Física de la Atmósfera y Oceanografía - Bienal Física

Transcripción

Simposio de
Física de la Atmósfera
y Oceanografía
XXXII Reunión Bienal de la Real Sociedad Española de Física
Equatorial America: Precipitation patterns and a Lagrangian
approach of Moisture Sources
Ana María Durán Quesada1, Michelle Reboita2, Luis Gimeno1 and Raquel Nieto1
epartamento de Física Aplicada, Facultad de Ciencias de Ourense, Universidad de Vigo, Campus As
D
Lagoas s/n, ES-32004 Ourense, Spain.
2
Universidade de Sao Paulo, USP, Brasil.
1
Abstract
The role of the tropics in the climate system is well known, its importance as the motor of
the general circulation due to the solar radiation received as well as the biological importance
of tropical regions are just few elements to confirm its importance. Tropical climate system is
rich in interactions between land, ocean and atmosphere; where teleconecctions are important determining local climate processes. Particularly, equatorial America presents a contrast
regarding the land-sea distribution; this area comprises Southern North America, Central
America and Northernmost South America. One of the most important features of the tropics
is precipitation, along the tropical regions extreme situations have been analysed, from severe
droughts to monsoons. Precipitation patterns in equatorial America have been identified and
many works have been dealing mainly with the rainfall in the Amazon basin for its particular
importance as ecosystem. While analising precipitation, important questions begin to rise:
where does the moisture come from?, which are the moisture transport mechanisms? Current research over America has been focused on moisture sources and transport in La Plata
and Orinoco Basins and more recently Central America. Results indicate the importance of
low level jet structures as moisture conveyors. Furthermore winds and the thermal gradients
induced by the ocean and land distribution, local topography is an important element which
accounts for the observed precipitation patterns. Using the methodology followed for analising moisture transport in Central America, three precipitations cores in the equatorial regions
are analysed. In a general way the main moisture sources are relatively known and using
a Lagrangian analysis method the existence and annual cycle of the sources is determined.
This work presents from a general point of view, the importance of the ITCZ seasonal migration, local topography, thermal gradients and low level jet structures as important elements
involved in the moisture transport in the tropical regions. Since tropics are highly sensible to
ENSO phases, the relatively neutral period 2000-2004 is analysed and further research of the
group is now focused in the interannual variability of the moisture transport in equatorial
America as well as the impact of the ENSO phases.
287
Simposio de Física de la Atmósfera y Oceanografía
Características de las corrientes inerciales y de marea
entre Lanzarote y África
J. M. Ugía, A. Martínez-Marrero y A. Hernández-Guerra
Departamento de Física, Universidad de Las Palmas de Gran Canaria, 35017 Las Palmas de Gran Canaria,
[email protected].
En este trabajo se utilizan datos de corrientes medidos en el canal formado por Lanzarote
y África con objeto de estudiar la variabilidad espacial y temporal de las oscilaciones semidiurnas y diurnas. Los datos empleados se obtuvieron con cuatro líneas de correntímetros
(EBC2, EBC3, EBC4, EBC5) fondeadas entre enero de 1997 y enero de 1999, a lo largo de una
sección transversal del canal, con las que se midieron series temporales a distintitas profundidades comprendidas entre 100 y 1150 m. Los resultados obtenidos mediante análisis espectral
permiten comparar las energías de la banda de baja frecuencia, la banda diurna y la banda
semidiurna. En la zona profunda del canal la banda de frecuencias más energética es la banda
diurna la cual está dominada por oscilaciones de tipo inercial. Las energías máximas de esta
banda se observan en la línea EBC4, situada en la zona central del canal cercana al talud de
Lanzarote, y a profundidades mayores de 300 metros. La corriente semidiurna está originada
por la marea y la máxima energía de esta banda se produce también en la línea EBC4, aproximadamente a 300 metros de profundidad. Los resultados obtenidos mediante la descomposición en funciones empíricas ortogonales muestran una estructura vertical compleja, aunque
estable a lo largo del tiempo, de la corriente de marea que está originada por la combinación
del modo barotrópico con los modos baroclínicos. Sin embargo, se observa que la importancia
de los modos baroclínicos es mayor en el fondeo EBC5, el más cercano a Lanzarote, lo que
sugiere la generación de ondas internas en el talud de dicha isla.
Figura 1. Elipses obtenidas para la banda semi- Figura 2. Elipses obtenidas para la banda diurna.
diurna mediante la aplicación de análisis espectral rotatorio a los datos de corriente.
288
Estudio de las concentraciones de CO2 en Castilla y León
a partir de datos en superficie y medidas de satélite
M. A. García, I. A. Pérez y M. L. Sánchez
Departamento de Física Aplicada, Facultad de Ciencias, Universidad de Valladolid, 47071-Valladolid.
Introducción
En la actualidad, resulta evidente la influencia de los gases de efecto invernadero sobre el
cambio climático. El aumento de sus emisiones ha propiciado un incremento de la temperatura del aire a escala global de aproximadamente 0.76 ºC desde principios de siglo pasado hasta
2005. Las concentraciones del dióxido de carbono, CO2, uno de los gases de efecto invernadero
más importantes, se han incrementado desde 280 ppm al comienzo de la era industrial hasta
379 ppm en 2005 [1]. El principal objetivo del Protocolo de Kyoto es reducir las emisiones globales al menos un 5% respecto a los niveles de 1990 en el período 2008-2012. Para garantizar
el cumplimiento de los objetivos fijados es necesario un control y un adecuado estudio de las
fuentes y sumideros. A ello contribuyen los instrumentos presentes en el espacio. Para mostrar la fiabilidad de los datos obtenidos desde satélites es necesario contrastar los resultados
con observaciones desde la superficie. En este trabajo se presentan los resultados de comparación de los niveles de CO2 en superficie con la columna total de CO2 obtenida por el sensor
SCIAMACHY (Scanning Imaging Absorption Spectrometer for Atmospheric Cartography).
Descripción experimental y resultados
Las concentraciones ambientales de CO2 se midieron en el Centro de Investigación de la
Baja Atmósfera, CIBA, (lat: 41º49’N, long: 4º56’W, alt: 845 m), situado en el centro geográfico
de Castilla y León y en una zona rural de uso agrícola. Para ello se utilizó un analizador de
infrarrojo de respuesta lenta MIR 9000. Los datos se almacenaron en continuo en un datalogger y se procesaron como valores medios semihorarios. La gran influencia de las intensas
inversiones térmicas que se originan en el lugar de muestreo (hasta 7.3 ºC/100m) se redujo
rechazando los datos registrados con inversiones térmicas superiores a 1.5 ºC/100m. Posteriormente se calcularon las medias mensuales. Estos valores se compararon con los datos
concurrentes de la columna total de CO2 obtenida por SCIAMACHY embarcado en el satélite
ENVISAT de la ESA, en el pixel centrado en la zona considerada durante 2003, 2004 y 2005.
Los datos utilizados para la validación están basados en los productos operacionales mensuales del Nivel 3 procesados por la Universidad de Bremen. Estos datos mensuales se suavizaron utilizando una media móvil de 3 meses. A continuación se presentan los principales
resultados obtenidos.
1) La evolución mensual de las concentraciones ambientales en superficie se caracterizó
por un progresivo aumento del CO2 desde finales del invierno, alcanzando el valor más
alto en mayo, un descenso en verano (julio y agosto) y un posterior aumento desde septiembre hasta diciembre. El incremento observado durante el período de crecimiento
vegetativo, totalmente acorde con la evolución estacional registrada en el Hemisferio
Norte, confirma la influencia de la fijación fotosintética en la variación de CO2 en el
lugar de medida. Por el contrario, la reducción que experimenta en verano puede ser
atribuida a la falta de vegetación después de la cosecha, así como a la alta temperatura
del suelo y la baja humedad del suelo de la zona, principales factores que gobiernan la
fotosíntesis y la respiración. La presencia de un valor máximo secundario en octubre se
289
asocia a un aumento en la vegetación y la vitalidad de las raíces por
el incremento de las precipitaciones
en esta época del año. Los promedios mensuales máximo y mínimo
fueron 388.1 y 377.9 ppm, con una
amplitud de 10.2 ppm. Los datos
filtrados mostraron una amplitud
inferior, 7.6 ppm. 2) La variación estacional de la columna total de CO2
proporcionada por SCIAMACHY
presentó un comportamiento simi- Figura 1. Datos mensuales de la columna total de
lar, caracterizado por un crecimien- CO2 de SCIAMACHY.
to progresivo de las medias mensuales desde enero, llegando a un valor
máximo en mayo, para reducirse en
verano y alcanzar los valores mínimos en agosto-septiembre (Figura
1). Otra analogía muestra la presencia de un pico secundario de CO2 en
octubre-noviembre. Los promedios
mensuales extremos oscilaron entre
361.6 y 371.6 ppm en enero y mayo,
respectivamente, dando lugar a una
amplitud ligeramente superior a la
obtenida para los datos en superfi- Figura 1. Anomalías entre la columna total de CO2
cie filtrados, 10.0 ppm. SCIAMA- de SCIAMACHY y la concentración en superficie.
