla se deberán extremar
fónicas reglamentarias según el Reglamento Internacional
las precauciones para tratar de evitar peligrosas
situaciones.
para la Prevención de Abordajes en la Mar.
Hay lugares del mundo en los que las nieblas de
advección o nieblas de mar, se forman en determinadas
estaciones cuando el aire húmedo y cálido se desplaza
sobre superficies de temperatura inferior a la del punto de
rocío de esas masas de aire.
En los “pilots charts”, cartas editadas por el Almirantazgo
Británico, se considera la distribución de las nieblas cada
mes del año en las distintas zonas del mundo.
A bordo la previsión consiste en observar las temperaturas
del agua del mar y la del punto de rocío, esta última con
ayuda del psicrómetro y las tablas correspondientes. Si no
disponemos de tablas a mano, podemos calcular la
temperatura del punto de rocío, restando a la temperatura
del termómetro húmedo la diferencia obtenida en la lectura
de ambos, siempre que se trate de temperaturas inferiores
a 16 º centígrados.
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
17
Por ejemplo, si la temperatura del termómetro seco es de 14ºC y la del húmedo es de 12ºC, la diferencia es
de 2ºC, si lo restamos de la lectura del termómetro húmedo, será 10ºC la temperatura del punto de rocío.
En este caso si navegamos en aguas de
temperatura por debajo de 12ºC y vamos
GRAFICA PARA LA PREVISIÓN DE LA NIEBLA A BORDO
aumentando de latitud es probable que nos
dirijamos hacia una zona de nieblas. En el
gráfico se observan los datos, registrados cada
media hora, de la temperatura del punto de
rocío y del agua del mar. Si se observa que las
curvas correspondientes tienden a converger,
se puede pronosticar que cuando estas se
vayan a cortar, se formará niebla.
Esta predicción se puede también vaticinar
cuando la diferencia de temperaturas entre el
agua del mar y el punto de rocío es mínima y
nos disponemos a navegar hacia aguas más
frías.
En invierno, en la desembocadura de los ríos,
cuando haya viento cálido o del Sur en el
hemisferio Norte y la temperatura del agua del
río sea más fría que la que tiene el agua del mar, confluyen todas las condiciones para la formación de
nieblas.
PROPAGACIÓN
La altura de la niebla varia dependiendo del tipo de niebla, podemos decir que su distribución en altura
puede variar desde los 3 a 300 mtrs. La niebla de advección o marítima varia considerablemente de altura,
no así la niebla de vapor que se puede encontrar en las proximidades de las costa raramente pasa de los 30
metros de altura con lo cual se pueden ver por encima de ella los mástiles de los buques de gran porte.
Otra especial característica de la niebla y que esta relacionada con la altura, es la especial propagación del
sonido en ella, este fenómeno es muy a tener en cuenta, en la niebla la propagación de las ondas sonoras
viaja a mucha mayor velocidad cuando se mueven en la dirección del viento y al revés cuando se mueven
en dirección contraria. Las ondas sonoras que se muevan contra en viento y al nivel del mar sufren una
desviación hacia arriba causada por el viento que aumenta con la altura sobre el mar, por esa razón las
señales fónicas de niebla se oyen antes y mas fácilmente desde un punto elevado si el sonido viene de
sotavento, las ondas sonoras que se mueven en el sentido del viento se quedan mas abajo con lo cual se
escuchan con la misma intensidad desde un punto alto o bajo.
DISPERSIÓN DE NIEBLAS
Las nieblas desaparecen, lógicamente, cuando cesan las causas o motivos que las producen. Si estas han
sido, la condensación por enfriamiento y la humedad relativa, tan pronto como la temperatura se eleve por
encima de temperatura del punto de rocío, deja de producirse la condensación y con el aumento de la
temperatura del aire por efecto del calor radiado desde la tierra, las partículas en suspensión tienden a
separarse, iniciándose la dispersión de la niebla.
La incidencia de los rayos del sol directamente sobre la niebla, es también una causa fundamental para su
posterior dispersión. Cuando el sol alcanza una altura suficiente (alrededor de 20º) sus rayos ya pueden
penetrar la niebla y al elevar la temperatura del terreno o del mar hacer que la niebla desaparezca de
abajo hacia arriba.
El viento es otro agente importante que actúa en la dispersión. Los vientos secos y cálidos al incidir sobre la
niebla y cuando aumenta en su intensidad origina sobre estos estratos turbulencias al mezclarse las capas
de aire seco de las capas superiores con las capas más densas e inferiores.
3.6: PARTES METEOROLÓGICOS. BOLETINES,
ELEMENTAL DE CARTAS METEOROLÓGICAS.
TIPOS.
