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ESCUELA NÁUTICA DE CATALUNYA Patrón de yate

METEOROLOGÍA

Patrón de yate

Temario:

2.1 Isobaras

2.2 Frentes, Borrascas y Anticiclones

2.3 Viento

2.4 Humedad

2.5 Nubes

2.6 Nieblas

2.7 Olas

2.8 Corrientes marinas

Real Decreto 875/2014 de 10/10/2014 válido a partir del 11/01/2015. B.O.E. 247 de 11/10/2014

Unidad Teórica 2. METEOROLOGÍA Página 1


2. Meteorología 2.1 Isobaras

2.1.1 Definición y utilidad del gradiente horizontal de presión

Las isobaras son las líneas que resultan de unir los puntos que tienen la misma presión. Todos estos puntos deben estar a una misma elevación o reducidos a una misma altura.

ISALOBARAS

Son las líneas que unen puntos de igual tendencia barométrica. Se llama tendencia barométrica al valor de la variación de la presión en el lapso de tiempo que separa dos observaciones consecutivas, suele ser de tres horas.

Gradiente de presión Supongamos dos Isobaras horizontales. Llamando dz al intervalo de altura entre dos Isobaras y dp a la diferencia de presión entre las mismas, el gradiente de presión será el cociente dp y dz y se expresa así Gp o sea que:



EJEMPLO

Normalmente ocurre que las Isobaras no son horizontales y paralelas a la superficie terrestre sino oblicuas a ella y la cortan, tomando, en su intersección con la tierra, las líneas Isobaras de superficie que se representan en los mapas del tiempo.

Por lo tanto lo que nos interesa principalmente conocer no es el gradiente máximo Gp, sino que es el gradiente horizontal de la presión (Gph) y lo podemos definir como el cociente entre la diferencia de presión entre dos Isobaras (se suelen tomar de 4 en 4 mb) y la distancia dx que las separa (la mínima distancia) sobre la superficie terrestre.

En meteorología, la distancia se cuenta en unidades de grado. Así si dx = 90'(millas) lo tendremos que pasar a grados para poder calcular el gradiente horizontal de la presión: dx =90 millas = 1,5º. Ya que 1º geográfico es igual a 60 millas marinas.

Su utilidad radica en que el gradiente horizontal determinará las características del movimiento de la masa de aire de mayor a menor presión, es decir, la velocidad del viento, siendo mayor, mientras mayor sea el gradiente y viceversa. Por tanto, mientras más próximas estén las isobaras, mayor será la intensidad del viento.



2.2 Frentes, Borrascas y Anticiclones

2.2.1 Definiciones de frente cálido, frente frío y frente ocluido

En primer lugar nos referiremos a que una masa de aire es una zona de la atmósfera (troposfera) cuyas propiedades físicas, singularmente temperatura y humedad, se mantienen más o menos homogéneas en una región muy extensa y en sentido horizontal. Para definir una masa de aire lo haremos en función de sus dos elementos básicos: temperatura y humedad. Atendiendo al criterio térmico, clasificamos las masas de aire en:

Masas de aire frío: Aquellas cuya temperatura es inferior a la del suelo sobre el que reposa. Se caracteriza por su inestabilidad, con oscilaciones irregulares de la presión, vientos racheados, nubosidad en forma de cúmulos y cumulunimbus y precipitaciones violentas y temporales. La visibilidad es muy buena.

Masas de aire cálido: Son las que descansan sobre suelos más fríos que ellas. Se caracterizan por la nubosidad estratiforme, vientos constantes de poca intensidad, lluvias débiles y con posibilidades de niebla. La visibilidad suele ser regular o poca.

Por su situación geográfica según la temperatura se pueden dividir en: aire ártico, aire polar, aire subtropical y aire ecuatorial. Y según la humedad en continental y marítimo.

Como las masas de aire están animadas de una cantidad determinada de energía cinética, al desplazarse se van influenciando en su recorrido, por lo que, dependiendo del tiempo que haga que ha abandonado su zona manantial (edad), y los lugares por los que haya transitado (recorrido), sus características iniciales de temperatura y humedad, se verán modificadas en función de la edad y el recorrido.



Frentes

La separación entre dos masas de aire de características térmicas diferentes, es una zona estrecha (de 10 a 15millas) llamada superficie frontal. La intersección de esta superficie con el suelo se conoce por frente. Esta denominación se emplea por su mayor brevedad, para designar a las superficies frontales.

Los frentes son zonas de contrastes acusados de temperatura, humedad, presión y vientos, que dan lugar a frecuentes chubascos y núcleos tormentosos. La figura anterior corresponde a las principales zonas frontales del hemisferio norte en invierno, en sus posiciones medias. En verano, los contrastes entre las masas de aire son menos acusados y los frentes se difuminan, retirándose hacia altas latitudes. Los frentes no son fijos, tanto en posición geográfica como en forma y dimensiones. Dentro de la Meteorología, un aspecto importantísimo es su localización y la previsión de sus futuras posiciones. Superficies frontales, son las superficies de discontinuidad en el campo de la temperatura, de dos masas de aire. Frente es por tanto la intersección de una superficie frontal con la Tierra.