CHY subestima los resultados de
superficie en un promedio de 3.9%. 3) Las desviaciones mensuales obtenidas durante los
36 meses de análisis mostraron una variación estacional. Las anomalías mínimas se alcanzaron sistemáticamente en primavera-verano (desde marzo a agosto), descendiendo
a 2.2% en mayo. Las desviaciones mayores se registraron en invierno (desde noviembre
a enero), hasta 5.7% en diciembre, debido al número reducido de datos de SCIAMACHY
a su paso sobre el lugar de medidas, así como a un aumento local de las emisiones antropogénicas. 4) La comparación entre las tendencias anuales de superficie y la columna
total de CO2 de SCIAMACHY mostró un resultado satisfactorio, 2.5 ppm/año, que es un
valor consistente con la mayor parte de los resultados presentados en la bibliografía [2].
La tendencia anual de los datos en superficie fue más marcada mostrando un progresivo
aumento lineal entre 376.8 y 383.5 ppm en 2003 y 2005, respectivamente. El ligero descenso en el promedio de la columna total de CO2 obtenido en 2004 frente al 2003, podría
atribuirse a una anomalía superior de los datos mensuales registrados este año, 4.6%,
comparado con el obtenido en 2003 y 2005, 3.6% (Figura 2).
Agradecimientos: Los autores agradecen a la CICYT y a la Junta de Castilla y León su
apoyo económico.
Referencias
[1] IPCC. Geneva, Switzerland (2007).
[2] M. Buchwitz, O. Schneising, J. P. Burrows et al., Atmos. Chem. Phys., 7, 4249-4256 (2007).
290
Influencia de la actividad solar, las erupciones volcánicas
y la composición atmosférica sobre la temperatura global
y el cambio climático
A. de la Cruz
C/ Maternidad 1 2ºC, 13004 Ciudad Real ([email protected]).
En un trabajo anterior [1] se describe con detalle un modelo de balance de energía MBE
cerodimensional que predice la temperatura de equilibrio global terrestre al introducir en
él los valores de la constante solar, la reflectividad y la emisividad de la superficie terrestre,
la composición atmosférica, y la nubosidad. En dicho trabajo el modelo considera, como es
habitual, que del aumento total de temperatura respecto a la que habría si la atmósfera no
produjera Efecto Invernadero, el 64% se debe al contenido atmosférico de agua (vapor y nubes), el 21% al contenido de CO2, el 6% al de ozono troposférico, otro 6% al de metano, y el 3%
al de N2O. Con este reparto del Efecto Invernadero, en el trabajo se muestra que al tener en
cuenta la evolución de los contenidos atmosféricos de gases invernadero en el último milenio,
manteniendo constantes el resto de variables, las temperaturas globales predichas por el modelo coinciden aceptablemente con las observadas en las últimas décadas y con las predichas
por el IPCC para el siglo XXI, pero las predicciones fallan catastróficamente para los mil años
anteriores, al proporcionar valores muy por debajo de los observados, y no reproducir en
absoluto las variaciones producidas durante ese periodo. Por tanto, en ese trabajo se concluye
que debe haber otros factores que expliquen la evolución observada de la temperatura, y se
propone que algunos de los más influyentes pueden ser la variabilidad de la actividad solar,
la sucesión de erupciones volcánicas acaecidas, y una distribución diferente del Efecto Invernadero (mayor debido al agua, y menor debido al resto de gases).
En este trabajo se modifica el modelo anterior para tener en cuenta la mencionada influencia sobre la temperatura global terrestre de la evolución registrada tanto en la actividad solar
como en la volcánica [2], además de aumentar el Efecto Invernadero del agua incluso hasta el
95% rebajando el del resto de gases invernadero [3].
Modificando en primer lugar el Efecto Invernadero de la manera señalada, los valores
de la temperatura predichos por el modelo hasta 1970 se acercan mucho más a los observados, aunque lógicamente sus fluctuaciones siguen inexplicadas. Paralelamente, disminuye el
acuerdo entre predicción y observación desde 1970, confirmando la existencia de otros factores que expliquen el calentamiento de las últimas décadas y la variabilidad general de la
temperatura en el milenio.
Al incluir la evolución de la actividad solar y su influencia sobre el contenido troposférico
de aerosoles y sobre la nubosidad, el acuerdo general entre predicción y observación mejora
ostensiblemente, dando cuenta en buena parte tanto del actual calentamiento como de las
fluctuaciones de la temperatura a lo largo del milenio.
Por fin, la inclusión de la influencia de las emisiones volcánicas sobre los contenidos estratosférico y troposférico de aerosoles mejora nuevamente el acuerdo, aunque en menor medida que en el caso de la actividad solar.
De los resultados obtenidos puede concluirse que el calentamiento global actual y la variabilidad de la temperatura global terrestre a lo largo del último milenio no son consecuencia
fundamentalmente del Efecto Invernadero, sino que el factor más influyente sobre ambos es
la evolución de la actividad solar a lo largo de dicho periodo.
291
Referencias
[1]A. de la Cruz, CONAMA9 (2008); http://www.conama9.org/conama9/paginas/paginas_view.php?id
paginas=91&lang=es&menu=376&id=191&op=view.
[2] T.J. Crowley, Science 289, 270 - 277 (2000); http://www.sciencemag.org/.
[3]G.G. Duffy, Climate Change Fraud (2008); http://www.climatechangefraud.com/content/view/2169/228/.
292
La señal de la QBO en la alta estratosfera y mesosfera
MAECHAM5 y HAMMONIA
Peña-Ortiz C.1, Giorgetta M. A.2, Schmidt H.2 y Keller M.2
epartamento de Sistemas Físicos, Químicos y Naturales, Universidad Pablo de Olavide, 41013 Sevilla
D
([email protected]).
2
Max Planck Institute for Meteorology, Hamburg, Germany.
1
La señal de la Oscilación Cuasi-bienal (QBO) en la alta estratosfera es analizada a partir
de las simulaciones de dos modelos de circulación general, MAECHAM5 y HAMMONIA.
Los resultados muestran que la QBO afecta de manera significativa a la alta estratosfera y a
la mesosfera ecuatorial. En la alta estratosfera, la QBO modula el descenso de las fases este
y oeste de la Oscilación Semi-anual estratosférica (SSAO). Los resultados demuestran que la
propagación vertical de la señal de la QBO hacia la mesosfera media y alta depende de la fase
de la SAO y consecuentemente del ciclo estacional. La QBO no afecta de manera directa a la
fase oeste de la Oscilación Semi-anual mesosférica (MSAO). Durante los solsticios, cuando
vientos del oeste de la MSAO dominan en la media y alta mesosfera, la señal de la QBO no se
observa más allá de la stratospausa. Sin embargo, durante los equinoccios, cuando vientos del
este de la MSAO predominan en la mesosfera media y alta, la señal de la QBO se propaga a
través de toda la mesosfera llegando hasta la baja termosfera.
Los resultados obtenidos sugieren que la modulación de la SAO por parte de la QBO se
produce a través de la filtración de ondas de gran escala como las de inercia-gravedad pero
también a través de ondas de gravedad de pequeña escala.
Figura 1. Perfil vertical de viento zonal en 1.40N según el modelo de circulación general HAMMONIA.
293
Validación del modelo isótropo para la estimación
del Índice ultravioleta en planos inclinados
D. Serrano1, M. J. Marín2, M. P. Utrillas1, A. R. Esteve1,
F. Tena1 y J. A. Martínez-Lozano1
epartamento de Física de la Tierra y Termodinámica, Universidad de València, 46100 Burjassot;
D
[email protected].
2
Fundación Centro de Estudios Ambientales del Mediterráneo (CEAM), 46980 Paterna (Valencia).
1
I. Introducción
El Índice UV (UVI) se utiliza como medio para concienciar a la población sobre los efectos
negativos que tiene la radiación solar UV en la salud, y para alertar a la población sobre la
necesidad de adoptar medidas de protección [1].
Sin embargo, la medida de la irradiancia eritemática (UVER) incidente y el posterior cálculo del UVI sobre superficies horizontales no siempre es el método más adecuado para poder
estimar la dosis real recibida por los seres humanos que presentan a la radiación superficies
con diversas orientaciones e inclinaciones. Por este motivo el conocimiento de la irradiancia
incidente sobre superficies inclinadas resulta importante para estudios dosimétricos.
El presente trabajo se centra en el modelo geométrico isótropo [2] para la estimación del
UVI sobre superficies inclinadas en Valencia (España).
II. Instrumentación y metodología
Para estudiar los efectos de la irradiancia sobre planos distintos al horizontal, se ha diseñado y puesto en funcionamiento una estación de medida de UVER instalada en la Facultat
de Física por el Grupo de Radiación Solar de Valencia. La estación de medida está ubicada en
Burjassot (Valencia) y cuenta con cuatro radiómetros de banda ancha ultravioleta YES-UVB-1.
Uno de ellos mide irradiancia UV global en el plano horizontal. Un segundo, tiene acoplado
una banda de sombra, por lo que realiza medidas de irradiancia UV difusa, también en el
plano horizontal. Los otros dos instrumentos toman medidas de irradiancia UV global sobre
planos inclinados 40º, alternando las orientaciones Norte-Sur y Este-Oeste [3].
La irradiancia total recibida sobre un plano inclinado, Iβ, con un ángulo de inclinación β y
en un plano acimutal Ap, se determina como:
Ib = Ib, b + Ir, b + Id, b [1]
donde Ib,β es la irradiancia solar directa sobre dicho plano; Ir,β es la irradiancia solar difusa reflejada por el suelo sobre el plano inclinado y Id,β es la irradiancia solar difusa procedente del
cielo sobre el mismo plano inclinado.