INTERPRETACIÓN
PARTES METEOROLÓGICOS:
Para hacer una predicción del tiempo, es necesario saber la mayor cantidad posible de datos de las
variables meteorológicas viendo su evolución y tendencia, al observarlas varias veces al día en una zona
determinada de la tierra. Posteriormente, una vez analizadas, se puede confeccionar un mapa del tiempo y
posterior predicción meteorológica.
Las variantes meteorológicas son: presión atmosférica, temperatura, humedad, dirección e intensidad del
viento, diferencia de temperaturas entre agua de mar y aire, nubosidad, clase y altura de las nubes, hielo y
espesor etc. Toda esta información se completa si es posible con la aportación de fotografías satélite de la
zona.
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
El dato puntual de un determinado
parámetro en un instante no vale si no se
considera la tendencia (evolución cada 4
horas de estos parámetros) durante un
periodo de tiempo.
La Organización Meteorológica Mundial, a
través de un sistema integrado de
Estaciones Oceánicas, dispone de una serie
de barcos meteorológicos, fijos y en ruta, y
estaciones automáticas y remotas en tierra
en donde se almacenan y analizan estos
datos.
Existe también, a nivel mundial,
un
programa de investigación global de la
atmósfera en el que toman parte buques
oceanográficos, globos, boyas y satélites
meteorológicos. Los datos procesados, se
envían a los Centros de análisis y predicción
a través de una amplia red de
comunicaciones.
BOYA METEOROLÓGICA SITUADA EN ALTA
MAR
18
FOTO INFRARROJA DESDE UN SATÉLITE
METEOROLÓGICO
Con el fin de unificar la información enviada se
emplean unas claves cifradas que transmitidas
constituyen los partes meteorológicos.
Los Centros Meteorológicos difunden mapas para
usuarios terrestres y marítimos, por radio-facsímil, en
frecuencias establecidas según la Organización
Meteorológica Mundial.
BOLETINES METEOROLÓGICOS, TIPOS:
Hay tres clases de boletines:
 Clase A: Estos contienen los datos de las
observaciones meteorológicas observadas en
los semáforos (Observatorios meteorológicos).
 Clase B: Son partes de información y previsión
del tiempo, comprendiendo :
1º.- Avisos de temporal.
2º.- Estado actual del tiempo.
3º.- Previsión de las 12 horas siguientes.
4º.- Avance de la previsión para las 24
horas siguientes.
o
Clase C: Corresponden a un conjunto de observaciones de la costa, con la predicción válida para
todo el litoral.
Las estaciones costeras de Onda Media (Radiotelefónicas y Radiotelegráficas y VHF) emiten boletines
meteorológicos por las frecuencias de trabajo de cada estación previo aviso en 2182 Khz.
(Radiotelefonía), 500 Khz. (Telegrafía) y en el canal 16 de VHF. Igualmente Salvamento Marítimo emite por
VHF en los canales de trabajo para cada centro, previo aviso de llamada por canal 16 de VHF, boletines
meteorológicos para las zonas costeras en todo el litoral español. Estos boletines se elaboran a través de la
información recibida por el Instituto Nacional de Meteorología.
Actualmente a través de Internet, es posible obtener todo tipo de información meteorológica, desde
previsiones, estadísticas, hasta mapas y fotografías satelitarias actualizados casi en tiempo real, varias de
estas direcciones y links de interés figuran en nuestra página, le recomendamos que las visite. A destacar
la gran variedad de previsiones referidas a nuestras costas que figura en la página del Instituto Nacional de
Meteorología cuya dirección es:
http://www.inm.es
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
19
ESTACIONES RADIOCOSTERAS VHF
Todas las costeras de Onda Media y VHF emiten
boletines Meteorológicos, por las frecuencias
principales de trabajo de cada estación, previo anuncio
en 2.182 Khz. y en el canal 16 de VHF. Se radian según
el horario indicado en los cuadros siguientes. En esta
tabla únicamente indicamos horario y frecuencia en
VHF.
