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3. METEOROLOGÍA

 

LA ATMÓSFERA.


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Distribución térmica de la atmósfera:
Tomando la temperatura como base, la atmósfera podemos dividirla en las siguientes capas, separadas entre ellas por sus correspondientes zonas de transición:

 

TROPOSFERA

Es la capa que se encuentra en contacto con la superficie terrestre. Su espesor es variable, dependiendo de la latitud. Es mínima en los polos (8 km.), máxima en el ecuador (17 km.) y de unos 13 km. en latitudes medias. Su espesor depende de la temperatura sobre Tierra, por eso podemos encontrarnos con variaciones entre el día y la noche, continentes y mares o con la estación del año, siendo ésta última, la razón de que en verano sea mayor que en invierno.

Su estructura térmica es consecuencia de la transparencia del aire a la radiación infrarroja solar, que puede así calentar la superficie terrestre para que esta irradie desde el suelo en forma de rayos infrarrojos de distinta longitud de onda que son atrapados por el vapor de agua en la troposfera. La troposfera tiene como característica más relevante la de que su temperatura decrece con la altura uniformemente a razón de 0,6°C cada 100 metros de altitud. Es la capa más inestable de la atmósfera y en su seno tienen lugar la mayor parte de los fenómenos meteorológicos, debido fundamentalmente a que en ella se encuentra el 90% del vapor de agua y los núcleos de condensación necesarios para la formación de las nubes. La disminución de temperatura cesa alcanzado cierto nivel que constituye su límite superior, siguiendo a continuación una superficie de separación llamada tropopausa, capa de transición entre la troposfera y la estratosfera, que se encuentra en el ecuador a una altitud de 18 Km con una temperatura de –80°C, en latitudes medias a una altitud de 13 Km y –65°C de temperatura y en los polos a 8 Km de altitud y una temperatura de –50°C. Esta capa tiene como característica principal la de manifestarse en ella las corrientes de chorro «jet streams» con más intensidad.

ESTRATOSFERA

Es la capa situada por encima de la tropopausa y se extiende hasta una altitud de 50 Km aproximadamente. Su temperatura permanece constante o casi constante hasta los 33.000 m aumentando después hasta alcanzar en su límite superior, temperaturas semejantes a las de la superficie terrestre.

La ausencia de movimientos verticales del aire, permite la estratificación en todos sus niveles, de donde le viene el nombre. Mientras en la troposfera, el enfriamiento tiene lugar de abajo hacia arriba, en la estratosfera y debido a la presencia del ozono, es de sentido inverso, ya que éste absorbe parte de la radiación ultravioleta solar en sus niveles altos, impidiendo que alcance los inferiores. En esta capa se encuentra la mayor cantidad de ozono (oxigeno cuya molécula tiene 3 átomos) concentrado, principalmente entre los 15 y 20 km. de altitud. En esta capa han sido observadas formaciones de hielo (nubes nacaradas) aunque no son, ni muy frecuente, ni abundantes. Su límite superior es la estratopausa, así llamada a la capa de transición entre la estratosfera y la mesosfera, situada a 50 km. de altitud, con una temperatura aproximada de 18°C.

 

MESOSFERA

Esta capa se extiende desde los 50 km. de altitud a los 85 km. aproximadamente, su temperatura decrece al principio lentamente para a partir de los 65 km. hacerlo más bruscamente, hasta llegar a –100°C aproximadamente (la temperatura más baja de la atmósfera).

 

TERMOSFERA

La característica principal de esta capa es el aumento casi continuo de su temperatura, producido por la absorción de la radiación extrema ultravioleta (longitudes de onda inferiores a 100 nanómetros) por el nitrógeno y el oxígeno molecular así como por la baja densidad del aire a estas altitudes, que hace que la temperatura se eleve rápidamente con la altura. Esta capa se extiende para algunos autores hasta los 800 km. y al final de ella se encuentra otra capa llamada Exosfera la cual se confunde con la atmósfera solar a muchos miles de kilómetros de altitud. Su aire muy enrarecido, está compuesto de hidrógeno y helio, con predominio del hidrógeno por encima de los 2.400 km.

DIVISIÓN DE LA ATMÓSFERA DESDE EL PUNTO DE VISTA FÍSICO/QUÍMICO

Un segundo criterio de división de la atmósfera es el basado en los procesos físico-químicos que en ella se producen, básicamente en la alta atmósfera, pudiendo establecerse dos capas principales, la ozonosfera y la ionosfera.
OZONOSFERA

Es una capa gaseosa que se extiende aproximadamente entre los 15 km. y los 80 km. de altitud y cuya característica como su nombre indica es el elevado contenido de ozono.
IONOSFERA

A partir de unos 90 km. de altura se produce la ionización de las partículas más pequeñas de la atmósfera. Este proceso es de gran importancia para la absorción y reflexión de ondas de radio y consecuentemente para las comunicaciones marítimas.

FORMAS TORMENTOSAS.

Tormentas: Manifestación violenta procedente de nubes de desarrollo vertical (cumulonimbos) debido a aire cálido y húmedo ascendente y sobre él hay aire frío y denso.

Desarrollo de una tormenta:

    • Formación y desarrollo: El ascenso del aire cálido y descenso del frío origina fuertes turbulencias. Por la gran condensación se desarrollan cúmulos.

 

    • Madurez: Se desarrolla cumulonimbo. Coliflor con Base plana y oscura. Las Gotas en suspensión caen, Se producen Chubascos y Fuerte aparato eléctrico.

 

    • Disipación: Las corrientes de aire ascendentes van decreciendo hasta desaparecer

     

      CHUBASCOS

      Es un fenómeno atmosférico de corta duración y que comienza y acaba de forma repentina, pueden ser de viento, agua, nieve, etc. Los nubarrones bajos y oscuros en forma de cúmulos o cumulonimbos se suelen prever con poco tiempo y a corta distancia.

      Chubascos de viento: son cambios bruscos y repentinos de la intensidad y dirección del viento que se producen al paso de nubes bajas.

      Chubascos de lluvia: se producen, al igual que los de viento, pero con la descarga de lluvia intensa.

      TROMBAS

      Son tornados en la mar, aunque mucho menos violentos, se producen Por convergencia de masas de aire con distinta temperatura. Se forma un cono invertido bajo el cumulonimbo de 10 a 20 m de diámetro, eleva el agua unos 2 m. y su duración es de 10 a 30 minutos.

      Las dimensiones y la duración de una manga son variables, pero según diversos estudios y observaciones podemos afirmar que la mayor parte tienen una duración media de entre 5 y 15 minutos, aunque algunas se han llegado a desarrollar durante casi una hora.