El modelo isótropo considera la radiación difusa procedente del cielo uniforme en todas
las direcciones de la bóveda celeste. Así, la irradiancia solar difusa en un plano inclinado procedente del cielo según este modelo, Id,β, se halla según:
Id, b = 1 Id _1 + cos bi 2
[2]
donde Id es la irradiancia solar difusa en un plano horizontal y (1+cosβ) el factor de configuración para la radiación UV difusa.
Posteriormente se ha calculado el valor del UVI multiplicando el valor de la UVER (expre-
294
sado en W/m2) por 40, y redondeado este valor al entero más próximo, lo que proporciona un
valor numérico comprendido entre 1 y 10 en nuestras latitudes.
III. Resultados
A partir del modelo geométrico isótropo se obtuvieron las estimaciones del UVI correspondiente a las medidas registradas experimentalmente y que abarcan desde el 21 de Mayo
de 2004 hasta el 25 de Octubre de 2007 en los cuatro planos de orientación, disponiéndose de
más de 28.000 datos. Los resultados fueron comparados con el UVI obtenido a partir de las
dichas medidas experimentales.
La Tabla I permite la comparación entre los valores estimados y los medidos para el UVI
para cada uno de los planos analizados.
Diferencia UVI (%)
Orientación Norte
Orientación Sur
Orientación Este
Orientación Oeste
0
72
85
72
73
1
27
15
27
26
>2
<1
0
<1
<1
Tabla 1. Diferencia entre los valores del UVI medidos y los estimados con el modelo isótropo (en %).
Se observa un buen acuerdo general entre los datos estimados y los medidos, ya que sus
valores coinciden en más del 71% de los casos, en todas las orientaciones siendo en el Sur
donde mejor resultado se obtiene (85%), debido posiblemente a que para esta orientación
la irradiancia es superior a la que reciben los demás planos inclinados. También podemos
observar que en todas las orientaciones la diferencia de dos enteros o más no se da prácticamente (menos del 1% de los casos) por lo que podemos concluir que el modelo realiza una
estimación muy buena.
IV. Conclusiones
Los buenos resultados en los cuatro planos estudiados y para cualquier condición meteorológica permiten considerar al modelo isótropo como una herramienta adecuada para la
estimación del UVI en planos inclinados. En el plano Sur la coincidencia entre valores experimentales y estimados es aún mayor. Estos resultados mejoran la estimación realizada por el
modelo para la UVER [4] debido al redondeo al entero más próximo que representa la propia
definición del UVI. Por tanto, a pesar de su sencillez, puede resultar adecuado para estimar el
UVI incluso en lugares con predominio de cielos despejados como es el caso de Valencia.
Agradecimientos: Este trabajo ha sido cofinanciado por el Ministerio de Ciencia e Innovación (MICINN) a través de los proyectos CGL2005-03428-C04-01 y CGL2007-60648.
Referencias
[1]
[2]
[3]
[4]
WHO, Índice UV Solar Mundial: Guía Práctica 28 pp. http://www.who.int/uv. (2003).
Liu, B.Y.H. y R.C. Jordan., Trans ASHRAE: 41-526 (1962).
Esteve A.R. et al., Photochem. and Photobiol: 82, 1047-1052 (2006).
Utrillas M.P. et al., Photochem. and Photobiol: (en prensa) (2009).
295
Técnicas lineales y no lineales aplicadas al relleno de huecos:
Un estudio comparativo en series temporales de caudales
D. Calandria Hernández, J. Hidalgo Muñoz, D. Argüeso, S. Gámiz Fortis,
M. J. Esteban Parra y Y. Castro Díez
Departamento de Física Aplicada. Universidad de Granada, 18071 Granada. [email protected].
En este trabajo se ha realizado una comparativa entre los métodos lineales y no lineales
para el relleno de huecos de series temporales climatológicas. El estudio, viene motivado por
el alto índice de huecos encontrados en las series mensuales de caudal de las estaciones de
aforo de la Península Ibérica que, en algunos casos, llega a superar el 50%.
Dada una serie x(t), se pueden rellenar sus huecos siguiendo dos criterios: el primero,
consiste en utilizar la información de otras series temporales, y1(t),…,yn(t), para construir un
modelo de regresión que permita conocer el valor de la serie en el instante t’, aplicando la
ecuación x(t’) = F(y1(t’),…,yn(t’)). Aunque este enfoque es simple, tiene como inconveniente
que todas las series yi(t) tienen que estar completas y carecer de huecos. Cuando no se cumple
este requisito se puede usar una segunda aproximación que consiste en construir un modelo
autorregresivo de la forma x(t’) = F(x(t’-1),…,x(t’-p)), donde p es el orden del modelo, que se
elige a partir del estudio de la autocorrelación de la serie. En ambos casos, la función F determina si el modelo es lineal o no. Tradicionalmente, los principales modelos han sido lineales.
Sin embargo, en los últimos años se están desarrollando técnicas no lineales que permiten
obtener una mejor solución para el problema del relleno de huecos. Las más comunes están
basadas en las denominadas redes neuronales artificiales (ANNs) y en los algoritmos de búsqueda evolutivos (Algoritmos Genéticos).
En este trabajo, el modelo de regresión no lineal utilizado ha consistido en una red neuronal feed-forward con una sola capa oculta cuyo tamaño se determina automáticamente a partir
la serie temporal que se está rellenando. Como función de transferencia, se ha utilizado la
tangente sigmoide. En el algoritmo de entrenamiento de la red, se ha aplicado un método de
regularización bayesiana [1] con el fin de evitar el sobre-ajuste.
Las series temporales sobre las que se ha trabajado corresponden a datos de caudales procedentes de la confederación hidrográfica del Duero, publicados en el anuario de aforos del
Centro de Estudios y Experimentación de obras públicas (CEDEX, www.cedex.es). De todas
las estaciones disponibles, se han seleccionado aquellas que carecían de huecos, obteniendo
un total de 25. La cobertura temporal de las series abarca el periodo 1965 a 2005, con ambos
años incluidos. Este periodo, ha sido dividido en dos: un periodo de entrenamiento, comprendido entre 1965 y 1995, y un periodo de prueba, comprendido entre 1996 y 2005, sobre el que
se han generado huecos de manera aleatoria. Todas las series han sido preprocesadas eliminando la tendencia lineal encontrada, y han sido normalizadas a media cero y varianza 1.
Para realizar la comparativa, se han construido modelos de regresión lineales y no lineales
siguiendo los enfoques ya descritos: dada una serie de caudales x(t), se han escogido las series
yi(t) como las cinco que mayor correlación muestran con ella. A continuación, se han construido los modelos de regresión con los datos del periodo de entrenamiento, y éstos han sido
aplicados para rellenar los huecos del periodo de chequeo. La tabla 1 resume los resultados
obtenidos al realizar el relleno de huecos sobre las 25 estaciones con las que se ha trabajado.
Como puede observarse, los métodos no lineales ofrecen mejores resultados tanto para la
regresión múltiple como en los modelos autorregresivos. En estos últimos, los resultados son
algo peores debido a que los errores se van acumulando cuando hay una sucesión de huecos
296
consecutivos. La Figura 1 muestra una de las series de caudal utilizada junto con las series
simuladas a partir del relleno de huecos. En ella se puede ver como los métodos no lineales,
además de reproducir fielmente la tendencia de la serie que rellena, consigue estimar los extremos con mayor precisión.
Regresión Lineal Múltiple
Regresión No-Lineal Múltiple
Autorregresión Lineal (AR)
Autorregresión No-Lineal (NLAR)
Coef. Corr.
0.73
0.81
0.60
0.66
RMSE
23.68
20.54
30.25
29.40
Tabla 1. Resultados obtenidos con los modelos desarrollados, mostrando el coeficiente de correlación
medio y el error cuadrático medio entre las series originales y las simuladas.
Actualmente, se está trabajando
en la implementación de modelos más
complejos que superen los resultados
obtenidos con la regresión múltiple y la
autorregresión. Concretamente, se está
trabajando con modelos ARMA no lineales. Hasta ahora se han realizado experimentos con la parte AR del modelo
y, como se aprecia en la tabla anterior,
parece que mejora a su análogo lineal.
Así pues, al introducir la parte de media
móvil (MA), se espera una caracterización más exacta de la tendencia de las
series con las que se está trabajando, lo
que permitirá resolver el problema de la
acumulación de errores en el relleno de
huecos usando la parte AR, y obtener resultados mejores. Además, los modelos
no lineales desarrollados en este trabajo
podrán servir de utilidad en el desarrollo de otras tareas como predicción u homogenización de series.
Figura 1. Serie de caudales rellenada durante la fase de
test. La línea continua se corresponde con los valores
originales de la serie. La línea discontinua, se corresponde con la reconstrucción de la serie usando métodos
lineales y la punteada con la reconstrucción usando métodos no lineales.
Referencias
[1] Bishop, C. M. Neural Networks for Pattern Recognition. Oxford University Press. 1995.