VHF
COSTERA
Pasajes
Bilbao
Santander
Cabo de Peñas
Navia
Cabo Ortegal
A Coruña
Finisterre
Vigo
La Guardia
Cádiz
Tarifa
Málaga
Cabo de Gata
Cartagena
Alicante
Cabo de la Nao
Castellón
Tarragona
Barcelona
Bagur
Menorca
Palma
Ibiza
Arrecife
Fuerteventura
Tenerife
Gomera
Hierro
La Palma
Las Palmas
Horario UTC
09:40-11:40-21:40
09:40-11:40-21:40
09:40-11:40-21:40
09:40-11:40-21:40
09:40-11:40-21:40
09:50-11:50-21:50
09:50-11:50-21:50
09:50-11:50-21:50
09:50-11:50-21:50
09:50-11:50-21:50
09:40-11:40-21:40
09:40-11:40-21:40
09:40-11:40-21:40
09:40-11:40-21:40
09:40-11:40-21:40
09:40-11:40-21:40
09:40-11:40-21:40
09:40-11:40-21:40
09:50-11:50-21:50
09:50-11:50-21:50
09:50-11:50-21:50
09:20-11:20-21:20
09:20-11:20-21:20
09:20-11:20-21:20
08:40-10:40-20:40
08:40-10:40-20:40
08:40-10:40-20:40
08:40-10:40-20:40
08:40-10:40-20:40
08:40-10:40-20:40
08:40-10:40-20:40
Frecuencia
16-27
16-26
16-24
16-26
16-27
16-02
16-26
16-22
16-20
16-82
16-26
16-81
16-26
16-27
16-04
16-01
16-02
16-28
16-23
16-27
16-28
16-82
16-07
16-03
16-25
16-22
16-27
16-24
16-23
16-22
16-26
EJEMPLO DE PREDICCIÓN DE VIENTO Y OLAS EN
INTERNET
www.puertos.es/predINM
CENTROS DE SALVAMENTO MARITIMO ( VHF)
Los centros de la Sociedad de Salvamento y Seguridad Marítima transmiten boletines meteorológicos marinos
por esta banda en estas frecuencias y horarios:
CENTRO
FRECUENCIA VHF
EMISION METEOS (UTC)
A Coruña
16-13(67-15)
00:05-04:05-08:05-12:05-16:05-20:05
Algeciras
16-74
03:15-05:15-07:15-11:15-15:15-19:15-23:15
Almería
16-74(10)
Horas Impares y 15 minutos
Barcelona
16-10
(Invierno) 06:00-10:00-15:00-20:00
(Verano) 05:00-09:00-14:00-19:00
Bilbao
16-10
Horas Pares y 33 minutos
Cádiz
16-74
03:15-07:15-11:15-15:15-19:15-23:15
Cartagena
16-10
01:15-05:15-09:15-13:15-17:15-21:15
Castellón
16-74
09:00-14:00-19:00
Finisterre
16-11
02:33-06:33-10:33-14:33-18:33-22:33
Gijón
16-10 (15-17)
Horas Pares y 15 minutos
Huelva
16-11
04:15-08:15-12:15-16:15-20:15
Palamós
16-13
(Verano) 06:30-09:30-13:30-18:30
Palma
16-10
(Verano) 06.35-09:35-14:35-19:35 (Invierno) 07:3510.35-15:35-20:35
S.C. de Tenerife
16-11(67-18)
00:15-04.15-08:15-12.15-16:15-20:15
Santander
16-11
02:45-04:45-06:45-08:45-10:45-14:45-18:45-22:45
Tarifa
16-10 (67)
Horas Pares y 15 minutos
Tarragona
16-13
(Verano) 04:33-08:33-14:33-19:33 (Invierno) 05:3309:33.15:33-20:33
Valencia
16-10 (67)
Horas Pares y 15 minutos
Vigo
16-10 (67-15)
00:15-04:15-08:15-12:15-16:15-20:15
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
20
INTERPRETACIÓN ELEMENTAL DE LOS MAPAS METEOROLÓGICOS: PREDICCIÓN DEL TIEMPO:
A partir de un mapa meteorológico o del tiempo, se pueden sacar una serie de conclusiones que determinan
una previsión muy aproximada del estado del tiempo y su evolución para las siguientes horas (24–72 horas).
MAPA METEOROLÓGICO
En la observación de los mapas hay que considerar los siguientes datos
o Dirección del viento:
El viento gira en el sentido de las agujas del reloj alrededor de una alta presión en el hemisferio
Norte y al contrario en el hemisferio Sur. Mientras que en una baja presión gira al contrario de las
manecillas del reloj en el hemisferio Norte y al contrario en el hemisferio Sur.
Si bien la dirección del viento es la de las isobaras, cerca del centro de las altas presiones forma
con estas un ángulo entre 10 y 25º (dependiendo de la intensidad de la alta presión). Cerca del
centro de las bajas presiones entre la isobara y el viento hay un ángulo hacia el centro de la
depresión de 10 a 20º.
o Intensidad del viento:
La intensidad del viento en una zona va a depender del gradiente de presión existente, o sea de la
proximidad o lejanía existente entre isobaras. A mayor proximidad mayor gradiente de presión y por
tanto mayor intensidad del viento entre las isobaras.
o Estado de la mar:
Tendremos que considerar la mar nueva o de viento y la mar de leva o de fondo. Para la primera, su
estado varía en función de la intensidad del viento y el tiempo que ha estado soplando en la misma
dirección. La mar de fondo es la que recala en una zona proveniente o generada en otra zona
próxima.
o Desplazamiento de los frentes:
Si no hay datos específicos se les puede asignar una velocidad aproximada de 20 a 30 nudos, con
una dirección de avance Este-Nordeste en el hemisferio Norte y del Este-Sudeste en el hemisferio
Sur.
o Depresiones secundarias:
Son depresiones que aparecen próximas a las principales, con las que vienen asociadas y a veces
suplantan, llegando a tener la misma intensidad cuando se refuerzan. Es típico el llamado “tren
canadiense” cuando asociada a una depresión proveniente del Golfo de Méjico o de la Costa
Atlántica de USA vienen otras que parten del interior y medio-oeste americano, barriendo en sentido
Este-Nordeste la costa hasta el Atlántico.
o Isotermas en V:
En el frente se presenta un intercambio adiabático entre masas de aire de diferentes temperaturas.
