Este es otro hilo recuperado del Desastre Universal.
Un frente (frío o cálido) de esos que vemos dibujados en los mapas del tiempo es la intersección de una superficie frontal con el suelo. Y una superficie frontal es la interfase entre dos masas de aire. Cuando hablamos de una masa de aire nos referimos a una región de la atmósfera en la que el aire tiene aproximadamente las mismas características, especialmente temperatura y contenido de vapor de agua. Ya sabemos que por lo general una depresión extratropical, es decir una borrasca en latitudes medias como las nuestras, lleva asociado frentes. La pregunta es, si tenemos un mapa de isobaras, ¿cómo podemos saber por dónde andan los frentes?
Información relevante sobre la posición de los frentes se obtiene, por ejemplo, analizando las propiedades termodinámicas del aire. En el ladrillo sobre la CAPE que solté en este mismo foro hace un tiempo (este es el enlace CAPE)) introduje la temperatura potencial, Theta, de un paquete de aire que se define como:
Theta = T (1000/P)^(Rh/cp)
donde se ha tomado el nivel de los 1000 hPa como nivel de presión de referencia, T y P son la temperatura y presión del paquete de aire y Rh y cp son la constante de los gases y el calor específico del aire del paquete (en general, aire húmedo con una cierta proporción de mezcla w). Como ya expliqué en el hilo de la CAPE, se puede demostrar (naturalmente no voy a ponerme a hacerlo aquí) que la temperatura potencial de un paquete de aire permanece constante cuando el paquete se mueve adiabáticamente (o sea, sin intercambiar calor con su entorno) por la atmósfera, ascendiendo o descendiendo, siempre que el vapor de agua que contiene no alcance su saturación. Así que teniendo en cuenta la expresión anterior, la temperatura potencial de un paquete de aire que está a temperatura T y presión P no es más que la temperatura que tendría el paquete cuando es llevado adiabáticamente (expandiéndolo si ha de ascender o comprimiéndolo si ha de descender) desde su posición actual hasta el nivel de referencia de los 1000 hPa.
Cuando el paquete de aire que se encuentra ascendiendo adiabáticamente, manteniendo por tanto constante su temperatura potencial Theta, alcanza su nivel de condensación por ascenso, NCA (que es la altura, o nivel de presión, en la que la proporción de mezcla del paquete, que es constante, iguala al valor de la proporción de mezcla de saturación que depende de la temperatura), el vapor de agua que contiene el paquete comienza a saturar liberando calor latente. El proceso ya no es pues estrictamente adiabático. Pero se supone que el calor latente liberado es absorbido por el propio material del paquete (ahora aire húmedo y agua líquida), de manera que el paquete sigue ascendiendo sin intercambiar calor apreciablemente con su entorno pero enfriándose más lentamente porque el calor latente que se va liberando calienta al propio aire del paquete. Esto es lo que se llama un proceso pseudoadiabático. Si llamamos Lv al calor latente de evaporación del agua (2,5 x 10^6 J/kg) y ws a la proporción de mezcla de saturación, entonces se puede demostrar que la temperatura potencial equivalente del paquete de aire, Theta_e, definida como:
Theta_e = Theta x Exp[Lv ws/(cp T)]
se mantiene constante durante un proceso pseudoabiabático como el descrito arriba. Esta expresión indica que la temperatura potencial y la temperatura potencial equivalente de un paquete de aire son iguales cuando ws = 0, cosa que ocurre cuando todo el vapor de agua del paquete se ha condensado. Entonces la temperatura potencial equivalente de un paquete es su temperatura potencial cuando el vapor de agua que contenía ha condensado. Teniendo en cuenta que Theta es la temperatura que adquiere el paquete cuando es llevado adiabáticamente hasta la presión de referencia de 1000 hPa, concluimos que la temperatura potencial equivalente Theta_e del paquete puede obtenerse partiendo de la situación (P,T) en la que se encuentra el paquete, con el vapor no saturado. Elevamos el paquete adiabáticamente hasta que alcanza su nivel NCA. El vapor comienza a saturar. Continuamos elevando el paquete, ahora pseudoadiabáticamente, hasta que todo su vapor ha condensado liberando el correspondiente calor latente. Ahora hacemos descender el paquete de nuevo adiabáticamente hasta el nivel de referencia de 1000 hPa. La temperatura del paquete al alcanzar este nivel de referencia es la temperatura potencial equivalente que tenía el paquete.