FRONTOGÉNESIS Y FRONTOLISIS

La frontogénesis es el proceso de la formación de un frente.

La frontolisis es el conjunto de factores que contribuyen en la desaparición de un frente.



CICLOGÉNESIS

En la figura siguiente observamos en (a), dos masas de aire, una fría que sopla del NE, por tanto al proceder de latitudes altas es más fría y otra más cálida que procede del SW. En el encuentro de ambas masas se crea una línea de discontinuidad.

En la figura (b) observamos que al tener el aire frío más energía cinética, hace una inflexión en la masa de aire caliente.

La masa fría va avanzando y desplazando al aire caliente, penetrando por debajo de éste y se crean así los dos frentes, frío y cálido.

En el punto de inflexión (c) se crea un mínimo de presión y de esta forma empieza a crearse una borrasca cuyo mínimo de presión se encuentra en "B".

Conclusiones:

a) La velocidad del frente frío es mayor que la velocidad del cálido. Tiene más energía cinética porque la densidad del aire frío es mayor que la del cálido.

b) El frente frío alcanzará al cálido (d) creándose una oclusión (frente ocluido).

c) Después de producirse la oclusión la borrasca desaparece. d) Una borrasca joven es cuando el frente frío y cálido están muy separados.

e) Cuando se produce la oclusión la borrasca (los frentes se juntan) es vieja y no tiene energía, tiende a desaparecer.

f) Las isobaras entre el frente frío y cálido son líneas rectas. (c).



FRENTE FRÍO

Se forma al encontrarse una masa de aire frío que tiene un desplazamiento dado con una masa de aire cálido que está estancada.

La masa de aire frío en su desplazamiento hace que la masa cálida ascienda al ser la densidad del aire frío mayor que la del cálido. El aire cálido es húmedo y en su ascenso va disminuyendo su temperatura con lo cual se condensa, creando nubes de desarrollo vertical (Cúmulos y Cumulonimbos). La temperatura baja y la presión asciende rápidamente.

El frente frío se representa en los mapas del tiempo por una línea de triángulos azules que señalan la dirección de su desplazamiento.

FRENTE CALIDO

Se forma al encontrarse una masa de aire cálido que tiene un desplazamiento, con una de aire frío que está estancada.

La masa cálida en el encuentro sube, pues el aire frío queda en la superficie por ser más denso.



El aire cálido se ve obligado a ascender, pero de una forma no tan violenta como en el frío. En este ascenso se condensa y forma nubes del tipo estratiforme. (Nimboestratos y Altoestratos). La temperatura asciende y la presión baja.

El frente cálido se representa en los mapas del tiempo por una línea de semicírculos rojos que señalan la dirección de su desplazamiento.

FRENTE OCLUIDO

Es en el momento que un frente frío alcanza a un frente cálido porque su velocidad es mayor. Podemos tener frentes ocluidos de frente frío ó cálido.

Oclusión fría: Es cuando detrás del frente frío el aire es más frío que el de delante del frente cálido.

Oclusión cálida: Es cuando el aire que está detrás del frente frío es menos frío que el de delante del frente cálido.

Oclusión sin especificar: cuando la diferencia de temperatura entre ambas masas que se encuentran no se puede determinar

El frente ocluido se representa en los mapas del tiempo por una línea de semicírculos rojos y triángulos azules alternados que señalan la dirección de su desplazamiento.



2.2.2 Anticiclones y Borrascas. Tiempo asociado

En la figura siguiente se ha representado un anticiclón y una borrasca con sus respectivas secciones de las superficies isobáricas y de sus líneas Isobaras.

Cuando las presiones van aumentando a medida que nos aproximamos al centro del campo isobárico, es que nos encontramos ante un anticiclón, por el contrario, cuando las presiones van disminuyendo, se le denomina borrasca, depresión o ciclón extratropical. Los primeros se representan con una A (H en inglés) y los segundos con una B (L en inglés), colocada en ambos casos en el centro de su campo isobárico. Por lo tanto, el relieve de las superficies isobáricas es comparable al relieve topográfico del terreno. Los anticiclones equivalen a montañas y las depresiones a valles; las zonas de altas presiones a mesetas; los pantanos barométricos a llanuras, etc.

FORMAS ISOBÁRICAS PRINCIPALES Depresión: Es el nombre dado a un sistema de bajas presiones. Se conoce por Borrasca, Baja y Ciclón (extratropical). Se indica por una B. Sus vientos se caracterizan por rolar en dirección contraria a las agujas del reloj en el hemisferio N y en la misma dirección de las agujas del reloj en el hemisferio S.



Depresión secundaria: Es un pequeño mínimo barométrico que aparece en las proximidades de uno principal y, en ocasiones acaba uniéndose a éste, o se ensancha y profundiza pasando a ser principal. Vaguada: Es una formación de bajas presiones en forma de V que penetra entre dos altas. Anticiclón: Se llama así a un sistema de altas presiones. Se indica por una A. Sus vientos rolan como las agujas de un reloj en el hemisferio N y al contrario en el S. (Al contrario de como lo hacen las Borrascas).