Aparece el frente cálido y con él lluvia y precipitaciones persistentes precedidas de vientos del 3º
cuadrante con un aumento apreciable de la humedad relativa y de la temperatura. La nubosidad en
aumento con nubes de desarrollo vertical (nimbos y cúmulonimbos) que traen asociadas estas
precipitaciones, aportando vientos racheados. A continuación el viento se hace más apacible,
persistiendo la nubosidad aunque con la presencia de nubes de tipo medio.
Cuando llega el frente frío, se aprecia una bajada considerable de la temperatura, con vientos del
4º cuadrante y a continuación tiempo frío y despejado.
Cuando se trata de un frente ocluido, es típica la presencia de nubosidad intensa y persistente.
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
21
En las cartas meteorológicas se suelen usar varios símbolos estándar. Su uso tenía como fin el de no llenar
la carta con palabras, aumentando así la facilidad de lectura, sobre todo cuando estas cartas eran recibidas
a bordo mediante radio facsímil en los cuales la condiciones de recepción no eran siempre las más
adecuadas y la carta solía aparecer con muchas zonas borrosas. A continuación se describe un cuadro de
símbolos y conceptos más usados en Meteorología.
SÍMBOLOS METEOROLÓGICOS MAS USADOS EN LAS CARTAS DEL TIEMPO
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
22
3.7: OLAS, IDEA DE SU FORMACIÓN. LONGITUD, ALTURA Y PERIODO.
INTENSIDAD, FETCH Y PERSISTENCIA.
OLAS, IDEA DE SU FORMACIÓN. LONGITUD, ALTURA Y PERIODO:
Las olas son movimientos ondulatorios,
El oleaje sigue siendo unas de las principales causas de los
oscilaciones periódicas de la superficie del
desastres marítimos y pérdidas de buques.
mar, formadas por crestas y depresiones que
se desplazan horizontalmente. Para el estudio
de las olas, éstas se dividen en:
 olas de agua profunda, que no están
influenciadas por el fondo, se mueven
independientemente de él.
 olas costeras en que por disminución
de la profundidad del agua, su forma y
movimiento están afectados por el
fondo.
Para el estudio de la ola, características y
evolución, consideraremos también la ola
teórica.
Las olas se caracterizan por su:
 LONGITUD DE ONDA (L): Es la distancia
horizontal entre dos crestas o dos
depresiones sucesivas.
 PERÍODO (T): Es el tiempo, contado en segundos, entre el paso de dos crestas o depresiones
sucesivas por un mismo punto.
 ALTURA (H): Es la distancia entre la cresta de la ola y el nivel medio del mar.
CARACTERÍSTICAS DE LA OLA
MEDIDA DE LA ALTURA DE LA OLA
OLA TEÓRICA:
Un hecho de observación común es que
los objetos que flotan en la superficie del
mar simplemente suben y bajan cuando
la ola pasa por ellos. Esto ocurre porque
las partículas de agua responden al paso
de la onda y se mueven en órbitas
circulares cuyo diámetro disminuye con
la profundidad.
Esto supone que:
PENDIENTE: Es la relación entre la altura y la longitud
de onda (H/L).
AMPLITUD (A): Es la distancia entre la cresta y el valle
de la ola.
VELOCIDAD DE PROPAGACIÓN: V= longitud de
onda/período.
Como las olas son muy variables para analizarlas y
describirlas se usan métodos estadísticos. Así, para la
altura, normalmente se refiere a la altura significativa,
esto es el promedio de 1/3 de las olas más altas
observadas en una serie en un período de tiempo
determinado. En el océano Atlántico la altura
significativa de las olas es de dos metros.
OLAS EN AGUA PROFUNDA:
Producen un movimiento más o menos
regular en la superficie del océano,
denominado oleaje, en el cual la altura de la
ola es relativamente débil en relación con el
largo de la onda. El oleaje se propaga en el
océano por lo general muy lejos del lugar
donde se origina. Este oleaje es teórico y se
explica por soluciones matemáticas.
MOVIMIENTO DE LA OLA TEÓRICA
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
23
 Las partículas de la superficie del mar describen círculos cuyo radio depende de la profundidad.