297
Medida de isótopos de plutonio, 239Pu y 240Pu, en filtros de aire de
Sevilla mediante espectrometría de masas con aceleradores
E. Chamizo1, M. García-León2 y L. Wacker3
entro Nacional de Aceleradores (CNA), Avda. Tomás Alba Edison s/n, 41092 Sevilla;
C
[email protected].
2
Departamento de Física Atómica, Molecular y Nuclear, Universidad de Sevilla, Avda. Reina Mercedes
s/n, 41012 Sevilla.
3
ETH Institute of Particle Physics, Schafmattstrasse 20, CH-8093 Zürich, Suiza.
1
Hoy en día, 30 años después del último ensayo nuclear a cielo abierto y 23 después años
del accidente de Chernobyl, el último en liberar radionucleidos directamente a la atmósfera,
el plutonio sigue estando presente en la troposfera. La razón son los procesos físicos de resuspensión: erosión de suelos de zonas desérticas por parte del viento; formación de aerosoles
marinos, principalmente en las zonas costeras; y actividades humanas como la construcción
o la agricultura. Por ejemplo, en una zona urbana libre de fuentes locales de contaminación,
las actividades del plutonio en aire son del orden del nBq/m3, pero en el caso de Palomares,
Almería, afectado por un siniestro nuclear en 1966, asciende en, al menos, tres órdenes de
magnitud. Aprovechando los bajos límites de detección para la medida de 239,240Pu ofrecidos
por la técnica de espectrometría de masas con aceleradores (~ 5 μBq), de reciente implantación
en el CNA, en este trabajo caracterizaremos por primera vez las concentraciones de 239,240Pu en
muestras atmosféricas de Sevilla.
Las muestras estudiadas fueron recogidas en la azotea de la Facultad de Física con resolución semanal durante los años 2001 y 2002, mediante un captador de partículas de alto
volumen (Aerosol Sampling Station ASS-500), quedando los aerosoles retenidos sobre un filtro
de polipropileno de 40x40 cm2 de superficie (Vpromedio = 80000 m3, Mpromedio = 6 g). Para el análisis
de 239,240Pu por AMS, se empleó un 10% de la superficie de los filtros individuales, que fueron
agrupados por meses y procesados con esta resolución (Vmuestra = 32000 m3, Mmuestra = 2.4 g). La
extracción y purificación del plutonio de los filtros se realizó mediante resinas de extracción
cromatográfica TEVA, previa calcinación y digestión ácida de las cenizas, según el procedimiento publicado en [1]. Las medidas de 239,240Pu fueron realizadas con el sistema de AMS de
600 kV del ETH de Zürich y con la instalación de 1 MV del CNA. Brevemente, el plutonio es
extraído de la fuente de iones de sputtering con Cs+ como Pu16O-, transformado a Pu3+ en el
proceso de stripping, y cuantificado a partir de la señal de energía total proporcionada por una
cámara de ionización con una ventana de nitruro de silicio [2].
Los resultados obtenidos para las actividades de 239+240Pu por unidad de volumen, y para los
cocientes isotópicos 240Pu/239Pu en número de átomos, se presentan en la Figura 1. Observamos
que concentración de plutonio en aire sigue un ciclo estacional, con máximos durante el período
estival. En concreto, las actividades de 239+240Pu en aire presentaron máximos en agosto del 2001,
con 19 nBq/m3, y en junio del 2002, con 15 nBq/m3. Los mínimos anuales se alcanzaron durante
las estacione lluviosas (enero del 2001 y noviembre del 2002), con valores de 2 nBq/m3. Es interesante comentar que las concentraciones de aerosol en aire o índice TSP (del inglés Total Suspended Particles) presentaron una evolución similar, con máximos también en agosto del 2001
(C=120 μg TSP/m3) y en junio del 2002 (C=90 μg TSP/m3). Esta correlación está de acuerdo con
la hipótesis de la resuspensión. A través del análisis visual de las imágenes proporcionadas por
la sonda TOMS de la NASA (Figura 2), que informan sobre la concentración total de partículas
en la atmósfera terrestre a partir de un parámetro denominado Aerosol Index, se identificaron 8
intrusiones de aire Sahariano en el 2001, y 6 en el 2002, con máximos evidentes en los meses de
298
agosto y junio del 2001
y del 2002, respectivamente. La ocurrencia
de estas intrusiones
permite explicar también la existencia de
máximos secundarios
durante las estaciones
húmedas (Figura 3).
En consecuencia, es
bastante probable que
la presencia del plutonio en muestras atmosféricas de Sevilla Figura 1. SResultados obtenidos por AMS para las concentraciones en
esté afectada por las actividad de 239+240Pu (■), en nBq/m3, y para las relaciones isotópicas
intrusiones de polvo 240Pu/239Pu en número de átomos (▲), en %, en aire de Sevilla a lo largo
mineral procedente del 2001 y del 2002.
del Norte de África.
Las relaciones isotópicas 240Pu/239Pu presentaron en la mayoría de los casos valores a los esperados para el fallout global en el Hemisferio Norte, del orden del 17%, de acuerdo con la hipótesis
de la resuspensión.
Este trabajo ha sido parcialmente financiado con el proyecto FIS-2008-01149 del Ministerio
de Ciencia e Innovación.
Figura 2. Imagen de la sonda TOMS
de la NASA en la que se muestra la
distribución de aerosoles a nivel mundial.
Figura 3. Representación de las concentraciones en actividad
de 239+240Pu y de las precipitaciones, proporcionadas por el Instituto Nacional de Meteorología, en los dos años estudiados.
Las flechas representan las intrusiones de aire Sahariano, de
acuerdo con las imágenes de la sonda TOMS.
Referencias
[1]E. Chamizo, M.C. Jiménez-Ramos, L. Wacker, I. Vioque, A. Calleja, M. García-León, R. García-Tenorio, Anal. Chim. Acta 606, 239 (2008).
[2]E. Chamizo. S.M. Enamorado, M. García-León, M. Suter, L. Wacker, Nucl. Inst. Meth. B 266, 2217
(2008).
[3] http://toms.gsfc.nasa.gov/aerosols/.
299
Influencia de las condiciones hidrológicas sobre la distribución
espacial de Clor-a en el sector NO del Mar de Alborán
T. Ramírez1, D. Cortés1, J. M. Mercado1 y E. Liger2
1
2
Instituto Español de Oceanografía, Centro Oceanográfico Málaga, Málaga.
Departamento de Física Aplicada II, Universidad de Málaga, 29071 Málaga. [email protected].
Mientras que la oceanografía física y los patrones de circulación del Mediterráneo occidental y mar de Alborán se vienen estudiando hace largo tiempo y se conocen relativamente
bien, no ha sido hasta la última década cuando se han comenzado a obtener datos en relación
con los aspectos biológicos y el acoplamiento físico-químico-biológico [1]. Desde un punto de
vista físico, la circulación en el mar de Alborán está dominada por el intercambio de aguas
que se produce a través del Estrecho de Gibraltar, y que a grandes rasgos, se puede resumir
como una fuerte corriente de aguas atlánticas, poco salinas, entrando en superficie a través
de Gibraltar, mientras que aguas Mediterráneas más salinas y densas, fluyen en profundidad
hacia el Atlántico. La capa superior de Alborán presenta una compleja hidrodinámica que da
lugar a una elevada variabilidad espacial y temporal en las características hidrológicas que
son reflejadas en la productividad de las aguas [2]. Esto conduce a que el estado trófico de la
cuenca sea muy variable, presentando una elevada heterogeneidad espacial debido a los elevados gradientes horizontales en las propiedades físicas y químicas de las masas de agua. En
el margen continental del sector noroccidental del mar de Alborán están localizadas las zonas
mesotróficas que contrastan con las condiciones oligotróficas encontradas en el centro de los
giros anticiclónicos, donde tiene lugar la convergencia de aguas superficiales empobrecidas
en nutrientes.
En este trabajo se analiza la variabilidad horizontal de la temperatura y salinidad en la
capa superficial y su efecto sobre la distribución de la concentración de clorofila-a (Clor-a)
en el período 2002-2004 en el sector norte y noroccidental del mar de Alborán. Los muestreos
se efectuaron en seis transectos situados de forma aproximadamente perpendicular a la costa, donde se ubicaron varias estaciones costeras (20-30 m), neríticas (80-100 m) y oceánicas
(210-540 m). En cada uno de los años de estudio se efectuaron 4 campañas oceanográficas
con periodicidad aproximadamente trimestral, coincidiendo con cada estación meteorológica del año. En cada estación se obtuvieron perfiles verticales de conductividad (que fueron
convertidas a salinidad (S) y temperatura (T) en la columna de agua y se tomaron muestras
a profundidades discretas para la estimación de la concentración de Clor-a. Para determinar
si en promedio las distintas estaciones y transectos se diferenciaron por sus características
oceanográficas, se realizaron mapas de distribución horizontal de S, T y Clor-a en la capa
superficial (0-20 m) (Figura 1).