Tiempo asociado

IDEA DE LOS EFECTOS DE UN ANTICICLÓN Y DE UNA BORRASCA Y DEL TIEMPO ASOCIADO

ANTICICLÓN A (Área de altas presiones)

BORRASCA B (Área de bajas presiones)

Síntomas de buen tiempo. Síntomas de mal tiempo Ocupa mayor superficie que la borrasca. Menor extensión. La presión aumenta de la periferia al centro. Decrece la presión de la periferia al centro. Temperatura disminuye. Temperatura aumenta. Viento en calma o brisas Lluvias, viento y tiempo variable

Desplazamiento de los frentes: Observando dos informaciones consecutivas se determina la trayectoria y velocidad. Si no es así se dará una velocidad media de 30 nudos en dirección WSW al ENE. Los frentes fríos se desplazan a mayor velocidad que los calientes. Dirección viento: Altas en sentido agujas reloj, y al contrario en las Bajas. Forma un ángulo de 25 grados con las isobaras, hacia fuera en las altas y hacia dentro en las bajas. (En H. Norte). Intensidad viento: Depende del gradiente de presión, cuanto más juntas estén las isobaras mayor gradiente, más intensidad. Anticiclón: Vientos Flojos / Poca o ninguna Nubosidad / Posibles Nieblas / Sin lluvia o lluvia escasa / Tiempo estable. Borrasca: Vientos / Nubosidad / No hay niebla / Lluvia - Chubascos.



EFECTOS A TENER EN CUENTA

Ya que los anticiclones ocupan gran extensión, el gradiente de presión es pequeño, mientras que en las borrascas el gradiente es grande. El viento está ligado al gradiente de presión, a mayor gradiente más violento es el viento.

Los anticiclones prácticamente permanecen quietos, las borrascas se desplazan con rumbos de componente ESTE, en el hemisferio Norte, a una velocidad de 15-30 n.

Los vientos en superficie, forman un ángulo aproximado de 25-30 grados con las isobaras, hacia el interior en las bajas y hacia el exterior en las altas..

Situación Presión Viento Nube Visibilidad Precipitación "A" 970 SW NS Mala Lluvia "B" 969 W Cb Mala Chubascos "C" 972 W - Buena -

Efectos meteorológicos de los frentes



FRENTE CALIDO (ALCANCE 600’) FRENTE FRIO (ALCANCE 50’) Variable Meteorológica Antes Presente Después Antes Presente Después Presión Baja Cesa Estable Baja Sube Sube Temperatura Sube Sube Estable Estable Baja Estable Dirección vto. S/SW Rola SW/W W/SW Rola NW Humedad relativa Aumentando Sube

bruscamente Elevada Elevada Disminuye bruscamente Disminuye

Nubosidad Ci/As/St Ns St - Cb y Cu Cu Precipitación Lluvia Lluvia Llovizna - Chubascos Lluvia y cesa Visibilidad Buena Mala Regular Regular Mejora Muy buena



2.3 Viento

Es el aire en movimiento. Consideramos viento a la traslación horizontal de una masa de aire. La traslación vertical no se conoce como viento sino que responde a la denominación de corriente vertical o convectiva. El origen del viento hay que buscarlo en las variaciones de temperatura y de presión que experimentan las diferentes masas de aire. Son varios los factores que intervienen en la formación del viento, pero la causa primaria es la diferencia de presiones existente en las masas de aire. La atmósfera no está en equilibrio pero tiende a ello por medio de la circulación del aire. Los componentes que intervienen en la formación del viento son los siguientes:

1. Diferencia de presión o gradiente horizontal de presión 2. Gravedad terrestre 3. Rotación de la Tierra 4. Curvatura de las isobaras 5. Rozamiento

2.3.1 Definiciones:

• VIENTO DE EULER: Es el viento que se genera únicamente por diferencia de presión. Las masas de aire se moverán de mayor a menor presión, en sentido perpendicular a las isobaras, buscando el equilibrio. Se trata de un viento ficticio o ideal, que no existe realmente. Para ello la Tierra debería estar estática, sin rotación, y tampoco existirían otras fuerzas, como la centrífuga, el rozamiento o la gravedad.