 El diámetro de las trayectorias disminuye con la profundidad y es prácticamente nulo en profundidad.
 El perfil del oleaje corresponde a un trocoide, que es la curva descrita por un punto de un disco que
rueda sobre una recta.
ZONA DE ROMPIENTES
La ola en agua profunda corresponde a una onda de superficie. Al
llegar a la costa se transforma en ola costera, ola de masa. A una
profundidad igual a la mitad de la longitud de onda, el diámetro de
las órbitas de las partículas de agua es 1/25 veces del diámetro de
la superficie y para propósitos prácticos, se considera este nivel
como la máxima profundidad del movimiento del oleaje.
En aguas más profundas que la mitad de la longitud de onda, las
partículas orbitantes no entran en contacto con el fondo oceánico,
mientras que a profundidades menores que la mitad de la longitud
de onda, las órbitas son achatadas por la resistencia debida a la
fricción, pierden energía y se dice que la ola “siente el fondo”.
OLAS REALES:
Las olas reales se alejan bastante de las olas teóricas en las áreas
donde sopla el viento que las genera. En las áreas de generación
del oleaje hay una agitación aparentemente anárquica de la
superficie. Con vientos sobre 9º Beaufort se observan montañas
desordenadas de agua de alturas muy variables, sobre estas
grandes olas se forman otras más pequeñas.
Así, la estructura superficial del océano es el resultado de la superposición de varios trenes de olas que se
interfieren resultando depresiones y cumbres. La interferencia puede dar como resultado la anulación o un
reforzamiento del movimiento.
Cuando la profundidad es inferior a la mitad de la REFRACCIÓN Y REFLEXIÓN DEL OLEAJE AL LLEGAR
A LA PLAYA
longitud de onda, la ola empieza a ser influenciada
por el fondo que la hace sufrir deformaciones, que
son independientes de la dirección de propagación y
ocurre la rompiente.
Mientras que en alta mar las olas rompen su cresta
cuando aumentan su altura desproporcionadamente
con respecto a la base, y esto se debe
fundamentalmente a la acción fuerte y permanente
del viento sobre la superficie del agua, en aguas
poco profundas el rompimiento se produce cuando
la parte baja de la ola roza con el fondo, perdiendo
velocidad y por tanto inercia. La parte superior se
desplaza a mayor velocidad e inercia por lo que la
ola se hace asimétrica desplazándose el centro de
gravedad hacia delante rompiéndose el equilibrio de
fuerzas y se derrumbándose la parte alta de la ola.
Otras deformaciones consisten en la modificación de la dirección de propagación, las cuales generan
fenómenos de: refracción, reflexión y difracción.
INTENSIDAD, FETCH Y PERSISTENCIA:
El desarrollo y la intensidad de las olas se atribuyen a tres factores principales:
o La velocidad media del viento.
o La duración del tiempo en que actúa.
o La distancia sobre la que ha estado soplando el viento (fetch).
En la formación del oleaje interviene de forma primordial el viento. En ausencia de viento no existe mar a no
ser que se trate de la llamada mar tendida, también conocida como mar de fondo, que es el resultado de la
mar que se ha originado en otra zona o la que queda después del paso de un temporal.
En el oleaje intervienen tres factores determinantes:
INTENSIDAD: Como velocidad del viento reinante, a mayor viento mayor mar.
PERSISTENCIA: Entendida como el numero de horas que ha soplado el viento sobre la mar en la misma
dirección, a mayor numero de horas mayor altura de la ola.
FECHT: Palabra de origen ingles pero aceptada internacionalmente en el ambiente náutico y que define la
extensión rectilínea sobra la que sopla un viento con una dirección y fuerza constante.
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
24
Conocido el concepto de fetch, en un mapa isobarico como los
ZONAS DE FECHT ORIGINADOS POR UNA
vistos en el apartado 3.2 del presente temario, podemos
BORRASCA
determinar aquellas zonas donde se produce el fetch, este
corresponderá con una extensión oceánica a lo largo de la cual
las isobaras son sensiblemente rectas e igualmente
espaciadas, por ser en esa zona en la cual soplan vientos
fuertes de dirección constante que hace que se origine el
oleaje, por ello los limites del fetch coinciden con las regiones
en las que las isobaras cambian de dirección.
Cuando la mar se encuentra en calma y sobre ella empieza a
soplar una ligera brisa, rápidamente aparecen
sobre la
superficie del agua pequeñas ondas que se deshacen si el
viento cesa, las pequeñas olas se deshacen porque son más
débiles que la tensión superficial del agua marina. Pero si el
viento persiste, encuentra un soporte en estas ondas y las hace
crecer. Una vez formada, la ola ya no depende del viento, sino
de su propia gravedad: una ola cae en el seno de la ola que le precede y la onda o elevación se propaga sin
perder casi energía, ya que no mueve masa de agua. Si el viento aumenta su velocidad, las elevaciones
son mayores, crece la distancia entre las crestas y la velocidad de propagación. Desgraciadamente, el
tamaño de las olas no aumenta linealmente con la velocidad del viento sino de forma exponencial: las olas
generadas por un viento de 40 nudos no son el doble de grandes que las producidas por un viento de 20
nudos, sino que son 17 veces más grandes.