      En la figura podemos observar la estructura normalizada de una manga marina y las medidas medias de una manga-tipo.

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      En ella observamos que la manga se descuelga de una línea de nubes más o menos recta y estable (A), sin necesidad de que se produzcan nubes accesorias típicas en ciertos fenómenos severos como los pannus.

      La base de esta nube está a unos 600 metros de altura media (B); aunque por supuesto su base puede llegar a más de 1000 metros de altura, o puede ser de sólo unos pocos centenares. Observamos también con cierta frecuencia una nube redondeada que algunos estudiosos llaman “nube collar” (C1) de la cual sale una funnel-cloud (C2) , o nube-embudo, que posee la forma de cono invertido y que está en el origen de la vistosa y larga línea de condensación que desciende.

      Esta nube-embudo tiene un diámetro medio de entre 30-50 metros en su base. Después vemos la famosa zona delgada de condensación que tanto nos atrae (D) y que no siempre desciende en línea recta, antes bien, forma con frecuencia ligeras curvaturas que se inclinan hasta tocar el mar. Esa larga trompa suele tener un diámetro medio de 12 metros, aunque otros modelos proponen las cifras menos estrictas de 10-25 metros.

      La parte inferior nos muestra una zona llamada de “spray” (E) formada por grandes masas de agua elevándose alrededor del vórtice, de altura variable pero que alcanza incluso los 100-130 metros, y con una anchura media de 40 metros. Lejos de esa zona de “spray” y de fuertes vientos, la velocidad media del viento en superficie no es especialmente alta (F) unos 25 km/h. Sin embargo, según algunos modelos, la velocidad de los vientos en ascenso a lo largo de la manga (G) es de unos 70 km/h . Y las nubes que generan las mangas se desplazan curiosamente más rápidas que los vientos en superficie cerca del vórtice inferior. Mientras que la manga marina se desplaza ella misma a una velocidad en torno a los 18-20 km/h. La zona más interesante, quizás, es justamente esa zona de contacto con el mar, llamada “nódulo extractor” (H) en la que la manga extrae literalmente el agua de una pequeña zona y la lanza hacia arriba con fuerza provocando, por así decirlo, un pequeña cavidad o agujero en el agua.

       

      TORNADOS

      Es un violento remolino de aire que gira en sentido contrario a las manecillas del reloj, se forma un cono invertido bajo el cumulonimbo. La disminución de presión en el interior es tan grande que se origina unos gradientes de presión grandísimos, con vientos de hasta 200 nudos, que se compensan con la fuerza centrífuga y hacen girar los vientos a tal velocidad que crean una especie de vacío que se compensan con corrientes ascendentes de aire. La estación de su mayor frecuencia es verano.

      Los vientos cortantes entre la superficie y un nivel superior de la atmósfera pueden formar una columna de aire que gire, con rotación horizontal invisible. Como la atmósfera está inestable, se favorece el movimiento vertical del aire en las corrientes “updrafts” (o corrientes ascendentes de aire), y de esta forma, la columna de aire cambia de su posición horizontal a vertical. Esta columna de aire se irá fortaleciendo y formará un tornado.

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      Gráfica que muestra rotación horizontal de la columna de aire, y como el ‘updraft’ hace que esta columna ascienda verticalmente dentro de la nube.

      Los tornados se desplazan aproximadamente a 30 mph, sin embargo, algunos se mueven más lentos, mientras otros alcanzan velocidades de 60 mph o más. La trayectoria promedio de un tornado es de pocas millas hasta casi 100 millas de trayectoria.

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      FUEGO DE SAN TELMO

      La diferencia de potencial eléctrico entre objetos en punta como, mástiles, pararrayos etc. en un barco y la base de una nube puede dar lugar a que se produzcan descargas eléctricas entre dichos objetos puntiagudos, manifestándose como un resplandor que envuelve los extremos de dichos objetos.


      –¡Mire arriba! –dijo Starbuck de pronto–. ¡El fuego de San Telmo en lo alto del palo mayor!
      En efecto, los brazos de las vergas estaban rodeados de un fuego lívido, y las triples agujas de los pararrayos lucían con tres lenguas de fuego. Los mástiles enteros parecían arder.

      –¡Fuego de San Telmo, ten piedad de nosotros! –gritó Stubb.

      Herman Melville, Moby Dick

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      ARCO IRIS

      Es el arco luminoso que se observa al atravesar los rayos del Sol las gotas de agua de una cortina de lluvia. Se pueden observar varios arcos menos brillantes dispuestos concéntricamente, de colores mucho menos brillantes. Se producen cuando la luz primero se refleja y luego se refracta, dentro de una gota de agua.

       

      RAYO VERDE

      Es un fenómeno óptico, que sucede en las puestas del Sol, cuando en la parte superior del disco solar, que es la última en desaparecer, aparece un color verde o azul en forma de destello, que dura décimas de segundo. Se produce por la diferente refracción de los colores que forman la luz blanca a la puesta del Sol, que da lugar a que se vea una franja de los colores de longitud de onda más corta, el verde, el azul y el violeta.

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      HALO

      Entendemos por halo, un círculo luminoso, cuyo centro es el Sol o la Luna, generalmente blanquecino aunque puede tener otros colores del espectro. Se forman por la refracción de la luz del Sol o la Luna sobre los cristales de hielo de las nubes altas.

       

      ESPEJISMO

      El origen de los espejismos no es otro que la estratificación anormal de las capas de la atmósfera cercanas a la superficie, en función de su temperatura, que hace que los objetos lejanos los veamos deformados o reflejados en lagos o espejos imaginarios.

       

      Espejismo en altura.

      Se produce cuando el aire sobre la superficie está anormalmente frío, reduciéndose la densidad rápidamente con la altura. El índice de refracción varía y da lugar a qué al curvarse los rayos luminosos, objetos situados por debajo del horizonte sean vistos por un observador que no debiera poder verlos.

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      Espejismo superior.

      Se produce en situaciones parecidas al anterior, es decir, una rápida disminución de la densidad del aire con la altura, cuando debido a la refracción, una imagen puede verse en el cielo, en posición invertida. Suele aparecer cuando sobre una superficie relativamente fría, tiene lugar en capas más altas una inversión.
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      Espejismo inferior.

      Se produce generalmente en los desiertos cuando el excesivo calor produce un enrarecimiento en la capa de aire situada por encima del suelo, generalmente de un espesor no superior a dos metros. El observador debe encontrarse por encima de dicha capa, que tendrá mayor densidad. Los rayos de luz procedentes del cielo en vez de recurvarse hacia abajo lo hacen hacia arriba.