La temperatura potencial equivalente es pues una manera muy conveniente de medir las propiedades de una masa de aire, incluyendo de manera conjunta propiedades térmicas y contenido de vapor de agua. Un frente es la intersección de una superficie frontal (o sea, la interfase entre dos masas de aire de propiedades distintas) con el suelo. Así que una carta de temperaturas potenciales equivalentes en un nivel bajo de la atmósfera (por ejemplo, los 850 hPa) conjuta con una carta de presiones a nivel del mar nos ayudará mucho a localizar los frentes asociados a una borrasca. Esa carta de temperaturas potenciales equivalentes se puede obtener gratuitamente en Internet, por ejemplo, en la sección de Meteorología de esta misma web (Meteo), en el enlace Wetterzentrale que está bajo el epígrafe Meteorología para expertos, en la banda de babor. Aquí pongo un ejemplo:
En la parte de arriba tenemos la temperatura potencial equivalente al nivel de los 850 hPa (en grados centígrados, representada por la escala de colores) y las isobaras al nivel del mar (líneas blancas). Abajo están las isobaras, los frentes, nubosidad y precipitaciones. La figura de abajo en un análisis hecho por un meteórologo profesional utilizando toda la información de la que dispone (no sólo la temperatura potencial equivalente, claro). Arriba se observa muy bien el cambio de propiedades de las masas de aire frio y cálido situadas a la izquierda y derecha del frente frio, respectivamente.
Por supuesto, el análisis de temperaturas potenciales equivalentes en niveles bajos es sólo una de las posibilidades.
Otra variable característica de una masa de aire es la temperatura virtual, Tv. La temperatura virtual se define de manera que la ecuación de estado del aire húmedo se puede escribir utilizando la constante de los gases del aire seco pero sustituyendo T (la temperatura real del paquete de aire) por Tv, es decir, la ecuacion de estado del aire húmedo puede escribirse como:
PV = Mh x Rs x Tv
donde Mh son los kilos de aire húmedo del paquete, Rs la constante de los gases del aire seco (por tanto, es una constante con valor bien conocido y fijo, independientemente de la cantidad de vapor de aire que contenga el aire) y Tv, la temperatura virtual, es
Tv = T(1 + 0,378 Ps/P)
donde T y P son la temperatura y presión y Ps la presión de saturación del vapor de agua del paquete a la temperatura y presión a la que se encuentra. Por supuesto, todo esto se puede demostrar sin dificultad pero no es cuestión de meterse en eso aquí.
A ambos lados de un frente esperamos pues un cambio brusco de temperatura virtual, es decir, un fuerte gradiente horizontal de Tv puesto que no sólo cambia la temperatura de las masas de aire sino también, por lo general, su contenido en vapor de agua. detrás de un frente frío hay una masa de aire frio y seco, delante una masa de aire cálido y, por lo general, bastante más húmedo. Pero medir direcamente la temperatura virtual de una masa de aire no es sencillo. Sin embargo, el espesor geopotencial entre dos niveles dados depende directamente de la temperatura potencial media en la columna de aire entre ambos niveles. El espesor geopotencial entre dos niveles de presión P1 y P2 puede expresarse como:
Delta_Z = (Rs x Tv /g_o) ln(P1/p2)
donde g_o es la aceleración de la gravedad y ln significa logaritmo neperiano. Esta ecuación, que también se demuestra muy fácilmente, se llama ecuación hipsométrica. Es claro entonces que fuertes gradientes horizontales de espesor geopotencial están asociados directamente a fuertes gradientes horizontales de temperatura virtual. Una manera de localizar fronteras entre masas de aire es pues buscar zonas de fuertes gradientes de espesores geopotenciales entre los niveles de 1000 y 850 hPa o 1000 y 500 hPa. Más aún, puede demostrarse que la cizalladura vertical del viento, es decir, el cambio de dirección del viento al ascender, algo que en meteorología se llama, desafortunadamente, viento térmico (desfortunadamente porque parece indicar que se trata de un viento originado por gradientes de temperatura, cuando no es asi) está asociada a un gradiente horizontal de espesor geopotencial. Analizando entonces el cambio de dirección del viento a lo largo de la vertical (cambios que se obtienen en los sondeos de la atmosféra) podemos concluir si nos encontramos dentro de una masa de aire con propiedades bien definidas (poco cambio vertical en la direccion del viento) o en la frontera de dos masas (fuerte cizalladura vertical del viento). Cartas de espesores geopotenciales y el sondeo vertical en cualquier punto previsto por el modelo GFS también pueden conseguirse en internet, entre otros sitios en la sección de meteo de esta misma web (enlace que he puesto más arriba), también en el epígrafe Meteorología para expertos.
Y, por supuesto, es vital el análisis de las imágenes de satélites, tanto en el visible como en el infrarrojo. Hay un extraordinario curso on-line gratuito sobre interpretación de esas imágenes al que puede accederse desde mi web. De nuevo, en la sección de meteorología, bajo el epígrafe Aprende Meteorología, enlace Satellite Meteorology.
En fin, seguro que se me queda algo en el tintero, pero bueno, para ir mirando yo creo que ya está bien de ladrillo.
Saludos,
Tropelio