• VIENTO GEOSTRÓFICO: La masa de aire que pretende trasladarse de mayor a menor presión, según el viento de Euler, se ve afectada, a causa de la rotación de la Tierra, por el efecto desviador de la fuerza de Coriolis. En latitudes bajas, la velocidad lineal de una masa de aire que rote con la Tierra es mayor que en latitudes altas, a causa del mayor radio de la esfera terrestre cuanto más cerca del ecuador. Si una masa de aire, en el hemisferio Norte, pretende moverse por diferencia de presión desde bajas a altas latitudes, al estar animada por una mayor velocidad lineal, experimentará una desviación hacia la derecha en el sentido de su avance, como expresión de la conservación de la energía. Lo mismo ocurrirá si el movimiento fuera desde altas a bajas latitudes, en cuyo caso, también girará hacia su derecha al estar animada por una cantidad de movimiento inferior a la de las masas de menor latitud. En el hemisferio Sur el proceso será inverso, es decir, cualquier masa de aire experimentará una desviación hacia la izquierda según su avance natural. Por tanto, si al viento de Euler se le añade la fuerza de Coriolis, el viento resultante será el viento Geostrófico, cuya dirección será paralela a las isobaras.



• VIENTO DE GRADIENTE: Si las isobaras, como es frecuente, son circulares, aparece una nueva fuera, la fuerza centrífuga que tienda a dirigir el movimiento de la masa de aire hacia el exterior del radio de giro. En el caso de las bajas presiones, en las que el gradiente de presión va en dirección contraria a la fuerza centrífuga, se restará la intensidad del movimiento, mientras que en el caso de altas presiones, se sumará, al ir ambas fuerzas en el mismo sentido. No afectará, por tanto, en ningún caso, a la dirección, pero sí a la intensidad. Si sumamos al viento geostrófico el efecto de la fuerza centrífuga, obtenemos el denominado viento de Gradiente.

• VIENTO CICLOSTRÓFICO: La magnitud de la fuerza centrífuga es, en general, pequeña, y solo adquiere verdadera importancia en los casos de vientos que se mueven a gran velocidad siguiendo trayectorias muy curvadas (es decir, en las proximidades de un sistema de bajas presiones muy intenso). Podemos encontrar dos casos especiales: los ciclones tropicales, próximos al ecuador, donde puede despreciarse la fuerza de Coriolis y, en segundo lugar, los fenómenos locales depresionarios de gran intensidad, como los tornados y las trombas marinas, caracterizados por vórtices de diámetro muy pequeño. En estas condiciones, cuando el fuerte gradiente de presión proporciona la aceleración centrípeta necesaria para que el flujo sea paralelo a las isobaras, es decir, cuando se produce el equilibrio entre el gradiente de presión y la fuerza centrífuga, el viento se denomina viento ciclostrófico.

• VIENTO ANTITRÍPTICO: Cuando el viento fluye sobre la superficie terrestre sufre un rozamiento contra él que le frena. Es decir, sufre una aceleración tangencial. El viento es frenado en las capas bajas, sobre tierra firme, no alcanzando a menudo más que el 50% del valor calculado para el viento de gradiente. Sobre el agua alcanza alrededor del 90% de dicho valor. También varía la dirección del viento porque las condiciones de equilibrio son modificadas por una nueva fuerza, como es el rozamiento. En función del tipo de superficie, el viento resultante cortará a las isobaras con un ángulo que puede variar de 10º a 40º. Como consecuencia, el viento sigue una trayectoria en espiral de mayor a menor presión. Se denomina viento Antitríptico aquél en el que el rozamiento predomina sobre los demás efectos, siendo por tanto despreciable el parámetro de Coriolis.

2.3.2 Vientos característicos del Mediterráneo y Atlántico oriental

El origen de la denominación de los vientos en el mediterráneo tiene que ver con los puntos cardinales. Si imaginamos una posición intermedia entre las islas de Malta y Creta, donde coinciden el paralelo de 36º N y el meridiano de 020º E, nos encontraremos situados en el epicentro de referencia que históricamente dio origen a las direcciones de las que procedían los vientos. Esa forma de denominarlos, con pequeñas modificaciones a lo largo del tiempo, ha llegado hasta nuestros días y las direcciones de procedencia siguen manteniendo su denominación a pesar de no estar situados en el punto original.



Mediterráneo occidental:

• Tramontana: N • Mistral: NW • Gregal: NE • Levante: E • Poniente: W • Siroco o Xaloc: SE • Lebeche o Garbí: SW • Mediodía, Solano o Migjorn: S

Dependiendo de a qué zona concreta nos refiramos, esos nombres se particularizan pudiendo variar la denominación de alguna de ellos.

Mediterráneo central y oriental:

• Bora: N/NE, en el Adriático • Meltemi/Etesios: N, en el Egeo • Khamsim: SE, es el Siroco de Egipto

Atlántico oriental:

• Poniente: W • Alisios: NE, en las Islas Canarias • Ábrego: SW • Galerna: dirección variable, en el Cantábrico y Golfo de Vizcaya



2.4. Humedad

El agua es la sustancia que de forma natural se puede encontrar en la atmósfera en los tres estados: sólido, líquido y gaseoso. En estado sólido en forma de hielo, nieve o granizo; como líquido en las nubes y la lluvia; y como gas, en forma de vapor de agua, formando parte del aire que respiramos. El contenido de vapor de agua en la atmósfera es muy variable, pudiendo oscilar entre el 0% y el 4% en volumen, dependiendo del momento y de la situación geográfica. A pesar de ser tan escaso en términos comparativos, juega un papel muy importante en el balance térmico y en la formación de los fenómenos meteorológicos. Los océanos, mares, lagos y ríos, constituyen la fuente principal de producción del vapor de agua, básicamente a través del proceso de evaporación. Este vapor de agua que se almacena en la atmósfera se está perdiendo continuamente en forma de lluvia, nieve, rocío, etc. y, de este modo, se mantiene el equilibrio. Para que el agua líquida cambie de estado y se convierta en gas (vapor de agua) hace falta factores favorecedores:

