2. INTRODUCCIÓN TEÓRICA.

En la práctica anterior ya explicamos y usamos los mapas de topografías absolutas. Además de estos mapas de topografías absolutas, se trazan otros de topografía relativa, señalando en cada lugar la diferencia de alturas entre los puntos de su respectiva vertical entre dos isobaras distintas, y uniendo después en el mapa, por lineas que se llaman isohipsas relativas, aquellos en los que esa diferencia es igual.

Las isohipsas relativas no siguen la dirección de un viento real, sino un viento ficticio, llamado viento térmico. Este viento se calcula tomando los sondeos de los vectores viento en los dos niveles isobáricos y restando ambos.

La topografía relativa es muy útil para el análisis de la distribución de la densidad de masa de aire comprendida entre las dos capas isobáricas, ya que cuanto más ligero sea el aire, más tendrá que elevarse desde la capa más baja hasta encontrar la más alta. A su vez, la densidad del aire depende de su temperatura y de su humedad, o, en resumen, de su temperatura virtual. Esto significa que las isohipsas relativas unen puntos de igual temperatura virtual media del estrato aéreo comprendido entre las superficies isobáricas. Son entonces isotermas virtuales medias.

Según esto, las áreas que en mapa presentan isohipsas relativas altas son ,en virtud de la correspondencia entre isohipsas e isotermas virtuales medias, zonas de masas de aire caliente. Las zonas encerradas entre isohipsas relativas bajas serán zonas de aire frio.

El estudio de las isohipsas relativas también se usa para situar las zonas de los frentes de separación entre las masas de aire frío y cálido, ya que esos frentes serán aproximadamente paralelos a dichas isohipsas relativas y se situaran donde estas isolineas esten más juntas, es decir, donde el viento térmico es más intenso. Los frentes ocluidos coinciden con las cuñas cálidas que forman las isohipsas relativas. También permiten descubrir las gotas de aire frio que se desgajan de la corriente aérea general que corre por las altas latitudes.

Para obtener la ecuación analítica de la temperatura media virtual de un estrato partiremos de la tercera componente de la ecuación general del movimiento atmosférico. A su vez, supondremos que el aire del estrato estudiado se comporta como un gas ideal, con lo que podremos usar la ecuación de los gases ideales. También suponemos un descenso lineal de la temperatura con la altura, según el gradiente de enfriamiento vertical .

Con todo esto hallamos la temperatura media del estrato atmosférico en estudio. La expresión que salga tendrá que relacionar esta temperatura con el espesor del estrato, de manera que nuestra temperatura media sea función de las diferencias de alturas entre las dos isobaras, esto es, en función de las isohipsas relativas como hemos establecido anteriormente, al establecer la correspondencia entre isohipsas relativas e isotermas virtuales medias.

En cuanto a la predicción con el tiempo de esta temperatura media del estrato, la realizaremos a partir del operador derivada sustancial aplicado a la temperatura. Recordemos la forma de este operador:

Donde la derivada parcial es la variación local de la magnitud a la que apliquemos el operador, y el término del producto escalar es el llamado término advectivo, que introduce la no linealidad de las ecuaciones atmosféricas.

Aplicado a la temperatura, el operador quedará:

Aquí vamos a suponer que la única fuente de cambio de la temperatura en un cierto lugar va a ser la advección geostrófica. Entonces, tendremos la expresión:

Los cambios de temperatura por advección van íntimamente ligados a las variaciones de espesor deducibles de la topografía relativa. Si el movimiento de traslación de las isohipsas relativas es tal que sobre un lugar pueda esperarse que vayan a ir pasando espesores progresivamente más bajos, la masa de aire irá siendo progresivamente más fría (y viceversa). La rapidez de la variación dependerá de la intensidad de la advección, es decir, de lo fuerte que sea el gradiente de dichas isohipsas relativas, de la velocidad del viento medio considerado y de lo atravesado que esté el viento medio al viento térmico.

Naturalmente, en el valor de la tempertura futura influirán, además de la advección, la posible presencia de movimientos verticales (calentamientos por subsidencia o por efectos"föhn", enfriamientos por ascenso orográfico), de enfriamientos dinámicos por ahondamiento, enfriamiento por radiación, calentamientos al pasar sobre una superficie templada o caldeada, etc. Estas posibilidades deben ser tenidas en cuenta (sólo podrán estimarse cualitativamente). Tales efectos se superponen a lo que se conoce como "advección perfecta",es decir, a la propagación de la temperatura debida al arrastre de las líneas de espesor por el viento medio del estrato.

Con mucha frecuencia esos procesos surgen como consecuencia del propio proceso de advección, contrarrestando en parte sus efectos y haciendo un papel atemperante. Así:

-Si hay advección cálida, ésta suele ocurrir sobre suelos y mares fríos, con lo que hay enfriamiento desde abajo; además provoca ahondamientos que originan enfriamiento dinámico, con convergencia y ascenso del aire. Este enfriamiento dinámico, unido al adiabático del ascenso, debilita la advección cálida al contrarrestarla en parte; y es mucho más importante que el enfriamiento desde abajo, el cual queda confinado a una delgada capa inferior, a no ser que haya turbulencia.

-Si hay advección fría, ésta suele ocurrir hacia superficies más cálidas; y el calentamiento desde abajo se propaga con rapidez porque inestabiliza el aire. Se estima que estos procesos debilitan la advección fría perfecta, en un 40 a un 60%, al pasar el aire frío a deslizarse sobre un mar más cálido, pues en este caso el espesor aumenta no sólo por el calentamiento, sino por aumento de humedad, que hace menos denso el aire; lo que significa lo mismo que si las líneas de espesor fuesen arrastradas por el 60 al 40% (respectivamente) del viento medio. Además, la advección fría suele provocar subsidencia, originándose un calentamiento que contrarrestra en parte la advección fría perfecta y hace que las isohipsas relativas 500/1000 mb sean alrededor de 100 m menos bajas de lo que serían si no hubiera subsidencia, en un período de 24 horas (para 700/1000 mb serían unos 50 m).

Naturalmente, los vientos medios del estrato pueden cambiar durante el intervalo a que se refiere el pronóstico, y esto hay que tenerlo en cuenta. De este modo, la estimación cualitativa de variación de temperatura basada en el movimiento de las isohipsas relativas es importante para el pronóstico, no olvidando que estará influenciada por condiciones geográficas (föhn, por ejemplo) y por la época del año, además de por la situación sinóptica general. Donde no debe aplicarse, de ningún modo este procedimiento de ayuda a la predicción, es en las áreas en las que la advección se esté reforzando o debilitando rápidamente, es decir en las zonas con frontogénesis o con frontolisis.

Para realizar el pronostico de la temperatura media utilizaremos la formula de la advección geostrofica de tal forma que si consideramos este como el único factor de variación, la temperatura final vendrá dada por:

Donde Ti es la temperatura media de la que partimos y los limites de integración serán el periodo de tiempo al cual queremos realizar el pronostico.