La salinidad y la temperatura en superficie estuvieron afectadas por la circulación general
de la zona y por diferentes mecanismos de afloramiento. Los sectores occidental y oriental
presentaron diferencias en sus características hidrológicas. En el sector occidental las estaciones oceánicas estuvieron frecuentemente bajo la influencia de la corriente atlántica mientras
que los transectos orientales se encontraron habitualmente bajo la influencia de aguas más cálidas procedentes del Este. En promedio, la salinidad mostró un pronunciado gradiente dirigido hacia la costa, lo que se debe a la mayor incidencia de los afloramientos inducidos por los
vientos en las estaciones costeras. Este gradiente fue más acentuado en los transectos occidentales debido a las bajas salinidades detectadas en las estaciones oceánicas como consecuencia
de la mayor influencia atlántica, observándose con frecuencia la presencia de la corriente at-
300
lántica principal o de alguna de sus
ramificaciones en las proximidades
de estas estaciones, como indicaron
las imágenes de SST y los registros
in situ. La distribución media de la
salinidad reflejó la existencia de un
gradiente dirigido hacia el NE en las
estaciones más oceánicas.
Las temperaturas más altas se
registraron en el sector oriental y estuvieron asociadas en algunas estaciones a valores medios de salinidad
relativamente bajos y altos valores
de oxígeno lo que sugiere que este
sector estuvo bajo la influencia de Figura 1. Distribución espacial del valor medio de Clor-a
aguas superficiales con mayor tiem- en las capas superficiales (0-20 m) a lo largo del periodo
po de residencia, tratándose proba- de estudio.
blemente de aguas que han recirculado en el Mar de Alborán. En el sector oriental, las menores temperaturas coincidieron con
los menores valores medios de salinidad, debido posiblemente a incursiones de Agua Central
Noratlántica en las estaciones más oceánicas, observándose un pronunciado gradiente de
temperatura hacia la costa. La surgencia de aguas subsuperficiales, debidas a afloramientos
inducidos por el viento y a los movimientos verticales asociados al frente atlántico, también
pudieron contribuir a las menores temperaturas medias en ese sector.
La variabilidad hidrológica afectó notablemente a la distribución de la Clor-a. Así, en los
transectos occidentales los diferentes mecanismos de fertilización condujeron a las mayores
concentraciones de Clor-a y a una elevada variabilidad de las mismas. Las concentraciones
medias en las capas superficiales durante el periodo de estudio fueron superiores a 1 μg L-1
mientras que en los transectos orientales las concentraciones fueron en la mayoría de las estaciones inferiores a 0.7 μg L-1. Las menores concentraciones en este sector coincidieron con
valores medios de temperaturas más elevados.
Agradecimientos: Este trabajo ha sido financiado por los proyectos ECOMALAGA (Instituto Español de Oceanografía) y NITROALBORAN (CTM 2006-00426) del Ministerio de
Ciencia e Innovación (cofinanciado por FEDER-UE).
Referencias
[1] T. Ramírez. Tesis Doctoral, Universidad de Málaga (2007).
[2] T. Ramírez et al. Est. Coast. Shelf Sci., 65, 654-670 (2005).
301
Caracterización de la variabilidad de los extremos
térmicos en Andalucía
S. Pampín-García, M. J. Esteban-Parra, S. R. Gámiz-Fortis,
J. M. Hidalgo-Muñoz y Y. Castro-Díez
Departamento de Física Aplicada, Facutad de Ciencias, Universidad de Granada, 18071 Granada,
[email protected].
Uno de los grandes problemas a los que se enfrenta la humanidad en el siglo XXI es el del
cambio climático. Los estudios llevados a cabo hasta la fecha indican un calentamiento global
del planeta, especialmente durante la segunda mitad del siglo XX, y se espera que continúe
en el siglo XXI. Además, se prevé que uno de los mayores impactos del cambio climático sea
el aumento de la intensidad y de la frecuencia de los extremos climáticos [1], hecho éste que
se refleja de forma diferente en las distintas zonas del planeta.
En este contexto, el presente trabajo, analiza la variabilidad de los eventos extremos de
temperatura de invierno y verano en Andalucía durante la segunda mitad del siglo XX.
Con este fin, se han analizado los datos de temperaturas máximas y mínimas diarias para
diversas localidades andaluzas, obtenidos de la base de datos del subsistema Clima de la
Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Andalucía. En total se obtuvieron datos de 628
estaciones meteorológicas repartidas por toda la comunidad autónoma andaluza. Estas series
iniciales de datos fueron sometidas a un control de calidad con el fin de seleccionar las adecuadas para el análisis de extremos.
En cualquier tipo de análisis climático es necesario contar al menos con una serie cuya cobertura temporal mínima sea de 30 años. Así pues, en primer lugar se desestimaron aquellas
estaciones cuya longitud de datos era inferior a ese periodo, y se seleccionaron aquellas que
incluían, al menos, el intervalo temporal 1970-2000. También se excluyeron las series con más
de un 25% de huecos, especialmente entre los años 1950 y 2000. A continuación se llevó a cabo
un análisis de la homogeneidad de dichas series, mediante la aplicación en primer lugar del
FHtest, que analiza la homogeneidad en base mensual, y posteriormente del RHtest, que la
analiza en base diaria [2]. Además, en algunos casos se ha estudiado la homogeneidad relativa
de algunas estaciones con el fin de que, al menos, todas las provincias andaluzas contaran con
cuatro estaciones.
Para el estudio de los extremos de temperatura en Andalucía, se han seleccionado índices
que caracterizaran distintos tipos de eventos extremos de entre los recomendados en el proyecto europeo STARDEX [3] (Statistical and Regional Dynamical Downscaling of Extremes
for European Regions), cuyo fin es comparar rigurosa y sistemáticamente los cambios en la
frecuencia e intensidad de los eventos extremos futuros en relación con los actuales. La selección de dichos índices fue llevada a cabo de manera que permitiera caracterizar la variabilidad tanto en frecuencia como en intensidad y persistencia de los eventos con temperaturas
extremas y de olas de calor y frío.
Las tendencias en las series temporales de dichos índices han sido cuantificadas a partir
de la pendiente de la recta ajustada por mínimos cuadrados, y su significación fue evaluada
mediante el test de Mann-Kendall. Además, con el fin de detectar cambios no lineales, se obtuvo la diferencia de los promedios de los índices seleccionados en dos subperiodos (desde el
principio del registro de cada estación hasta 1985 y desde 1986 hasta el final del registro). Para
analizar la significación estadística de estas diferencias se ha empleado el test t.
302
Los resultados obtenidos reflejan un aumento de los valores de temperatura máxima, así
como de sus valores extremos y una mayor persistencia de las olas de calor, al menos de las
que pueden considerarse extremas en la mayor parte de la región de estudio. Los cambios
tienden a ser más significativos en el área oriental de Andalucía, siendo el interior occidental
donde no se presentan aumentos significativos, o incluso en algún caso, cambios de signo
opuesto a los del resto de las estaciones.
En cuanto a las temperaturas mínimas cabe concluir que se tiende en general a un aumento de los índices relacionados con un incremento en el valor de la temperatura mínima,
así como un descenso de los relacionados con la persistencia de los eventos extremos fríos
durante el verano. No hay un comportamiento significativo claro de estos índices durante el
invierno en la mayor parte de Andalucía, destacando el comportamiento hacia un descenso
de la temperatura mínima y a un aumento de los episodios fríos en las estaciones interiores
más orientales.
Los resultados obtenidos en este trabajo indican que, en general, las tendencias de los
eventos extremos en la mayor parte de Andalucía son coherentes con resultados obtenidos en
otras regiones. Cabe destacar la magnitud y significación de los cambios experimentados en
verano, que puede suponer un importante impacto ambiental y económico en esta región.
El estudio presentado no permite establecer si las tendencias detectadas son el resultado
del calentamiento global o de la variabilidad natural, si bien estos resultados están en concordancia con las proyecciones de clima para finales siglo XX obtenidas a partir de simulaciones
climáticas que tienen en cuenta el forzamiento radiativo ocasionado por el aumento de la concentración de gases de efecto invernadero. Para ello se debería contar con registros temporales
más amplios que permitan analizar las posibles causas de estas tendencias, lo que supone un
objetivo fundamental en trabajos futuros.
Referencias
[1]Beniston, M., Stephenson, D.B., Christensen, O.B., Ferro, C., Frei, C., Goyette, S., Halsnaes, K., Holt,
T., Jylhä, K., Koffi, B., Palutikof, J.P., Schöll, R., Semmler, T. and Woth, K. “Future extreme events in
European climate: an exploration of regional climate model projections.” Climatic Change, 81, 71-95,
2007).
[2]Wang, X. L. L. and Feng, Y.,“Penalized maximal test for detecting undocumented mean change in
climate data series.” Journal of Applied Meteorology and Climatology, 46(6), 916-931, (2007).
[3] STARDEX Final Report. (2005). http://www.cru.uea.ac.uk/projects/stardex/.
303
Sistemas de Alerta Sísmica. Aplicación a la línea de
ferrocarril de Alta Velocidad Córdoba-Málaga
M. Herraiz1, F. Sánchez-Dulcet1, A. García-Herráiz1, J. Mejuto1,
D. Córdoba1 y J. L. Rodríguez2
epartamento de Física de la Tierra, Astronomía y Astrofísica I (Geofísica y Meteorología). Universidad
D
Complutense de Madrid; [email protected]
2
Administrador de Infraestructuras Ferroviarias, ADIF. Dirección General de Desarrollo de la Infraestructura Ferroviaria, José Abascal, 56, 28003, Madrid
1
En el estado actual del conocimiento, resulta imposible predecir adecuadamente la ocurrencia de terremotos, entendiendo como tal predicción la determinación precisa de los parámetros de localización del hipocentro, el instante de la ruptura, y el tamaño (magnitud) del
terremoto predicho. La única posibilidad eficaz para disminuir tanto el número de víctimas
como los daños materiales que se producen como consecuencia de un evento sísmico es mejorar los métodos de prevención. En esta línea se enmarca el establecimiento de Sistemas de
Alerta Sísmica eficaces que, una vez que se ha producido el terremoto, permitan detectarlo,
evaluar su tamaño y emitir, en su caso, la correspondiente alarma, todo ello en tiempo real,
antes de que el movimiento fuerte del terreno alcance las poblaciones o instalaciones sensibles
a proteger.