Cuando el viento arrecia violentamente, la distancia entre crestas se acorta y los frentes se hacen más
pendientes. Si la altura de la ola alcanza la séptima parte de la “longitud de onda” (distancia entre las
crestas), la ola no se sostiene y rompe porque no puede mantener su propia masa de agua. En ese
momento, toda la energía cinética acumulada a lo largo de muchas millas marinas por el viento se
transforma en transporte de agua. La cantidad de energía “liberada” es tan grande que destruye diques y
rompeolas moviendo bloques de hasta tres toneladas de peso.
Una tormenta lejana, originada en Terranova, crea las olas que se desplazan en dirección a Europa y que
se “pisan” unas a otras sumándose y acumulando energía. Los marinos conocen bien las agrupaciones de
olas (las Tres Marías), muy inestables, y que pueden llegar a las costas de Europa con tal altura que llegan
a romper al tocar la plataforma continental.
El fenómeno de las olas solitarias o gigantes, creadas por acumulación de varias más pequeñas, está
presente en todos los mares abiertos del mundo y pueden aparecer en un océano aparentemente tranquilo.
Si además se encuentran con una corriente marina contraria, entonces se acorta la longitud de onda y se
elevan peligrosamente. Un buen ejemplo de estos casos extremos aparece en el encuentro de la corriente
de las Agujas (costa de Sudáfrica) con las olas de los temporales antárticos que vienen a recalar frente a
Durban, entonces se forma la denominada “ola de Durban” peligrosa para los grandes petroleros, debido a
su pequeña longitud de onda a pesar de su considerable tamaño. Esto supone que sea difícil evitar el
sincronismo horizontal, pudiendo encontrarse el barco entre tres crestas consecutivas, sufriendo el casco
tremendos esfuerzos y contracciones.
Partiendo del fetch y con la mar desarrollada se elaboró una escala del estado de la mar, con
correspondencia para la escala de intensidad del viento (Beaufort) que vimos con anterioridad.
ESCALA DE DOUGLAS DEL ESTADO DE LA MAR
Grado
Denominación
Altura
Aspectos de la mar
Equiv. Beaufort
0
1
2
3
Calma
Rizada
Marejadilla
Marejada
0
0-0,2 m
0,2-0,5 m
0,5-1,25 m
0
1-2
3
4
4
Fuerte marejada
1,25-2,5 m
5
Gruesa
2,5-4 m
6
Muy gruesa
4-6 m
7
Arbolada
6-9 m
8
Montañosa
9-14
9
Enorme
Más de 14
La mar está como un espejo
Mar rizada con pequeñas crestas pero sin espuma
Pequeñas ondas cuyas crestas empiezan a romper
Olas pequeñas que rompen se forman frecuentes borreguillos
Olas moderadas de forma alargada. Se forman muchos
borreguillos
Se forman grandes olas con crestas de espuma blanca
La mar empieza a amontonarse y la espuma de las crestas es
impulsada por el viento
Olas altas. Densas bandas de espuma en la dirección del viento y
la mar empieza a romper. El agua pulverizada dificulta la
visibilidad
Olas muy altas con crestas largas y rompientes: la espuma va en
grandes masas en la dirección del viento y la superficie del mar
aparece casi blanca. Las olas rompen brusca y pesadamente.
Escasa visibilidad
El aire está lleno de espuma y agua pulverizada. La mar
completamente blanca. Visibilidad prácticamente nula
6
7
8-9
10-11
12
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
25
Al igual que existen cartas meteorológicas para la
previsión del tiempo también existen cartas que nos
muestran la previsión de oleaje para una
determinada zona geográfica, en Internet podemos
obtener alguna de estas previsiones, la más útil en
este caso es la que comprende toda la costa
Española en:
http://www.inm.es/wwc/indpuer1.html
3.8:
CORRIENTES
MARINAS:
GENERALIDADES, CLASES Y CAUSAS
QUE LAS PRODUCEN. CORRIENTES
GENERALES
EN
LAS
COSTAS
ESPAÑOLAS.
CORRIENTES
MARINAS:
GENERALIDADES,
CLASES Y CAUSAS QUE LAS PRODUCEN:
Las corrientes son desplazamientos de masas de
agua que se producen a nivel de superficie en
mares y océanos.