       

      SISTEMAS GENERALES DE VIENTOS.

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      Circulación de la atmósfera en la vertical.

      Evidentemente no es posible referirse al movimiento general de la atmósfera sino se lo hace en términos de promedios estadísticos. Esto se debe a la irregularidad de las configuraciones observadas a diario sobre las cartas meteorológicas, que a menudo confunden toda significación de esta circulación.

      Se ha visto que en promedio, la cantidad de energía recibida del sol es igual a la devuelta por la tierra hacia el espacio exterior. Sin embargo, este equilibrio, que se mantiene para periodos suficientemente largos, no es válido en el corto plazo, pues en general este equilibrio de los elementos climáticos es función no solo de los factores como la latitud, la declinación y el ángulo horario ya conocido, sino también de la longitud y de la altitud, de la superficie, etc.

      Teniendo en cuenta estos factores, se puede demostrar que, en las regiones polares el balance de radiación en superficie es negativo, es decir que se emite más de lo que se recibe, mientras que en las zonas de latitudes bajas ocurre lo contrario. Consecuentemente con esto se evidencia que ha de existir un mecanismo de transporte de calor desde el ecuador hacia los polos, de manera tal que impide el continuo aumento de la temperatura en la zona de latitudes bajas y la disminución paulatina en los casquetes polares.

      Esta redistribución del calor sobre el planeta no se puede producir más que por un tipo de transporte: el convectivo-advectivo, es decir, que va acompañado por un transporte de masa. Las otras formas de transferencia de calor, radiación y conducción, son completamente despreciables para el transporte horizontal; los medios óptimos para el transporte de masa son los océanos y la atmósfera.

      La atmósfera, que se mueve como una gigantesca máquina térmica, donde la fuente de calor está ubicada en una gran franja que rodea las zonas ecuatoriales, y el sumidero en las regiones polares. Esta máquina, cuyo rendimiento relativo es bajo, transforma la diferencia de calor entre las fuentes fría y caliente en energía de movimiento, o cinética, de las corrientes atmosféricas que caracterizan la circulación general; resulta además que la diferencia de calor entre las fuentes es una forma de representar la energía potencial.

      Sin embargo, estas corrientes atmosféricas no están regidas exclusivamente por consideraciones de origen termodinámica, sino que intervienen además otras causas, entre las que se destaca como principal la rotación terrestre.

      La circulación general es un sistema de corrientes extremadamente complejo y poco conocido hasta nuestros días; en consecuencia, todos los estudios teóricos del sistema se basan en la investigación estadística de observaciones de superficie y altura a escala planetaria, cuya distribución espacial no es homogénea debido a la presencia de grandes áreas deshabitadas (océanos, desiertos, zonas polares, etc.) Por lo tanto, este trabajo se limitará a realizar una descripción esquemática del sistema.

      Es importante hacer notar que el espesor de la atmósfera es significativamente menor que el radio terrestre por lo que es razonable estudiar ante todo los movimientos horizontales, surgiendo los movimientos verticales como el resultado de una necesidad de compensación, de acuerdo con el principio de conservación de la masa. Por otra parte, es sabido que en el hemisferio sur los vientos abandonan los centros de alta presión desviándose hacia la izquierda, debido a la fuerza de Coriolis; por lo tanto toda descripción del movimiento del aire conduce a la descripción de la distribución de la presión atmosférica.

      En la figura puede observarse que existe una zona ecuatorial de bajas presiones que da lugar a la llamada zona de convergencia intertropical (ZCIT) de los vientos alisios; en los niveles bajos esta convergencia es compensada por la divergencia existente en la alta atmósfera. Otra área de baja presión puede notarse hacia los 60° de latitud, constituyendo el cinturón subpolar de baja presión que coincide con la zona del frente polar. La convergencia en las capas bajas y la divergencia en altura también es característica de esta zona.

      Por otra parte, sobre los polos y hacia los 35° de latitud, hay regiones de alta presión, que provocan divergencia en superficie, convergencia en altura y, consecuentemente con esto, subsistencia o movimiento de descenso en la troposfera media, contrariamente a lo que ocurre en las zonas de baja presión donde los movimientos de la troposfera media son de ascenso generalizado.

      Estos movimientos, convergencia en superficie -ascenso-, divergencia en altura y divergencia en superficie -descenso-, convergencia en altura provocan una circulación meridional tricelular cerrada, que intentaría explicar, por lo menos en parte, el intercambio de calor, aunque su eficiencia no alcanza para justificar la totalidad de las transferencias de calor; sin embargo, considerando las perturbaciones frontales, es posible explicar la mayor parte del intercambio.

      Veamos entonces como se puede explicar la transferencia del calor remanente de las circulaciones meridionales analizadas en el párrafo anterior, o sea que se tratará de explicar la existencia de una configuración tal como aparece en los campos medios de presión, los que -como se vio- están directamente asociados al flujo del aire.

       

      ALISIOS

      Como ya hemos visto son vientos que siguen el gradiente de presión entre los anticiclones subtropicales y la zona de convergencia intertropical, es decir, con dirección hacia el ecuador, pero al ser desviados por el efecto de Coriolis hacia la derecha o hacia la izquierda, según el hemisferio, se convierten en los alisios del NE y del SE. Son vientos constantes durante todo el año, salvo en el Indico y algunas otras zonas menos relevantes, donde debido a la situación de la ITCZ en verano, surge el monzón.

       

      VIENTOS GENERALES DEL OESTE

      También estudiados en este tema, son vientos que se dirigen hacia el norte desde las altas subtropicales, desviándose hacia la derecha (H.N.) y hacia la izquierda (H.S), por efecto de Coriolis. Se conocen como «Vientos de poniente» o simplemente «ponientes». En el H.N. los ponientes son muy variables y con frecuencia enmascarados por los vientos que correspondan a la situación de presión reinante. En el H.S donde la extensión del mar es muy grande, estos vientos son relativamente regulares y fuertes debido a que el gradiente de presión lo es también, y se les conocía, principalmente en siglos pasados, cuando la navegación era a vela de acuerdo a la fuerza del viento y a las latitudes donde soplaban como «los rugientes cuarenta».

      CALMAS ECUATORIALES

      La zona de calmas ecuatoriales o Doldrums es la zona que rodea a la Tierra próxima al ecuador, que coincide con el cinturón de bajas presiones conocido como la ITCZ. El fuerte calentamiento de esta zona da lugar a corrientes ascendentes así como a una atmósfera cálida y opresiva, temida en otros tiempos por los Capitanes de los veleros que tenían que cruzarla. Los movimientos verticales que se producen y la elevada humedad da lugar a un cielo, muchas veces cubierto de nubes de desarrollo vertical, lluvias, tormentas y fenómenos eléctricos. La zona más extensa de calmas ecuatoriales se encuentra en el Pacífico.