• Temperatura: la velocidad de evaporación es proporcional a la temperatura. • Grado de saturación del aire: habrá más evaporación si el aire es seco y menos

con aire más húmedo. • Velocidad del viento: si aumenta la velocidad del viento, aumenta la evaporación,

porque el aire húmedo es arrastrado por otro más seco. • Composición del agua: la evaporación varía inversamente con la salinidad del

agua. El agua del océano se evapora más lentamente que el agua dulce. • Superficie de evaporación: en dos volúmenes de agua iguales, la evaporación será

más rápida en el que ocupe una extensión mayor. 2.4.1 Conceptos de humedad absoluta, relativa y punto de rocío: Humedad absoluta: Es el peso en gramos del vapor de agua contenido en 1 m3 de aire. Humedad relativa: Es la relación entre la cantidad de vapor de agua que contiene el aire en un momento dado y la máxima que podría contener a la misma temperatura. Se expresa en %. Si la cantidad de vapor de agua contenido en una masa de aire es el máximo que ésta puede contener, diremos que la humedad relativa (Hr) = 100%, o lo que es lo mismo, que la masa de aire está saturada. Una masa de aire podrá contener más humedad, mientras mayor sea su temperatura.

Hr = peso del vapor de agua/peso del vapor de agua saturado (multiplicado por 100)

Si en lugar de medir la cantidad en gramos medimos la presión -llamada también tensión- de vapor contenida en una masa de aire respecto a la máxima que puede llegar a tener a la misma temperatura, definiremos la humedad relativa como la relación entre la tensión actual y la tensión saturante de vapor de agua.



La saturación de una masa de aire se puede producir por dos factores: adición de vapor de agua hasta llegar al 100% de humedad relativa, o bien, disminuyendo la temperatura de una masa de aire, originalmente no saturada, hasta el punto en que la humedad relativa alcance el 100%.

Punto de rocío: Es la temperatura a la cual una masa de aire se satura, es decir, cuando su humedad relativa es del 100%. Instrumentos de medida: para determinar directa o indirectamente la humedad relativa:

• Psicrómetros • Higrómetros • Higrógrafos

2.5 Nubes

l ciclo hidrológico de la atmósfera es el siguiente:

• El Sol calienta el agua • Se produce la evaporación • Al ascender la masa de aire se enfría y si alcanza la temperatura del Punto de

rocío, se forma la nube por condensación

Todas las nubes se forman por enfriamiento de una masa de aire que, al ascender, se enfría hasta alcanzar el punto de rocío. Para que se formen necesitan:

• una masa de aire húmedo • un enfriamiento • existencia de núcleos de condensación (partículas sólidas en suspensión, capaces

de absorber humedad -higroscópicas-)

2.5.1 Clasificación:

Según sea su proceso de formación, tendremos:

• Nubes convectivas: a causa de la desigual absorción de calor por la superficie terrestre, se forman corrientes verticales ascendentes. Se forman nubes de desarrollo vertical (cúmulos y cumulonimbos).

• Nubes orográficas: se forman en las crestas de las montañas. Si una masa de aire asciende por la pendiente del terreno y antes de llegar a la cumbre alcanza el punto de rocío, se forma la nube. Dependiendo de la pendiente orográfica, se formarán nubes de desarrollo vertical o de tipo estratiformes.

• Nubes de advección: cuando una masa de aire caliente y húmeda se traslada sobre otra de aire frío, el aire caliente comienza a enfriarse y si posee la suficiente humedad, habrá condensación y aparecerá la nube. Suele ser, normalmente, nubes de tipo estratiforme.



• Nubes por turbulencia mecánica: la fricción entre una masa de aire y la superficie de la tierra es una de las causas de la turbulencia. Cuanto mayor sea el viento y más accidentado sea el terreno, mayor será la turbulencia. La turbulencia puede ascender masas de aire húmedo y llega a condensarse. Suele ser del tipo estratos o estratocúmulos.

• Nubes frontales o convergencias: una masa de aire frío alcanza una masa de aire cálida y la hace ascender. Se forman nubes de desarrollo vertical.

Según su forma, podemos distinguir:

• Nubes en montones: cúmulos • Nubes en capas: estratos • Formas intermedias (nubes en capas de montones): estratocúmulos

En función de la altura de su base podemos distinguir:

Nubes altas: La base a una altura superior a 6000 m. (Cirros, cirrostratos y Cirrocúmulos).

Nubes medias: Se encuentran entre los 2000 y los 6000 m. (Altostratos y Altocúmulos).