Hay diferentes causas o motivos que las producen:
 Diferencia de nivel entre mares y océanos, un ejemplo de este caso es la corriente entrante de
dirección Este que se origina en el Estrecho de Gibraltar debido a la diferencia de nivel de aguas
existente entre el Atlántico y el Mediterráneo.
 La fuerza de las mareas, origina una corriente entrante hasta la pleamar para continuar con la
vaciante hasta la hora de la bajamar y seguir repitiendo ese ciclo. Estas corrientes de marea pueden
llegar a ser muy fuertes en determinados puntos de la costa, un claro ejemplo es la zona Atlántica de
Galicia y de la Bretaña Francesa donde la diferencia de altura de la marea entre la plea y la baja es
muy apreciable.

Diferencia de densidad; igual que ocurría en las masas aire, la
diferencia de densidad entre masas de agua en contacto,
produce un movimiento entre estas que tiende a igualarlas y
equilibrarlas.

Empuje del viento; el viento es también un agente determinante
para la formación de las corrientes. Su actuación de forma
persistente sobre un área determinada de la superficie, origina
estos desplazamientos en las masas de agua.
ZONA DE FUERTES CORRIENTES
DE MAREA
La fuerza de Coriolis, debido al movimiento de rotación de la tierra,
hace que se desvíen de su trayectoria las corrientes, hacia la derecha
en el hemisferio Norte y hacia la izquierda en el hemisferio Sur.
Las corrientes de acuerdo con su naturaleza y características como
temperatura, densidad,
etc, van
a influir
y determinar
considerablemente el clima de la costa y zona próxima sobre la que
recalan.
Debido a la corriente del Golfo (Gulf Stream) y a su aporte de aguas
templadas que llegan a las costas Atlánticas y Cantábricas españolas,
el clima se hace más húmedo y templado diferenciándose con mucho
del de lugares que con la misma latitud se encuentran alejados de esta
corriente.
Por inercia y reacción, normalmente, cada corriente genera o trae consigo una contracorriente que puede
formarse al mismo o distinto nivel de la originaria y, generalmente, de dirección contraria y menor
intensidad.
Para medir las corrientes marinas se utilizan los correntómetros, instrumento que básicamente consiste en
una hélice con giro libre unida a un cuentarrevoluciones y una aguja magnética instalados en un lugar fijo al
fondo o anclado. En todo momento se tienen datos de la intensidad y dirección de la corriente. Con el
correntógrafo, se puede ver la evolución de estas características de la corriente en un tiempo determinado.
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
1. Corriente de Groenlandia
Oriental
16. Contracorriente Ecuatorial
2. Corriente del Labrador
17. Corriente de Somalía
3. Corriente del Atlántico Norte
18. Corriente de Agulhas
4. Corriente del Golfo
19. Corriente de Australia
Occidental
5. Corriente de Las Antillas
6. Corriente de las Canarias
26
PRINCIPALES CORRIENTES EN EL MUNDO
(el color rojo indica corrientes calientes, el azul corrientes
fría)
20. Corriente del Pacífico
Norte
21. Oyashio
7. Corriente Norecuatorial
22. Kuroshio
8. Corriente Sudecuatorial
9. Corriente de Guinea
23. Corriente de Australia
Oriental
10. Corriente de Brasil
24. Corriente de Alaska
11. Corriente de las Malvinas
25. Corriente de las Aleutianas
12. Corriente Circumpolar
26. Corriente de California
13. Corriente de Benguela
27. Corriente de Humboldt
14. Corriente del Monzón
Noreste
28. Corriente del Cabo de
Hornos
15. Corriente del Monzón
Suroeste
29. Corriente limítrofe de
la Antártica
Las corrientes de acuerdo con su naturaleza y características como temperatura, densidad, etc, van a influir
y determinar considerablemente el clima de la costa y zona próxima sobre la que recalan.
Debido a la corriente del Golfo (Gulf Stream) y a su aporte de aguas templadas que llegan a las costas
Atlánticas y Cantábricas españolas, el clima se hace más húmedo y templado diferenciándose con mucho
del de lugares que con la misma latitud se encuentran alejados de esta corriente.
Por inercia y reacción, normalmente, cada corriente genera o
CORRENTÓMETRO MECÁNICO
trae consigo una contracorriente que puede formarse al mismo o
distinto nivel de la originaria y normalmente de dirección
contraria y menor intensidad.
Para medir las corrientes marinas se utilizan los correntómetros,
instrumento que básicamente consiste en una hélice con giro
libre unida a un cuentarrevoluciones y una aguja magnética
instalados en un lugar fijo al fondo o anclado. En todo momento
se tienen datos de la intensidad y dirección de la corriente. Con
el correntógrafo, se puede ver la evolución de estas
características de la corriente en un tiempo determinado.
De esta manera por medio de los ”pilots charts” se puede
disponer de los valores medios para cada mes, en cada zona del
mundo, de la intensidad y dirección de la corriente. Este valor se
obtiene a partir de los valores registrados en los correntómetros
diariamente todo el año.