       

      CALMAS TROPICALES

      También conocidas como «latitudes de los caballos» son las zonas comprendidas entre los alisios y los ponientes de las latitudes medias, en ambos hemisferios, donde reinan unos vientos muy débiles o calmas. Las corrientes descendentes, producto de las zonas de altas presiones, dan lugar al calentamiento adiabático y en consecuencia a poca humedad y poca nubosidad. El término de «latitudes de los caballos» fue dada por los ingleses, cuando los caballos que transportaban sus barcos, tenían que se sacrificados y arrojados a la mar, tanto para ahorrar agua, como para aligerar la carga.

       

      VIENTOS POLARES

      Entre las latitudes más altas de ambos hemisferios, es decir, entre los 65° de latitud y los casquetes polares, donde las temperaturas son mínimas y máximas las presiones, nos encontramos con vientos dominantes de componente este (NE en el HN y SE en el HS).

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      MONZONES

      Los monzones, también estudiados con anterioridad, son vientos cuya dirección se invierte cada seis meses (Océano Indico, y otras zonas menos importantes), debido a la aparición de una baja presión donde anteriormente había una alta presión y recíprocamente. Los monzones en el Indico, se producen cuando la Zona de Convergencia Intertropical (ITCZ) se traslada hacia latitudes septentrionales en el H.N., los alisios del sudeste del H.S. cruzan entonces el ecuador y continúan dirigiéndose hacia la ITCZ, pero a medida de que se van alejando del ecuador, comienzan a desviarse hacia la derecha, debido a la fuerza de Coriolis, surgiendo unos vientos en forma de gancho. Finalmente el alisio del NE desaparece y sopla el monzón del SW. Para ello la alta presión que durante el invierno estaba situada sobre la India da paso a una baja presión.

       

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      CICLONES TROPICALES

       

      La formación de ciclones tropicales es el tema de muchas investigaciones y todavía no se entiende perfectamente. Seis factores generales son necesarios para hacer posible la formación de ciclones tropicales, aunque ocasionalmente pueden desafiar a estos requisitos:

            1. Temperatura del agua de al menos 26,5 °C hasta una profundidad de al menos 50 m. Las aguas a esta temperatura provocan que la atmósfera sea lo suficientemente inestable como para sostener convección y tormentas eléctricas.

       

            1. Enfriamiento rápido con la altura. Esto permite la expulsión de calor latente, que es la fuente de energía en un ciclón tropical.

       

            1. Alta humedad, especialmente en las alturas baja y media de la troposfera. Cuando hay mucha humedad en la atmósfera, las condiciones son más favorables para que se desarrollen perturbaciones.

       

            1. Baja cizalladura vertical. Cuando la cizalladura vertical es alta, la convección del ciclón o perturbación se rompe, deshaciendo el sistema.

       

            1. La distancia al ecuador terrestre permite que la fuerza de Coriolis desvíe los vientos hacia el centro de bajas presiones, causando una circulación. La distancia aproximada es 500 km o 10 grados.

       

            1. Un sistema de perturbación atmosférica preexistente. El sistema debe tener algún tipo de circulación como centro de bajas presiones.

       

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      Sólo ciertas perturbaciones atmosféricas pueden dar como resultando un ciclón tropical. Éstas incluyen:

            1. Ondas tropicales u ondas de vientos del este, que, como se mencionaba anteriormente, son áreas de vientos convergentes con movimiento oeste. Frecuentemente ayudan al desarrollo de tormentas eléctricas que pueden desarrollarse a ciclones tropicales. Muchos de los ciclones tropicales se forman de éstas. Un fenómeno similar a las ondas tropicales son las líneas de distorsión de África Oriental, que son líneas convectivas que se producen sobre África y se mueven al Atlántico.

       

            1. Canales troposféricos superiores, que son núcleos fríos de vientos en capas altas. Un ciclón de núcleo cálido puede aparecer cuando uno de estos canales (en ocasiones) desciende a los niveles bajos y produce convección

       

            1. Los límites frontales que caen pueden ocasionalmente «atascarse» sobre aguas cálidas y producir líneas de convección activa. Si una circulación de bajo nivel se forma bajo esta convección, puede desarrollarse un ciclón tropical.

       

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      Signos indicadores de la formación.

      Primeros cirros, mar tendida sin coincidir con la dirección del viento, baja barómetro, aumenta fuerza del alisio. Más tarde aparecen cúmulos, sube el viento, cae barómetro, mar gruesa, precipitación. Posteriormente temporal enorme, mar confusa. Tragedia.

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      La figura anterior representa la táctica a seguir por un velero para afrontar y si fuera posible escapar de una tormenta tropical en el hemisferio norte (apreciamos en las flechas el sentido de giro anti horario). En esta situación cuando se encara el viento, el centro de la tormenta se encuentra a 90º y 135º a la derecha del observador.

      Si el viento rola en sentido horario es decir se desplaza hacia la derecha, el barco está en el semicírculo peligroso. En cambio, si se aprecia que el viento rola en sentido anti horario, es decir hacia la izquierda, se asocia con el barco se encuentra en el semicírculo manejable. Si la dirección del viento es constante, su fuerza aumenta y el barómetro cae, significa que el barco está exactamente en el camino o trayectoria de la tormenta. Si la dirección no cambia pero su intensidad decrece y el barómetro sube suavemente, el barco se encuentra justo detrás del centro de la tormenta.

      La táctica aceptada por lo general por los barcos que se encuentran en la ruta de una tormenta tropical es:

      Estando en semicírculo anterior peligroso debería hacer una bordada por la amura de estribor manteniendo el viento en ese cuadrante, después debería mantener el viento por la aleta de estribor.

      Estando en el semicírculo anterior manejable debería hacer una bordada por la amura de estribor manteniendo el viento en ese cuadrante, después debería mantener el viento por la aleta de estribor.

      Estando en el semicírculo posterior manejable debería mantener el viento por la aleta de estribor e ir orzando hasta ceñir, manteniendo el viento por la amura de estribor. Estando en el semicírculo posterior peligroso debía mantener en viento por la amura de estribor, orzando a rabiar con el objetivo de escapar de la tormenta o ciclón.

      Forma de maniobrar los ciclones:

      1º Normas generales: La primera medida a adoptarse es alejarse de las proximidades del centro del ciclón antes de que aumente la mar y arrecie el viento evitando que estas condiciones limiten la libertad de movimientos.