Nubes bajas: Tienen una altura inferior a 2000 m. (Estratos, Estratocúmulos y Nimboestratos)

Nubes de desarrollo vertical: Tienen la base a baja altura y llegan hasta 12000 y más metros. (Cúmulos y Cumulonimbos)



Nubes blancas y transparentes que presentan un aspecto de filamentos largos y delgados. Están compuestas de cristales de hielo.

Forman una capa casi continua que presenta el aspecto de una superficie con arrugas finas y formas redondeadas como pequeños copos de algodón.

Tienen la apariencia de un velo que generalmente cubre todo el cielo. Suele producir un halo en el cielo alrededor del Sol o de la Luna.

Parecen copos de tamaño mediano y estructura irregular, con sombras entre los copos. Presentan ondulaciones o estrías anchas en su parte inferior. Los Altocúmulos suelen preceder al mal tiempo producido por lluvias o tormentas

Capas delgadas de nubes con algunas zonas densas. Presentan un aspecto uniforme de nubes que cubre todo el cielo. El Sol y la Luna también pueden brillar a través de los Altostratos, pero se ven borrosos. Generalmente presagian lluvia fina y pertinaz.



Son nubes uniformes, de color gris, que cubren todo el cielo, sin que se pueda observar una estructura definida o regular. Los estratos generalmente parecen niebla que no llega a tocar el suelo. Se les asocia con neblinas ligeras o llovizna.

Son nubes bajas, pesadas, de color gris. Presentan ondulaciones amplias, parecidas a cilindros alargados, pudiéndose presentar como bancos de gran extensión. Rara vez aportan lluvia, salvo cuando se transforman en Nimbostratos.

Tienen un aspecto de una capa regular de color gris oscuro con diversos grados de opacidad. Tienen una base irregular y con frecuencia se observa un aspecto ligeramente estriado que corresponde a diversos grados de opacidad. Son nubes típicas de lluvia.

Son nubes esponjosas de color blanco o gris y parecen copos de algodón flotando en el cielo. Tienen un margen bien definido y una base plana. Generalmente, la base se encuentra a una altura aproximada de 1000 metros. Pueden estar asociadas al buen o al mal tiempo. Las nubes más blancas, Cúmulus humilis, están asociadas al buen tiempo. Los Cúmulus congestus, de color grisáceo, están asociados al mal tiempo. Su parte superior parece una coliflor y pueden generar tormentas y aguaceros intensos

Una nube Cumulonimbo puede alcanzar más de 10.000 metros de altura. A esta altura, los fuertes vientos aplanan la punta de la nube en forma de yunque. Son de gran tamaño y apariencia masiva, con un desarrollo vertical muy marcado que presenta en la parte superior forma de hongo de grandes dimensiones. Pueden tener cristales de hielo de gran tamaño. Los Cumulonimbos son las nubes típicas de tormenta, generando chubascos intensos de lluvia y granizo, con aparato eléctrico.



2.6 Nieblas

La niebla se define como una nube en contacto con la superficie o a muy poca altura que restringe la visibilidad a valores inferiores a 1.000 metros. Es, por tanto, una nube a nivel de superficie. La neblina es más tenue que la niebla y se define cuando la visibilidad esté comprendida entre 1.000 metros y 2.000 metros. La bruma es cuando la visibilidad está comprendida entre 2.000 y 10.000 metros. Tanto la niebla como la neblina y la bruma tienen en común su proceso de formación que culmina en la aparición de gotas de agua en suspensión, es decir, la condensación. Como en el caso de las nubes, para que se produzca la condensación, es preciso que se den dos condiciones: que la masa de aire esté saturada y la existencia de núcleos higroscópicos, constituidos por partículas sólidas microscópicas en suspensión. La calima es un fenómeno que afecta a la visibilidad del aire, pero no a causa de la condensación, sino como consecuencia de la opacidad del aire producida por partículas sólidas en suspensión, como polvo, arenas, sales marinas y productos de combustión. 2.6.1 Clasificación según su proceso de formación:

Nieblas de enfriamiento:

Nieblas de radiación.- Debido al enfriamiento del terreno, se enfría por radiación el aire que hay sobre él. Suele suceder sobre tierra, ya que la mar apenas tiene variación diurna de temperatura. Sin embargo, en algunos casos la pueden producir las corrientes frías como la Corriente del Labrador al llegar a zonas más cálidas. Las nieblas así producidas sobre tierra algunas veces se desplazan sobre la mar. Y se observa con bastante frecuencia en los puertos, desembocaduras y estuarios de los ríos.



Nieblas de advección.- Es debido a una masa de aire que se desplaza sobre una superficie relativamente más fría que ella. Es la que generalmente se da sobre el mar (Niebla de mar).

Nieblas orográficas.- También llamadas de montaña. Cuando el aire es forzado a subir contra la ladera de una montaña formándose la niebla por enfriamiento.