CORRIENTES GENERALES EN LAS COSTAS ESPAÑOLAS:
Estudiaremos la intensidad y dirección de las corrientes en las distintas costas que constituyen nuestro
litoral, dividiendo este en las siguientes zonas:
Costa Cantábrica:
La corriente general oceánica o del Golfo, cuando llega al Golfo de Vizcaya retorna hacia la costa de Galicia
con una componente Sudeste dividiéndose a la altura de esa costa en dos ramales. Uno que tiene dirección
Este y otro ramal con dirección Sur.
Este primero constituye la corriente del Cantábrico, es de poca intensidad y se ve afectada por la influencia
de los vientos fuertes de componente Oeste reinantes en invierno, entonces aumenta su intensidad de
forma considerable.
Costa de Galicia:
En esta región predomina la componente Sur de la corriente del Golfo que cuando se acerca a la costa
pierde intensidad. Debido a la acción combinada de los vientos reinantes en invierno, vientos del Oeste y
Noroeste, y las mareas entrantes, se produce una resultante de dirección E a tener en cuenta
Patrón de Yate: Módulo 2: Meteorología y Oceanografía
27
fundamentalmente para las embarcaciones de poco porte que naveguen por esta accidentada costa que las
empuja hacia ella.
Conviene consultar cuando se navegue próximo a estas costas el Anuario de Mareas para tener en
cuenta estas corrientes de marea que se generan.
Costa de Portugal:
La corriente general oceánica, como
hemos dicho se divide también en un
ramal de dirección Sur que predomina a lo
largo de esta costa. Viene a tener una
intensidad promedio anual de medio nudo,
aunque se ve afectada considerablemente
por efecto de los vientos atlánticos que
constantemente soplan en esta costa.
Las corrientes de marea en esta zona
tienen menos alcance a excepción de la
existente en la desembocadura del río
Tajo.
DIRECCIÓN E INTENSIDAD DE LAS CORRIENTES REINANTES
EN LAS COSTA DE LA PENÍNSULA
Golfo de Cádiz:
En esta parte llega a sus aguas la
continuación de la corriente de Portugal
que se desvía con un ramal hacia el
Estrecho, siguiendo una componente Este.
Cuando hay vendavales duros del
Suroeste, originan corrientes del Norte y
Noroeste en la bahía de Cádiz que
coincidentes con las pleamares hacen
subir la marea por encima de lo normal.
La corriente que hay en las proximidades de la entrada del Estrecho es de dirección constante del Este.
Estrecho de Gibraltar:
Es una zona en donde coinciden fuertes corrientes generales y de marea. La intensidad de esta corriente de
dirección Este es variable en intensidad, dependiendo de varios factores coincidentes. El factor más
importante es la regeneración o reposición del agua que por evaporación en el Mediterráneo se produce
constantemente. Se produce una corriente de entrada de agua que va desde el Atlántico al Mediterráneo, a
la que se puede sumar la correspondiente de la general oceánica y la generada por los vendavales y
temporales del 3º y 4º cuadrante, por estas razones se han registrado en esta zona corrientes de
componente Este mayores de 5 nudos.
Costas del Mediterráneo:
Comenzando de Este a Oeste, una vez dejado el Estrecho, las corrientes disminuyen en intensidad, con un
promedio anual de 2 nudos, y con dirección en el abanico comprendido desde el ENE hasta el ESE.
Desde Málaga a Cabo de Gata existe una corriente media de 1 a 2 nudos de dirección media del Este.
Desde Cabo de Gata a Cabo de Palos, su intensidad decrece a la mitad y la dirección Este-Sudeste.
Desde Cabo de Palos a Cabo de San Antonio, la corriente se divide en dos direcciones una que entra hacia
el Golfo de Valencia y otra que se dirige al Este-Sudeste dirección al Sur de las Baleares.
En la costa Catalana la corriente predominante es una de componente SSW que la recorre hasta
encontrarse en el Golfo de Valencia con la entrante de dirección Este.
En el Golfo de León, los vientos predominantes de componente Norte y Oeste originan una corrientes de
dirección Sur y Sudeste que fluyen entre las Baleares para continuar después uniéndose a la general del
Este.
Costa de Marruecos y Canarias:
Entre el Estrecho y las Islas Canarias, siguiendo un recorrido paralelo a la costa atlántica de Marruecos, hay
una corriente del Sudoeste con una intensidad media de 1 nudo.
Entre las Islas Canarias y África la corriente del SW llega a aumentar hasta alcanzar 4 nudos.
Entre las Islas existe una predominante del SW que oscila entre 1 y 1,5 nudos, en época de alisios (vientos
del Nordeste) puede girar a Oeste y Noroeste.