      Esto empezará a ocurrir a unas 200 mn del centro, con vientos de fuerza 6 o 7 Beaufort. Si tenemos la certeza de que nos encontramos por detrás del ciclón o en la parte del semicírculo manejable, bastará con que siga el rumbo que le aleje más rápidamente del ciclón.

      También se podrá adoptar esta medida si se cuenta con potencia de máquinas suficiente que permita en las condiciones de mar y viento en que nos encontremos una velocidad igual o superior a 20 nudos. En cualquier otro caso se procederá de acuerdo con las siguientes reglas:

      MANIOBRAS DE ALEJAMIENTO EN EL HEMISFERIO NORTE

      Si el viento rola en el sentido de las agujas del reloj, el buque se encuentra en el semicírculo peligroso. En este caso se debe navegar a la mayor velocidad posible con el viento abierto de 1 a 4 cuartas por la amura de estribor y continuar cayendo a estribor a medida que role el viento, con el fin de alojarse lo más posible de la succión y de ser arrastrado por el temporal.

      Si el viento sopla constantemente en la misma dirección, o si rola en sentido contrario a las agujas del reloj, de forma que el buque parezca encontrarse en las proximidades de la trayectoria a en el semicírculo manejable, debe navegar llevando el viento bien abierto por la aleta de estribor y a la velocidad máxima posible, cayendo a babor a medida que va rolando el viento. Un buque de vela, en estas circunstancias, navegará con viento largo por la aleta de estribor. En cualquier caso debe mantenerse una constante vigilancia del viento, pues si sigue rolando en sentido contrario a las agujas del reloj, esto indica, que el buque continúa en el semicírculo manejable y que el centro del ciclón pasará a popa.

      Pero si el viento rola en el sentido de las agujas del reloj, debe tenerse gran cuidado para no caer en el semicírculo peligroso y alterar el rumbo inmediatamente para llevar el viento a la amura de estribor. Conviene tener presente que a veces es difícil determinar de un modo satisfactorio si verdaderamente el buque se encuentra cerca de la trayectoria, especialmente en el semicírculo peligroso, ya que no siempre se comporta de acuerdo con las reglas, en estas zonas.

      Si la constancia de la dirección del viento hace presumir que la derrota del huracán va a pasar directamente sobre el buque, deberá llevarse el viento por la aleta de estribor, observar el rumbo y hacer por el semicírculo seguro. Cuando el viento haya rolado una magnitud apreciable, unos 20⁰, en sentido contrario a las agujas del reloj, el buque se encontrará en el semicírculo manejable.

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      Dentro de la zona de vientos atemporalados, la mar viene generalmente de una dirección situada a la derecha del viento (en el hemisferio norte) y el ángulo que forman ambas direcciones suelen ser 2 a 3 cuartas en el semicírculo anterior, de 3 a 5 cuartas en el cuadrante posterior izquierdo y de 1 a 2 cuartas en el cuadrante posterior derecho.

       

      MANIOBRAS DE ALEJAMIENTO EN EL HEMISFERIO SUR

      Si el viento rola en el sentido contrario al de las agujas del reloj, el buque se encuentra, probablemente, en el semicírculo peligroso. Un buque de propulsión mecánica debe navegar a la mayor velocidad que las circunstancias le permitan, llevando el viento de una a cuatro cuartas (según su velocidad) abierto por babor y seguir cayendo a babor a medida que role el viento.

      Un buque de vela, en análogas circunstancias, debe navegar ciñendo por la amura de babor y orzar a medida que se le vaya abriendo el viento.

      Si la dirección del viento es constante o si rola en el sentido de las agujas del reloj, de forma que el buque parezca encontrarse cerca de la trayectoria o en el semicírculo manejable, respectivamente, un buque de motor deberá llevar el viento por la aleta de babor, a toda máquina, e ir alterando el rumbo a estribor, a medida que role el viento.

      Un barco de vela , en circunstancias análogas, debe navegar con el viento largo por la aleta de babor e ir arribando a estribor a medida que role el viento. 

       

      CASO DEL BUQUE EN LA RECURVA

      La situación más difícil se presenta cuando un buque se encuentra en las proximidades del punto de recurva del ciclón, ya que al cambiar bruscamente la dirección de la trayectoria puede pasar, de pronto, el buque de un semicírculo a otro o quedar en la misma trayectoria del ciclón.

      En este caso es aún más importante una estrecha vigilancia del comportamiento del viento, para poder determinar en todo momento la posición del buque con respecto al ciclón.

      Supongamos un buque que se encuentra muy próximo y por delante de la trayectoria de un ciclón en el hemisferio norte y que además sin que aún lo hayan podido determinar los observatorios meteorológicos el ciclón se acerca a su punto de recurva. De acuerdo con las sucesivas observaciones efectuadas, con el buque casi parado y proa al viento, el capitán comprueba que el viento rola hacia la derecha y supone, en consecuencia, que se encuentra en el semicírculo derecho del ciclón que se desplaza aproximadamente hacia el NW.

      Durante el intervalo de tiempo transcurrido entre las posiciones a y b de la figura se observa un cambio muy pequeño en la dirección del viento, un poco hacia la derecha al principio posteriormente hacia la izquierda, pero siempre aumentando su intensidad. De acuerdo con esta observación, se deduce acertadamente que el buque se encuentra en, o cerca de , la trayectoria y siguiendo las normas dadas, se gobierna para llevar el viento por la aleta de estribor, como se indica en la figura c.

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      A partir de este momento se observa que el viento rola a la izquierda (c y d), lo cual indica que el buque se encuentra ya en semicírculo navegable. El viento sigue rolando cada vez más rápidamente en el sentido contrario a las agujas del reloj, y el barómetro subiendo, lo que indica que el ciclón se va alejando hacia el este d.

      Si se hubiera proseguido con el rumbo, adoptado en la figura a , sin prestar cuidadosa y frecuentemente a los cambios de dirección del viento, el buque podría haberse metido directamente en la trayectoria del ciclón. Aunque en to lo que antecede hemos empleado los términos cuadrante y semicírculo manejable, incluso en estas zonas, pueden experimentarse vientos muy violentos y debe tratarse siempre alejarse de ellas lo más rápidamente posible.

      Una de las maniobras que no debe nunca hacerse, sea cual sea el caso, es el de correr el temporal con viento por la popa, ya que esta maniobra conduciría al buque inevitablemente al centro del meteoro.

      Mapa mundial de tifones y ciclones tropicales entre los años 1985 y 2005


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      La evolución de un ciclón tropical puede llegar a desarrollar cuatro etapas:

            1. Perturbación Tropical:Zona de inestabilidad atmosférica asociada a la existencia de un área de baja presión, la cual propicia la generación incipiente de vientos convergentes cuya organización eventual provoca el desarrollo de una depresión tropical.