Nieblas de vapor:

Nieblas de vapor.- Cuando el mar está más caliente que el aire que hay sobre él, suministra calor y vapor de agua al segundo lo que incrementa la evaporación. El aire se satura por adición de vapor formándose la niebla que recibe el nombre de mar de humos o niebla fumante. Alcanzan poco espesor.

Nieblas frontales.- Cuando la lluvia que se origina procedente de la capa de aire templado cae a través de una capa de aire más frío que está próxima a la superficie del mar, las gotas de agua se evaporan saturando el aire frío y produciendo la niebla la cual es de tipo transitorio, y afecta a una zona de unas 50 millas como máximo.

Nieblas de mezcla

Nieblas de mezcla.- Cuando dos masas de aire, una húmeda y templada y la otra fría y seca se unen a un mismo nivel, la húmeda y templada se satura a causa de la bajada de temperatura ocasionada por la segunda, formándose la niebla. Suelen formarse a una cierta altura, descendiendo en forma de bancos densos y de mucho espesor.

2.6.2 Previsión a bordo mediante un psicrómetro

Psicrómetro: es un tipo de higrómetro, es decir, sirve para medir la humedad relativa de una masa de aire. Consta de dos termómetros, uno de bulbo seco y otro en el que el bulbo está en contacto con una muselina que está en un recipiente de agua. Al producirse la evaporación, el agua se enfría y, por tanto, el termómetro húmedo marcará una temperatura menor que el seco. La diferencia entre ambos termómetros permitirá consultar en las tablas psicométricas el valor de la humedad relativa y permitirá obtener también la temperatura de punto de rocío..



Conociendo la temperatura del termómetro seco y del húmedo podemos obtener la temperatura de punto de rocío, sin la ayuda de las tablas, mediante una simple operación:

Temperatura Punto Rocío = Th - (Ts-Th)

Por ejemplo, supongamos que obtenemos una temperatura del termómetro seco (Ts) = 22º y del termómetro húmedo (Th) = 18º.

Aplicando la fórmula tendremos:

Pr = 18 - (22-18) = 14º

Conociendo la temperatura del punto de rocío y la temperatura del agua de mar de forma periódica, podremos predecir la posibilidad de aparición de niebla.

Colocando en un eje de coordenadas los valores del Punto de rocío y del agua de mar en una sucesión temporal, obtendremos la curva representativa de la variación térmica de ambos elementos. Si la tendencia es a cruzarse, como en el ejemplo, se producirá la niebla. Es decir, si la temperatura del agua de mar desciende por debajo del punto de rocío, puede tenerse la certeza de formación de niebla.



2.6.3 Dispersión de la niebla

Las causas principales son:

Aparición de vientos fuertes que al mezclar aire seco hacen necesario una temperatura menor para la existencia de niebla.

Cambio de la dirección del viento. Aparición de un viento más cálido y seco. Al pasar la niebla sobre una corriente marina superficial más cálida. Debido al calentamiento producido por el Sol, entonces la tierra se caldea, su calor

se irradia a la atmósfera y entonces para que siguiera existiendo la niebla será necesario mayor contenido de humedad.



2.7 Olas

2.7.1 Formación de las olas

El oleaje es un movimiento periódico en la superficie del mar, que se propaga a una velocidad determinada, pero sin transporte de la masa de agua. Cuando un viento se entabla sobre una extensión marítima, empieza por rizar su superficie, produciendo en ella pequeños valles y crestas, de manera que la acción continuada de dicho viento ejerce una presión sobre las caras situadas a barlovento de las crestas.

FORMA DE LAS OLAS

El perfil del oleaje es la sección vertical de la ola, paralela a su sentido de propagación.

Tal sección se identifica con la curva llamada trocoide, que puede definirse como la engendrada por un punto que gira con velocidad uniforme alrededor de otro, al mismo tiempo que se traslada paralelamente a una recta.

En lo que antecede nos hemos referido a una ola simple; sin embargo el oleaje real presenta un perfil más irregular, debido a que la mar es un espectro en el que está presente un gran número de olas simples o componentes.

CLASES DE OLAS

Mar de viento: Se crea al soplar el viento en una determinada zona, la cual se conoce como zona generadora. Se caracteriza por la presencia de olas agudas y de longitud de onda generalmente corta o moderada, sobre las cuales se forman otras más pequeñas. Su altura no es regular.

Mar tendida o mar de fondo: Es la producida en una zona alejada y que se ha propagado hasta donde nos encontramos. Es una mar de oleaje regular y de longitud de onda muy superior a su altura, sus crestas son redondeadas y no rompen nunca en alta mar. También recibe este nombre la mar de viento que queda, desaparecido éste.



2.7.2 Definición de longitud, período y altura

La parte más alta de una ola recibe el nombre de cresta y la más baja de seno. El nivel medio del mar es más bajo que el promedio entre cresta y seno.