La idea no es nueva. El concepto de alerta sísmica fue publicado por primera vez en el
San Francisco Daily Evening Bulletin de noviembre de 1868 por J. D. Cooper y se basaba en
aprovechar la mayor velocidad de las ondas electromagnéticas respecto de las sísmicas para
hacer llegar una alarma transmitida por telégrafo. Desafortunadamente, el nivel tecnológico
del momento impidió la realización práctica de la idea de Cooper.
Después de 100 años, en 1972, el profesor M. Hakuo, del Earthquake Research Institute, de
la Universidad de Tokio, propuso la misma idea para la ciudad de Tokio, despertando el interés entre las autoridades del Japanese National Railways, que promovieron la investigación y
desarrollo del proyecto. En 1982 se había completado el Coast-line Detection System para el
tren de Alta Velocidad “Shinkansen”. El Sistema de Alerta Sísmica para la ciudad de México,
prácticamente idéntico, fue instalado en 1991.[1]
Actualmente existen dos tipos de Sistemas de Alerta Sísmica en funcionamiento, en todo
el mundo. Los sistemas del tipo “Front Detection”, o de Alarma Regional, como los instalados
en el ferrocarril japonés, en Taiwán y en la ciudad de México, analizan el movimiento del
terreno registrado por sismómetros instalados en las áreas fuente de terremotos para emitir
mensajes de alerta hacia áreas urbanas más alejadas. Los sistemas del tipo “On Site”, o de
Alarma Localizada, analizan la parte inicial de las ondas P registradas por acelerómetros instalados en las proximidades del elemento sensible a proteger, para emitir mensajes de alerta
antes de que tenga lugar el inminente movimiento fuerte del terreno provocado por la llegada
de las ondas S. El denominado Urgent Earthquake Detection and Alarm System, UrEDAS, en
servicio desde 1992 en la red ferroviaria de Alta Velocidad del Japón emplea este método.
Los sistemas “On Site”, de más reciente desarrollo, si bien determinan los parámetros del
terremoto con menor precisión que los obtenidos con sistemas “Front Detection”, necesitan
para ello un tiempo mucho menor, de sólo unos pocos segundos. Esto resulta de vital importancia cuando se trata de viviendas e instalaciones situadas en las proximidades del epicentro. La rápida recepción de las alertas permite la activación automática de mecanismos de
304
seguridad en los sistemas de transporte público, redes de distribución de gas y electricidad,
hospitales, etc. tendentes a minimizar los efectos del terremoto.
Esto ha motivado que para la Definición del Sismo de Disparo de un Prototipo de Sistema
de Control Sísmico aplicado a la línea de Alta Velocidad Córdoba-Málaga [2] se haya optado
por la metodología propuesta por Wu y Kanamori [3] para sistemas de tipo “On Site”, basada
en la determinación del parámetro τc calculado a partir de los tres primeros segundos de la
componente vertical de la onda P.
Figura 1. Sismicidad instrumental (Datos del Instituto Geográfico Nacional) en las proximidades de
la línea de Alta Velocidad Córdoba-Málaga.
Para la obtención de la expresión que relaciona dicho parámetro con la magnitud del terremoto se han analizado 629 registros de aceleración y 246 de velocidad, proporcionados por
el Instituto Geográfico Nacional, el Instituto Andaluz de Geofísica, la Universidad Complutense de Madrid, y el Real Instituto y Observatorio de la Armada. Corresponden a 208 sismos
de magnitud superior a 3.0 ocurridos desde 1993 en la zona de interés. El estudio se ha complementado con la realización de tres campañas de toma de datos en diferentes puntos de la
vía, durante los meses de enero, junio y julio del pasado año.
Aunque existe constancia de terremotos históricos destructores con epicentro en las proximidades del trazado, las características de la sismicidad de la zona de estudio hacen necesario
el empleo de acelerogramas sintéticos que permitan ampliar el rango de magnitud de los
registros instrumentales disponibles, dada la falta de este tipo de datos para eventos de magnitud superior a 5.0.
Referencias
[1] Y. Nakamura, QR of RTRI, Vol. 37, No. 3, (1996).
[2] M. Herraiz et al. 8th International Workshop on Seismic Microzoning Risk Reduction (2009).
[3] Y. M. Wu y H. Kanamori, BSSA. Vol. 95, No. 1, (2005).
305
Efecto de las anomalias ionosféricas en las posiciones
determinadas por GNSS
G. Rodríguez Caderot1, B. Moreno1, M. Herraiz2 y M. C. de Lacy3
ección Departamental de Astronomía y Geodesia, Facultad de Matemáticas, Universidad ComplutenS
se, 28040, Madrid; [email protected], [email protected].
2
Departamento de Geofísica y Meteorología, Facultad CC. Físicas Universidad Complutense, 28040, Madrid; [email protected].
3
Departamento de Ingeniería Cartográfica, Geodesia, y Fotogrametría, Universidad de Jaén, 23071 Jaén.
[email protected].
1
Las observaciones GNSS (Global Navigation Satellite System) permiten estimar el contenido electrónico de la ionosfera, TEC (Total Electronic Content). En este trabajo se pretende,
a partir de estas estimaciones, detectar anomalías ionosféricas, en concreto el caso de las burbujas de plasma en la ionosfera, EPBs (Equatorial Plasma Bubbles) en las zonas ecuatoriales
geográficas y estudiar la magnitud de su efecto sobre el posicionamiento. Estas anomalías
pueden producir efectos no deseados en las señales, que afectan fundamentalmente a las comunicaciones satelitales y, en el caso de observaciones GNSS, pueden influir en la determinación de las coordenadas geográficas de puntos terrestres.
Los observables que se obtienen usando GNSS dependen de las distancia receptor-satélite,
de los efectos atmosféricos, de los errores en los relojes de los receptores y de los satélites y
de las ambigüedades de fase, así como de los retardos electrónicos en receptores y satélites.
Observables GNSS específicos entre un receptor y un satélite (observaciones no diferenciadas)
se pueden usar para estimar el efecto ionosférico.
El retardo ionosférico se ha estimado mediante un ajuste mínimos cuadrados de la ecuaciones de Euler-Goad, que permiten estimar las pseudodistancias, el retardo inosférico y las
ambigüedades de fase a partir de medidas de código y fase (de Lacy et al, 2008).
Se ha aplicado este método para obtener el contenido oblicuo de electrones individualmente para cada satélite, sTEC, en estaciones de la red IGS (International GNNS Service) y de
la red EGNOS (European Geostationary Navigation Overlay Service) y se han comparado los
resultados con los obtenidos por otros métodos para la detección de anomalías ionosféricas
que estudian la disminución rápida del contenido electrónico de la ionosfera (Portillo et al.,
2008). Las estaciones están situadas en la región ecuatorial africana ya que en estas regiones
se carece de estudios de este tipo.
Para cuantificar el efecto sobre el posicionamiento de estas anomalías se han estimado
las coordenadas de estas estaciones en las épocas en las que se han detectado anomalías ionosféricas mediante la técnica de PPP (Precise Point Positioning). El software usado, que ha
sido desarrollado en colaboración entre la Universidad Complutense de Madrid y la Agencia
Espacial Europea (ESA), obtiene precisiones del centímetro en el cálculo de la posición, ya
que tiene en cuenta los offset de los relojes, los efectos atmosféricos, los sesgos electrónicos y
el offset de los centros de antena.
En esta técnica se emplean únicamente observaciones GNSS de la estación y productos
precisos del IGS (Internacional GPS Service). Las ambigüedades iniciales y el Retraso Ionosférico son estimados en un ajuste mínimos cuadrados y corregidos de las observaciones. Con
la precisión proporcionada por el software de PPP es posible apreciar el efecto de las EPBs en
la estimación de la altitud.
Para estimar el efecto sobre la posición de las EPBs se ha realizado la estimación de la posición haciendo un ajuste mínimo cuadrados época por época de 1 segundo y las observaciones
306
se han procesado dos veces, eliminando y sin eliminar el efecto ionosférico del satélite en el
que se había detectado la EPB.
Finalmente estos resultados se han comparado para estimar la magnitud de la influencia
de las burbujas en el posicionamiento, centrándonos en la altimetría, que es la coordenada
más afectada por estas anomalías, y estimando que se obtiene una variación de alrededor de
50 cm por metro de variación del retardo ionosférico.
Referencias
[1] De Lacy, M.C., Gil, A.J., Rodríguez-Caderot, G., Moreno, B., Física de la Tierra, 20, 133-150 (2008).
[2]A. Portillo, M. Herraiz, S. M. Radicella, L. Ciraolo, J. Atm. and Solar-Terrestrial Physics, 70 907917(2008).