       

            1. Depresión Tropical:se caracteriza porque el viento empieza a aumentar en superficie con una velocidad máxima (media en un minuto) de 62 km/h o menos; las nubes comienzan a organizarse y la presión desciende hasta cerca de las 1000 hpa (hectopascales).

       

            1. Tormenta Tropical:El incremento continuo de los vientos provoca que éstos alcancen velocidades sostenidas entre los 63 y 118 km/h. Las nubes se distribuyen en forma de espiral y empieza a formarse un ojo pequeño, casi siempre en forma circular, y la presión se reduce a menos de 1000 hpa. Cuando el ciclón alcanza esta intensidad se le asigna un nombre preestablecido por la Organización Meteorológica Mundial.

       

            1. Huracán (madurez): es un ciclón tropical en el cual los vientos máximos sostenidos alcanzan o superan los 119 km/hhasta el máximo de la velocidad, pudiendo llegar a 370 km/h. El área nubosa cubre una extensión entre los 500 y 900 km de diámetro, produciendo lluvias intensas. El ojo del huracán alcanza normalmente un diámetro que varía entre 24 y 40 km, sin embargo, puede llegar hasta cerca de 100 km; es una área de calma libre de nubes. La intensidad del ciclón en esta etapa de madurez se gradúa por medio de la escala de Saffir-Simpson.

       

            1. Disipación(fase final). Este inmenso remolino es mantenido y nutrido por el cálido océano hasta que se adentra en aguas más frías o hasta que entra a tierra firme, situación ésta última en la que el ciclón pierde rápidamente su energía y empieza a disolverse debido a la fricción que causa su traslación sobre el terreno.

       

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      DISIPACIÓN

      Un ciclón tropical puede dejar de tener características tropicales de varias maneras:

            • Al internarse en tierra, quedándose así sin el agua cálida que necesita para retroalimentarse y rápidamente pierde fuerza. Muchas tormentas pierden su fuerza rápidamente después de entrar en tierra y se convierten en áreas desorganizadas de baja presión en un día o dos. Hay, sin embargo, una oportunidad de regeneración si vuelven a entrar en aguas abiertas. Si una tormenta se sitúa sobre las montañas incluso por un breve espacio de tiempo, puede perder velozmente su estructura. Sin embargo, muchas pérdidas durante las tormentas ocurren en terreno montañoso, ya que el ciclón moribundo descarga lluvias torrenciales que pueden conducir a graves inundaciones y avalanchas de barro.

       

            • Al permanecer durante mucho tiempo en la misma zona del océano, extrayendo calor de la superficie hasta que está demasiado frío para seguir alimentando a la tormenta. Sin una superficie cálida de agua, la tormenta no puede sobrevivir.

       

            • Con una cizalladura vertical, causando que la convección pierda su dirección y el motor de calor se rompa.

       

            • Puede disiparse por ser lo suficientemente débil como para ser consumido por otra área de bajas presiones, rompiéndolo y uniéndose a la misma para formar una gran área de tormentas no ciclónicas. (que sin embargo pueden fortalecerse significativamente).

       

            • Al entrar en aguas más frías. Esto no significa necesariamente la muerte de la tormenta, pero perdería sus características tropicales. Estas tormentas son ciclones extratropicales.

       

            • Al formarse forma una pared del ojo exterior (normalmente a 80 kilómetros del centro de la tormenta), estrangulando la convección hacia la pared interior. Este debilitamiento es normalmente temporal salvo que se reúna con alguna otra condición anteriormente expuesta.

       

      Incluso después de que se diga que un ciclón tropical es extratropical o se ha disipado, puede tener todavía viento con una fuerza de tormenta tropical (u ocasionalmente fuerza de huracán) y descargar abundante lluvia. Cuando un ciclón tropical alcanza latitudes más altas o pasa sobre tierra puede unirse con un frente frío o desarrollarse a ciclón frontal, llamado también ciclón extratropical. En el océano Atlántico, estos ciclones pueden ser violentos e incluso conservar fuerza de huracán cuando alcanzan Europa como Tormentas de Viento Europeas.

      CORRIENTES MARINAS

      Principales Corrientes del Atlántico

       

      ATLÁNTICO NORTE. La Corriente Ecuatorial del Norte, de deriva o de arrastre, se origina a la altura de las Islas de Cabo Verde y se dirige al W empujada por los vientos alisios. Su intensidad 0,5 a 1 nudo. A la altura del Amazonas se recurva hacia el WNW. Su intensidad 1,5 nudos y a la altura de las Guayanas toma este nombre. A la altura de Trinidad y Tobago se divide; una de estas ramas se dirige hacia el este de las Antillas tomando este nombre. La otra rama penetra en el Golfo de Paria por el paso de la Sierpe, que separa la isla de Trinidad del continente. Esta corriente es intensa al ser reforzada por la corriente de marea.

       

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      Parte de la Corriente de las Antillas penetra en el Caribe por las Antillas de Barlovento formadas por Antigua, Guadalupe, Martinica, Barbados y otras, que al unirse con el flujo del paso de la Sierpe forman la Corriente del Mar Caribe, con intensidad de 1 a 2 nudos. La Corriente del Mar Caribe se dirige hacia el canal de Yucatán, pasando antes entre el Cabo Gracias a Dios en Honduras y la isla de Jamaica. Al llegar a Yucatán su intensidad es de 3 a 4 nudos. Desde este canal una rama se dirige hacia el oeste del Golfo de Méjico y recurvando hacia el este de la desembocadura del río Missisipí. Las otras ramas después de pasar el Cabo de San Antonio, en la isla de Cuba, recurvan hacia el estrecho de Florida. Este estrecho da salida al enorme flujo que ha entrado en el Golfo de Méjico, por lo que se crea una gran corriente de salida hacia el Atlántico de aguas muy calientes de intensidad de 2 a 5 nudos conocida como Corriente de Florida. Una rama de la Corriente de las Antillas se dirige hacia el norte de Puerto Rico pasando por el norte de la República Dominicana y la isla de Cuba, formando la Corriente de Bahamas, que se juntará con el flujo general de la Corriente de Florida. La corriente que sale del estrecho de Florida recibe el nombre de Corriente del Golfo o Gulf Stream, que toma rumbo norte hasta la altura de Cabo Hatteras en que su intensidad es de 4 nudos y se recurva hacia el NE. siguiendo el círculo máximo hacia Europa. En el Cabo Cod su intensidad es 2 nudos y en el Banco de Terranova 1 nudo. En Cabo Hatteras se forma una contracorriente de dirección sur que entra en el Golfo de Méjico. En el Banco de Terranova se produce el choque de la Corriente de Labrador, de dirección S. y SW.. de aguas muy frías, con la Corriente del Golfo haciendo que aquélla desplace a ésta hacia el sur y pasando parte de ella por debajo de la corriente caliente creando meandros o hileros, que se van entrelazando como dedos, de corrientes frías y calientes ideales para el crecimiento del plancton que alimenta a los bancos de pesca de Terranova.