Longitud de la ola: Es la distancia horizontal entre dos crestas sucesivas en el sentido de su desplazamiento, medido en metros. La mar de fondo se caracteriza por grandes longitudes de onda mientras que la mar de viento lo hace por su pequeña longitud de onda. Altura de la ola: Es la distancia vertical entre cresta y seno, medido en metros. Período: Es el tiempo transcurrido entre el paso de dos crestas consecutivas, por un punto fijo. Es decir, el tiempo que tarda en recorrer una ondulación a una distancia igual a su longitud de onda, medido en segundos. Amplitud: Es la mitad de la altura de la ola.

La altura de la ola viene determinada por tres parámetros:

Intensidad: La intensidad del viento se refiere a su velocidad según la escala Beaufort, y su relación con las olas en la escala Douglas. Persistencia: Es el tiempo en que el viento está soplando con dirección y fuerza constante. Fetch: Es la extensión rectilínea sobre la que sopla un viento de dirección y fuerza constante.



REGLAS PRÁCTICAS

Dirección: Se observa a estima, colocándose el observador de frente a sus crestas y refiriendo el rumbo así obtenido al norte verdadero.

Período: Puede determinarse con un cronómetro, eligiendo una mancha de espuma notable o cualquier objeto flotante, y anotándose los segundos que tarda en encontrarse en la cima de dos olas sucesivas. La determinación del período se efectúa con las olas centrales que son las más altas de cada grupo.

Las principales relaciones prácticas entre las características de las olas, son las siguientes:

Para pequeñas profundidades: velocidad de la ola = velocidad del viento / 2 Siendo:

T el período de la ola en segundos. L la longitud de la ola, en metros. V la velocidad de propagación de las olas en metros segundo. h la altura de las olas, en metros. C la velocidad de propagación de las olas, en nudos



2.8 Corrientes

Son el movimiento horizontal de grandes masas de agua de un punto a otro. El transporte de esas grandes masas de agua tiene un efecto muy importante sobre el clima de las regiones costeras. Por ejemplo, la Corriente del golfo, que procedente del Golfo de México cruza el Atlántico con dirección Este, tiene una gran importancia sobre el clima de Europa Occidental..

Las corrientes se definen por su dirección (rumbo de la corriente) y por su velocidad (intensidad horaria de la corriente)

2.8.1 Clasificación según las causas que las originan Las corrientes se clasifican en:

Corrientes superficiales o de arrastre: son las causadas por la acción directa del viento sobre la superficie del mar. El viento, además de la generación de olas, actúa sobre la cara de barlovento de la ola arrastrando partículas de agua.

Corrientes termohalinas o de densidad: se deben a la diferencia de salinidad y temperatura de las aguas.

Corrientes de gradiente o de presión: a mayor profundidad, mayor presión, por lo que las aguas que se encuentran a mayor presión se dirigen a las de menor presión.

Corrientes de marea: son las causadas por los efectos combinados de la atracción gravitatoria de Sol y Luna, junto con el movimiento rotacional terrestre. Los movimientos verticales de las mareas suponen un desplazamiento periódico y en sentido horizontal, de grandes masas de agua. Son las corrientes con mayores intensidades, sobre todo, si se combinan con lugares estrechos o de poco fondo. .

Hileros de corriente: se hallan en las zonas donde las fuertes corrientes chocan con los acantilados y vuelven a encontrarse con las otras corrientes, produciéndose en la superficie una especie de hervor que deberá evitarse.



2.8.2 Corrientes generales en las costas españolas y del Mediterráneo

Circulación de las corrientes en las costas españolas:

1 y 2 - Cte. del Atlántico Norte.

A) Golfo de Vizcaya

B) Cabo Ortegal

C) Cabo Finisterre

5 – Corriente del Estrecho

D) Cabo San Vicente

E) Golfo de Cádiz

F) Punta Tarifa

G) Bahía de Málaga

H) Mar de Alborán

3 – Corriente de Portugal 6 – Derivación de la cuenca occidental del Mediterráneo. J) Cabo Gata

K) Cabo Palos

L) Cabo San Antonio

M) Golfo de Valencia

N) Isla de Ibiza

4 – Corriente de Canarias 7 – Extremo NW de la cuenca occidental del Mediterráneo P) Golfo de León



Circulación de las corrientes en el Mediterráneo:

La climatología hace del Mediterráneo una cuenca de concentración. La gran evaporación que vientos e insolación producen, junto con el insuficiente aporte de agua de los ríos y lluvias, origina un déficit hídrico crónico que se compensa con la entrada de agua atlántica a través del estrecho de Gibraltar.

El agua que entra del Atlántico forma una corriente superficial cuyo caudal va a oscilar entre 63 y 146 km3/día. Una vez atravesado el estrecho, la corriente transcurre pegada a la costa africana por efecto de la fuerza de Coriolis, llegando hasta la parte más oriental de la cuenca. Esta corriente principal se bifurca varias veces dando origen a sistemas de corrientes que, ascendiendo primero hacia las zonas más septentrionales (Mediterráneo noroccidental, mar Adriático, zona de Chipre), vuelven a descender realizando una circulación de tipo ciclónico al avanzar las corrientes en sentido contrario a las agujas del reloj.


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