307
Análisis de las Barreras Físicas como protección frente
a la Radiación Solar Ultravioleta
J. C. Moreno Esteve1, G. Gurrea Ysasi3, J. Cañada Ribera2,
M. A. Serrano Jarreño1 y M. Lorente Peiró1
Dpto. de Física Aplicada, Universidad Politécnica de Valencia; [email protected].
Dpto. de Termodinámica Aplicada, Universidad Politécnica de Valencia.
3
Instituto de Tecnología Eléctrica, Av. Juan de la Cierva 24, Parque Tecnológico de Valencia, 46980 Paterna.
1
2
La vida en la Tierra depende fundamentalmente de la radiación solar. Sin embargo, la radiación ultravioleta (280-400 nm) puede producir a nivel de la piel, quemaduras, cáncer cutáneo, y fotoenvejecimiento. A nivel de los ojos, fotoqueratitis, conjuntivitis y melanoma ocular.
Todos los efectos biológicos se cuantifican mediante sus espectros de acción con los que se
obtiene una medida del suceso en función de la longitud de onda de la radiación que lo induce. La quemadura solar o eritema es la consecuencia más común de la exposición humana
a la radiación UV. Su espectro de acción, o respuesta de la piel frente a la radiación, muestra
un valor máximo a 297 nm. La Comisión Internationale de l’Eclarage (CIE) acordó en 1987 la
Curva Patrón de Eritema, la cual presenta valores máximos en la banda UVB (280-320 nm) y
valores exponenciales decrecientes en la banda UVA (320-400 nm).
Para evitar los daños, es necesario minimizar la exposición de la piel y ojos a la radiación
UV. Al respecto, diversos autores han desarrollado estudios de barreras físicas o sombras; por
ejemplo, Parisi et al. (2001), analizaron el grado de protección de las sombras de árboles en
ciertas etapas del año. Turnbull et al. (2005), investigaron la protección de estructuras como
sombrillas de playa, de terrazas y cubiertas de paso de peatones. Grifoni et al. (2005) examinaron la radiación solar en verano, sobre una playa del Mediterráneo (Italia), e investigaron la
protección de la sombrilla de playa.
El objetivo de este trabajo es comparar las eficiencias de la sombrilla de playa, árbol y edificio, respecto a la radiación solar Ultravioleta Eritemática (UVER), considerando la eficiencia
como radiación bloqueada por la barrera física.
Las medidas se han realizado en una playa de Valencia, y en el campus de la Universidad
Politécnica (árbol y edificio), en febrero de 2007, escogiendo días claros, con un total de seis
días. La playa forma parte del Golfo de Valencia, y tiene orientación Este. Su suelo es arenoso
de aproximadamente dos kilómetros de longitud y 200 m de anchura. Carece de edificios
elevados en las proximidades y es limítrofe por el Sur con el puerto de Valencia. Como barrera física a la radiación se utilizó una sombrilla de playa de 2.03 m de diámetro y 1.2 m de
altura. La radiación UVER se mide utilizando dos sensores Solar Light modelo PMA 2120
(280-315 nm) conectados a un datalogger modelo PMA 2100. Dichos sensores se colocan en
trípodes a una altura de 0.4 m con respecto al suelo. Las medidas de irradiancia (μW·cm-2)
se realizaron cada minuto desde las 10:30 a las 17:30 en dos tandas simultáneas con y sin
sombra. El procedimiento experimental consiste en colocar uno de los sensores al sol y a 4 m
de la sombrilla. El otro sensor se utiliza para obtener las medidas en el centro de la sombra
proyectada por la sombrilla. Las medidas realizadas utilizando como barrera física el árbol y
el edificio, consistieron en situar un sensor expuesto al sol y otro sensor junto al tronco y a la
sombra en el caso del árbol, y en el centro de la sombra en el caso del edificio. Las posiciones
de los sensores se modificaban, de forma manual cada cinco minutos alternativamente según
dos planos: horizontal, y vertical.
308
Las eficiencias en función de la hora del día, mostraron los siguientes resultados: Con el
sensor en plano horizontal las eficiencias más elevadas corresponden al árbol, siendo iguales
las de la sombrilla y el edificio. Con el sensor en plano vertical, las eficiencias son superiores
respecto a las eficiencias con el sensor en horizontal, para las tres barreras físicas. También se
observa una eficiencia superior del árbol respecto a la sombrilla y edificio.
En la tabla 1 se muestran los valores medios y desviaciones típicas de dichas eficiencias
(en %). El incremento en porcentaje de la eficiencia del árbol respecto a las otras barreras, es
de 30% con el sensor en posición horizontal, y el 15% en posición vertical.
La desviación típica de los valores de la eficiencia, es más elevada en el árbol con el sensor
sobre plano horizontal (50% respecto a los homólogos de sombrilla y edificio). Sin embargo,
la desviación típica de los valores correspondientes al plano vertical, es más elevada en la
sombrilla (14% y 24% respecto al árbol y edificio).
Media
Desv. Típica
Coef. Variación
Posición del sensor Sombrilla (%)
horizontal
29.12
vertical
58.50
horizontal
13.60
vertical
13.84
horizontal
0.47
vertical
0.24
Árbol (%)
41.27
67.93
21.43
11.82
0.52
0.17
Edificio (%)
26.10
56.91
10.03
10.52
0.39
0.19
Tabla 1. Media aritmética y desviaciones típicas de las eficiencias de la sombrilla de playa, árbol y
edificio.
La dispersión de los valores de eficiencia, es superior con el sensor en plano horizontal
respecto a la orientación vertical, con incrementos del 67%, 49% y 51% para el árbol, sombrilla,
y edificio respectivamente. Con el sensor sobre plano vertical el coeficiente de variación es el
menor en comparación a las otras barreras, mientras que sucede lo contrario cuando el sensor
está sobre el plano horizontal.
Agradecimientos
Los autores agradecen la financiación económica del proyecto G.V. O4B/409 de la Generalitat Valenciana de título:”Estudio de las Eficiencias de las Barreras Físicas frente a la radiación
ultravioleta”.
Referencias
[1]Parisi AV, Wong JCF, Kimlin MG, Turnbull D, Lester R. Comparison between seasons of the ultraviolet environment in the shade of trees in Australia. Photodrematol Photoimmunol Photomed 2001, 17,
p.55-59.
[2]Turnbull DJ, Parisi AV. Increasing the ultraviolet protection provided by shade structures. J Photochem Photobiol B, Biol 2005, 78, 61-67.
[3]Grifoni D, Carreras G, Sabatini F, Zipoli G. UV hazard on a summer’s day under Mediterranean
conditions, and the protective role of a beach umbrella. Int J Biometeorol 2005, 50, 75-82.
309
Variabilidad hidrológica a corto plazo inducida por el viento
y su efecto sobre la distribución vertical de nutrientes
y clorofila a en el sector NO del Mar de Alborán
J. M. Mercado1, D. Cortés1, E. Liger2, T. Ramírez1 y S. Sallés1
1
2
Instituto Español de Oceanografía, Centro Oceanográfico Málaga, Málaga, [email protected].
Departamento de Física Aplicada II, Universidad de Málaga, 29071, Málaga.
El sector norte del Mar de Alborán se caracteriza por la presencia de fuertes gradientes horizontales de temperatura y salinidad dirigidos desde la costa hacia el centro de la cuenca, que
son debidos a la presencia casi permanente del giro anticiclónico, que ocupa la parte central
de la cuenca, y de remolinos ciclónicos al norte del mismo. Estas estructuras son alimentadas
por el chorro de agua atlántica que penetra a través del Estrecho de Gibraltar. En el área de
influencia del giro anticiclónico, los valores de salinidad en superficie (36.5 PSU) denotan la
presencia de una capa de agua atlántica no modificada. Por el contrario, en las zonas costeras,
la capa de agua superficial corresponde a agua atlántica más o menos modificada dependiendo de la fase del ciclo estacional. Así, la salinidad en la capa superficial de 20 m varía en
promedio desde 36.7 en otoño hasta 37.1 en primavera [1]. No obstante, y con independencia
del ciclo estacional, el régimen de vientos locales parece también jugar un papel determinante
en la regulación de la intensidad de los afloramientos costeros. Así se ha puesto de manifiesto
en [2], donde se muestra que la variabilidad en la intensidad del viento de poniente explica
aproximadamente un 52% de la variabilidad en la salinidad de superficie en estaciones costeras que fueron muestreadas cada tres meses durante el período de 2002 a 2004.
En este trabajo se analiza el efecto de un episodio de viento de poniente intenso sobre las
características hidrológicas en el sector norte de Alborán y sus consecuencias sobre la productividad primaria. Los muestreos se llevaron a cabo en el mes de mayo de 2008, cuando
se visitaron 10 estaciones distribuidas en dos transectos perpendiculares a la costa, uno ellos
frente a Marbella y el otro frente a Málaga. Las estaciones más costeras se localizaron sobre
la plataforma continental, mientras que las más alejadas se localizaron en torno al eje central
este-oeste del mar de Alborán. Los muestreos comenzaron el día 9 en la radial de Marbella y
finalizaron el día 15 en la radial de Málaga. Durante las travesías de una estación a otra se obtuvieron registros en continuo de la intensidad y
dirección del viento, así como de la temperatura
y salinidad del agua de superficie. La estación
costera de la radial de Marbella se muestreó los
días 9 y 12 de mayo. En estos muestreos se realizaron perfiles de salinidad y temperatura (de 0 a
100 m de profundidad) y se recogieron muestras
a profundidades discretas para análisis de nutrientes y clorofila a.