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      El contraste de temperaturas es grande y propicia aparición de niebla al colocarse una masa de aire caliente y húmedo sobre otra de aire frío. La separación de ambas corrientes coincide con el frente polar. Esta zona es el límite sur medio de los hielos flotantes que bajan con la Corriente de Labrador. Pasado Terranova la Corriente del Golfo toma el nombre de Corriente del Atlántico Norte, de dirección NE. y 1 nudo, en el meridiano de longitud 20º W se forman varios meandros o hileros de corrientes calientes. El de más al norte se dirige hacia Islandia (Corriente de Irminger) caliente. El segundo forma la Corriente de Irlanda y luego la Corriente de Noruega, también calientes. Otra rama se dirige hacia Galicia y en alta mar una rama se dirige hacia el norte peninsular formando la Corriente de Rennell, que bordea el Golfo de Vizcaya y sale por Brest. La rama sur forma la Corriente de Portugal, de rumbo S. Esta corriente se dirige hacia el sur y favorecida por los vientos alisios atraviesa el Archipiélago Canario como corriente fría debido a la afloración de aguas abisales en la costa marroquí formándose la Corriente de Canarias, fría y de gran abundancia de plancton que alimenta al banco sahariano. La Corriente de Canarias cierra el circuito tropical de la corriente del Atlántico Norte. La Corriente de Irminger al bordear las costas orientales de Groenlandia se junta con la Corriente oriental de Groenlandia, unos hileros fríos y otros calientes ambos bordean el Cabo Farewell y se dirige hacia el norte creando la Corriente occidental de Groenlandia, caliente hasta aproximadamente el círculo Glacial Artico. Sigue rumbo N. bordeando la bahía de Baffin, ya como corriente fría, recurva hacia el S. por el este de la isla de Baffin y península de Labrador, tomando el nombre de Corriente de Labrador, de aguas muy frías. Esta corriente cierra el circuito polar Atlántico. La Corriente de Labrador bordea la costa sur de Terranova y Nueva Escocia llegando hasta Nueva York. Debido a su baja temperatura

      HIELOS FLOTANTES

      Los hielos se dividen en terrestres,  marítimos y fluviales

      Hielos de origen terrestre: Se forman en los glaciares. En las regiones polares o en las montañas muy altas, el agua se desliza por los valles en forma de ríos de hielo llamados glaciares. Hay tres clases de glaciares: inlandis, propios de los casquetes polares y de Groenlandia; de montaña y de pie de montaña, propios de Alaska.

      La fusión del hielo en las regiones polares es muy lenta, por esto, aun sin estar estáticos, su movimiento es muy pequeño, pudiendo ser de unos 30 metros diarios y su anchura de hasta 7 Km. A medida que el glaciar va aumentando va derivando hacia la mar, introduciéndose en él sin romperse, hasta distancias de la costa que pueden alcanzar 50 millas. Esta lengua de hielo se llama glaciar tonge.

      La densidad del hielo es de 1,09 por lo que 1/10 parte de su volumen está fuera del agua, la cual puede representar 1/5 de su altura.

      Por efecto del propio peso del hielo, de las mareas, vientos y principio de Arquímedes se produce la rotura o calving desprendiéndose masas del mismo que se denominan birgy bit cuando velan menos de 5 metros, o iceberg cuando velan más de 5 metros.

      Los hielos originados en el Antártico reciben el nombre de tabular berg o barrier berg debido a su apariencia superior plana. Estos hielos pueden varar en el fondo, con lo que su deriva queda interrumpida y se les denomina por tal motivo anchor ice o grown ice.

      Los hielos van derivando por efecto de las corrientes y de los vientos hacia latitudes bajas, fundiéndose lentamente y quedando agujas sumergidas llamadas ram.

      Cuando el hielo tiene más de dos años de edad, un espesor superior a 2,5 metros, superficie ondulada y color azulado, se le llama artik pack.

      Se denomina growler a todo hielo de origen glaciar o marítimo de color verdoso, emerge 1 metro del agua y tiene unos 20 metros cuadrados.

      Hielos de origen marítimo:  Como consecuencia del descenso de la temperatura más allá del punto de solidificación, el agua de mar se hiela en forma de pequeñas agujas de hielo, que unidas entre sí dar lugar a la formación de pancakes o tortas de hielo. A medida que el fenómeno va progresando dichos hielos se van uniendo entre sí formando los denominados pack ice, el cual flota y deriva con los vientos y corrientes.

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      Conforme se va enfriando el agua, se contrae hasta que alcanza la temperatura en la que adquiere su máxima densidad. A partir de este punto, el enfriamiento se traduce en expansión. Como ya sabemos, la máxima densidad del agua dulce se produce a una temperatura de 4ºC y se congela a 0ºC. Sin embargo, la presencia de sal hace descender estas temperaturas como se puede ver en la siguiente figura.

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      Relación entre la temperatura de máxima densidad y el punto de congelación en función de la salinidad del agua.

      Como se puede apreciar en la figura anterior ambas líneas coinciden en un punto que corresponde a una salinidad de 24,7 partes por mil, en la que la máxima densidad se produce y la temperatura de congelación corresponde a -1,3ºC. A partir de este punto y para salinidades superiores la temperatura de máxima densidad el agua y el punto de congelación coincide. Por lo tanto, se llega a la conclusión que si la salinidad media de los océanos esta en torno a las 35 parte por mil, el punto de congelación es de aproximadamente -1,88ºC.

      En las regiones polares el hielo empieza a formarse en la superficie, cuando cesan las corrientes provocadas por las variaciones sufridas en la densidad  y se alcanza la temperatura de congelación. En aguas confinadas la temperatura de congelación se puede extender rápidamente desde la superficie hasta el fondo, formándose así el hielo de fondo o anchor ice. En este caso los cristales de hielo pueden formarse a cualquier profundidad, tendiendo a desplazarse hacia la superficie a causa de su densidad inferior a la del agua aunque también pueden quedar fijos al fondo.

      Los hielos de origen terrestre, como su propio nombre indica, se han formado en tierra a causa de la congelación del agua dulce o bien por la compactación de capas de nieve.

      Bajo el efecto de grandes presiones el hielo adquiere propiedades ligeramente plásticas y en un plano inclinado se deslizará hacia abajo. Si un área es relativamente plana, como por ejemplo la meseta antártica, o si el flujo de salida se encuentra obstruido como sucede en Groenlandia, se forman entonces casquetes de hielo que permanecen durante todo el año. El espesor de estos casquetes alcanzan cotas de cerca de un kilómetro en Groenlandia y de hasta 4,5 kilómetros en el continente Antártico.

      Los barrancos y los pasos de montaña son propicios para la formación de glaciares. Estos se definen como masas de hielo y nieve que continuamente se mueven hacia niveles inferiores. Pueden llegar a desplazarse más de 30 metros al día pero generalmente es mucho menos. Cuando un glaciar alcanza el nivel del mar, la fuerza provocada por la flotabilidad rompe el glaciar en trozos de considerables magnitudes, conocidos como icebergs.

      En raras ocasiones encontraremos un iceberg que se ha descongelado de forma uniforme debido a las formas del propio hielo, a la diferencia de temperaturas por encima y por debajo de la línea de flotación, a la exposición solar y a la propia erosión. Como resultado se dan cambios en el equilibrio de la masa, que pueden ocasionar que el témpano se incline incluso llegue a colapsar completamente. Partes de él pueden desprenderse formándose así témpanos de dimensiones mas reducidas. Se denomina Bergy bit o fragmento de témpano pequeño, cuando el hielo se extiende de 1 a 5 metros por encima de la superficie del mar, cubriendo un área de alrededor de 100 a 300 m2. Otro tipo de hielo que puede provocar una avería seria al buque es el Growler, témpano de una dimensión aun mas pequeña que el Bergy bit cuya característica principal es que debido a factores meteorológicos, como por ejemplo el viento y las corrientes oceánicas, hacen que aparezca y desaparezca de forma impredecible sobre la superficie del mar. Tanto los bergy bits como los growlers suelen originarse debido al desprendimiento de los icebergs.

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      capitan_3-30Bergy bit o fragmento de témpano. capitan_3-31Brash ice o hielo fragmentado
      capitan_3-32Fast ice o hielo adyacente a la costa. capitan_3-33Grease ice o hielo graso.
      capitan_3-34Growler o pequeño témpano rodeado de hielo graso y shuga. capitan_3-35Iceberg tabular.
      capitan_3-36Pancake ice. capitan_3-37Sastrugi.
      capitan_3-38Shuga, growlers, bergy bits y icebergs al fondo. capitan_3-39Nilas
      capitan_3-40Hummocked ice o hielo amontonado. capitan_3-41Polynya.

      Límites de los hielos

      Atlántico Norte. Entre los meses de abril y agosto es cuando se observan el mayor número de hielos flotantes en el Atlántico Norte, pudiendo alcanzar las latitudes de los 39ºN aunque no es frecuente pues para ello deben adentrarse en la corriente cálida del Gulf Stream.

      Información sobre el límite de los hielos es dada por los Pilot Charts para cada mes del año.

      Antártida. Los hielos alrededor de la Antártida pueden tomar cualquier dirección, aunque principalmente son desplazados por las corrientes de las Malvinas, de Benguela y las de Australia.
      En este hemisferio los icebergs han alcanzado latitudes mucho más bajas, 27ºS en el Atlántico, siendo a la altura del Cabo de Hornos y las proximidades de las Malvinas las zonas donde más abundan. En el Océano Indico y en el Océano Pacífico los icebergs pocas veces cruzan hacia el norte del paralelo 40ºS.

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      Iceberg erosionado por factores meteorológicos

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      Ram o espolón sumergido

      Navegación en zona de hielos

      Desde la antigüedad la presencia de hielos han sido un problema para los marinos que han navegado por los polos. Los hielos marinos son un problema que concierne directamente a los profesionales del mar ya que restringe e incluso a veces controla los movimientos del buque. Por ejemplo, afectan para realizar el cálculo de la posición estimada del buque ya que provocan cambios de velocidad y de rumbo de forma frecuente e imprecisa. De forma inequívoca el gobierno del buque es complicado ya que, la apariencia de los accidentes geográficos que se toman como referencia para tomar situaciones, también se ven alterados o desaparecen completamente cuando existe hielo en la zona. La propagación de las ondas radioeléctricas se reduce por varios motivos, los cambios en la ionosfera provocados por anomalías magnéticas dificultan las comunicaciones marítimas, las características especiales de las superficies afectan directamente a la recepción de las ondas electromagnéticas emitidas por el RADAR del buque, etc. Y de un modo particular la navegación astronómica se convierte en un problema de difícil solución a causa de la refracción o por la influencia de factores meteorológicos.

       

      Disposiciones del SOLAS sobre hielos

            • La regla 2 del Capítulo V del SOLAS (Mensajes de peligro), deberá tenerse en cuenta cuando se navegue en zonas de hielos y sus disposiciones seguidas escrupulosamente.

       

      Cuando se envíe un «reporte» sobre icebergs, cierta información es vital

            • Nombre del barco y numeral

       

            • Fecha y hora en el que el iceberg fue avistado

       

            • Método de observación (visual, radar o ambos)

       

            • Número de icebergs avistados —Posición del iceberg (latitud y longitud)

       

            • Tamaño (de acuerdo a la tabla I)

       

       

      Forma

      Básicamente los icebergs pueden dividirse respecto a sus formas en dos categorías: Tabulares y no tabulares. Un iceberg tabular tiene su parte superior lisa y sus costados muy verticales. Formas no tabulares pueden ser en forma de cimas montañosas.

            • La regla 7 del Capítulo V del SOLAS dice:

       

      El Capitán de todo buque al que se le haya informado de la presencia de hielos en la derrota que el buque sigue o cerca de ésta, está obligado durante la noche a navegar a una velocidad moderada o a modificar su derrota para distanciarse de la zona peligrosa.

      Bibliografía:

      http://www.euskadi.eus/gobierno-vasco/contenidos/informacion/coleccion_itsaso/es_dapa/adjuntos/Capitan.pdf

      https://www.aiu.edu/applications/DocumentLibraryManager/upload/METOROLOGY%20AND%20CLIMATOLOGY.pdf

      http://meteo.fisica.edu.uy/Materias/elementos_met_y_clima/teorico_elementos_met_y_clima/Bol4_2_Circulacion%20General.pdf

      http://www.estudiasonavegas.com/images/Archivos/Exa%20Acad%20Mar%20Menor/CY-Murcia-Mar-Menor/Archivos-CY-Murcia/Ciclon%20extracto.pdf

      http://hdl.handle.net/2099.1/13579

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