Durante el primer día de muestreo (9 de
mayo) hubo un cambio sustancial en la velocidad
y dirección promedio del viento respecto a los
Figura 1. Registros de la salinidad en superdías previos. Así, la velocidad aumentó a 8.6 m/s
ficie obtenidos durante el primer día de muesen promedio (con rachas de hasta 21.6 m/s),
treo (9 de mayo) y el resto de la campaña.
mientras que su dirección predominante fue del
310
oeste. Este régimen de viento no varió prácticamente durante toda la campaña. En la Figura 1
se muestra la salinidad de superficie como una
función de la latitud, registrada durante los días
en que se realizaron los muestreos. En promedio,
la salinidad disminuyó al aumentar la distancia a
la costa, con un fuerte gradiente horizontal localizado aproximadamente a 36.5o de latitud norte.
Esta distribución denota la presencia probable
durante toda la campaña del giro anticiclónico
en el centro de la cuenca y de áreas de afloramiento en las zonas más próximas a la costa. Sin
embargo el gradiente latitudinal de salinidad fue
mucho menos pronunciado durante el día 9 de Figura 2. Perfiles de concentración de nimayo, debido a que la salinidad en el área locali- trato y clorofila a obtenido en una estación
zada al norte de los 36.5o de latitud fue en prome- costera localizada frente a Marbella los días
dio de 36.7 PSU (frente a los 37.5 PSU obtenidos 9 y 12 de mayo.
posteriormente). Similarmente la temperatura
entre el día 9 de mayo y los posteriores se redujo de 20 a 16 ºC. Estos cambios en superficie
se reflejaron también en modificaciones sustanciales de los perfiles verticales de salinidad.
Además, la intensificación del afloramiento produjo una fertilización de la capa de agua superficial en las estaciones costeras (Figura 2), lo que a su vez trajo consigo un aumento de la
concentración de clorofila a por un factor de 10 (Figura 2). Estos datos indican que el cambio
en el régimen de viento producido entre los días previos al muestreo y el día 9 de mayo, trajo
consigo una intensificación del afloramiento de agua mediterránea en el sector norte de la
zona de estudio. Es de notar que el cambio en la salinidad de superficie inducido por el viento
fue incluso mayor que el cambio descrito en promedio para todo el ciclo estacional.
Este trabajo ha sido financiado por el Proyecto NITROALBORAN (CTM 2006-00426) del
Ministerio de Ciencia e Innovación (cofinanciado por FEDER-UE).
Referencias
[1] J.M. Mercado et al., Prog. Oceanog., 74, 273-293 (2007).
[2] T. Ramírez. Tesis Doctoral, Universidad de Málaga (2007).
311
Estudio físico-químico comparativo de una atmósfera
próxima a una zona industrial y otra rural y su
implicación en el currículo de secundaria
J. Parra1, F. Muñoz1, E. Romero2, A. Parra2, J. A. Adame3,
Y. Díaz-de-Mera4, A. Notario4 y A. Aranda4
IES Alonso Quijano, Argamasilla de Calatrava (Ciudad Real).
IES Ribera del Bullaque, Porzuna (Ciudad Real).
3
Departamento de Física Aplicada, Universidad de Huelva (Huelva); Estación de Sondeos Atmosféricos
– El Arenosillo, Instituto Nacional de Técnica Aeroespacial.
4
Departamento de Química Física, Universidad de Castilla-La Mancha, Ciudad Real.
1
2
El objetivo de este trabajo es analizar y comparar una atmósfera próxima a una zona industrial (Argamasilla de Calatrava) y otra rural (Porzuna). Para ello se han medido de forma
continua y en tiempo real las concentraciones de ozono, uno de los contaminantes troposféricos más importantes [1,2]. Esto se ha hecho por primera vez en estas localidades donde no
existen estaciones de vigilancia de la contaminación. Se pretende también particularizar los
contenidos relativos a contaminación atmosférica de las materias de Física y Química en la
Educación Secundaria a un episodio concreto (contaminación por ozono troposférico) e introducir a los alumnos en el método científico con el desarrollo de un trabajo de investigación
específico.
Los dos centros de enseñanza donde se lleva a cabo el proyecto son:
- IES “Alonso Quijano” ubicado en Argamasilla de Calatrava, población de seis mil habitantes, aprox 5 km al noreste de Puertollano, que es una ciudad industrial muy importante localizada en el corazón de la Mancha a unos 240 km al sur de Madrid. Puertollano
tiene un polo petroquímico situado a unos 5 km al sureste del centro de la ciudad, que
incluye refinería, petroquímica, minería de carbón y 2 centrales térmicas.
- El IES “Ribera del Bullaque” se encuentra situado en Porzuna; municipio de cuatro mil
habitantes situado al noroeste de la provincia de Ciudad Real (a unos 50 km al norte de
Argamasilla) en las estribaciones de los Montes de Toledo. La actividad económica de la
localidad se basa fundamentalmente en la agricultura, la ganadería y la construcción.
El equipo utilizado para llevar a cabo las medidas es un analizador de ozono por absorción ultravioleta (Environment modelo O342M). Este método de análisis se basa en que el
ozono presenta una fuerte banda de absorción en la región ultravioleta, con un máximo de
253.7 nm. Usando esta propiedad y la ley de Lambert-Beer de absorción de radiación electromagnética, se obtiene de forma precisa la concentración de ozono. Dadas las características de
especificidad, objetividad y sensibilidad reunidas por el método por espectrofotometría ultravioleta, se considera en la actualidad como el estándar para la medida de ozono superficial y
es recomendado por las agencias medioambientales tanto europea como americana.
El periodo de medida ha sido desde Enero de 2008 hasta Noviembre de 2008 en Argamasilla. Desde noviembre de 2008 se encuentra midiendo en Porzuna, hasta mayo de 2009 cuando
finaliza el proyecto donde se enmarca este trabajo. Se han podido observar los diferentes ciclos que presenta el ozono, diario, mensual y estacional. Se han obtenido los valores máximo
y mínimos, así como los valores promedio en esos periodos de tiempo mencionados. Se han
intentado correlacionar estos valores y su evolución con las correspondientes variables meteorológicas que también se han recogido de forma continua y en tiempo real.
312
Como anteriormente se mencionó, a través de este trabajo se pretende introducir a los
alumnos en el método científico con el desarrollo de un trabajo de investigación específico.
Los autores agradecen financiación de la Junta de Comunidades de Castilla-La Mancha.
Referencias
[1]Ernesto Martínez y Yolanda Díaz de Mera. “Contaminación atmosférica”. Coordinadores. Ediciones
de la Universidad de Castilla-La Mancha. Cuenca, 2004.
[2] J.E. Figueruelo y M. Dávila “Química Física del medio ambiente”. 1ª Ed., Reverté, México, 2001.
313
Relación entre contaminantes troposféricos y situaciones
meteorológicas sinópticas utilizando el contraste de Kruskal-Wallis
J. F. Sanz Requena1, S. Quirós Alpera1, A. C. Guimarães1,
M. C. Rey de las Moras1, J. Martín Gil2 y L. M. Navas Gracia2
epartamento de Recursos Naturales. Universidad Europea Miguel de Cervantes. Valladolid.
D
[email protected]
2
Universidad de Valladolid
1
1. Resumen
El objetivo de la investigación cuyos resultados se presentan aquí, es determinar si existe
alguna dependencia entre la concentración de tres contaminantes habituales en la atmósfera
urbana en Valladolid (NO2, NO y O3) [1] y las distintas situaciones meteorológicas sinópticas
que pueden presentarse. Para ello se determina si las medianas correspondientes a la concentración de cada contaminante para los distintos tipos de tiempo son diferentes entre sí
mediante el test de Kruskal – Wallis.
2. Introducción
En Castilla y León existen setenta y tres estaciones de medición de contaminantes atmosféricos. El conjunto de dichas estaciones adopta el nombre de Red de Control de la Inmisión. Dentro de este entramado de estaciones se encuentra la Red de Control de la Contaminación Atmosférica del Ayuntamiento de Valladolid, que está formada por 18 estaciones
remotas dispuestas en diferentes puntos de la geografía de la ciudad (Dirección General de
Calidad ambiental, Junta de Castilla y León, 2007). Las estaciones miden con periodicidad
horaria los diferentes contaminantes atmosféricos, fundamentalmente aquellos cuyo control ha sido objeto de regulación legal (dióxido de azufre, partículas en suspensión, óxidos
de nitrógeno, hidrocarburos, monóxido de carbono, sulfhídrico, ozono y benceno). Para la
obtención de los datos se realizó una solicitud formal al Ayuntamiento de Valladolid de las
siguientes series temporales: Diciembre de 2004, enero y febrero de 2005, y junio, julio y
agosto de 2006.
3. Metodología
En este trabajo se utiliza el test de Kruskal – Wallis, para evaluar la iguadad entre las
medianas de cada uno de los tres contaminantes estudiados, en cada uno de los seis tipos de
tiempo diferentes considerados. Si el p-valor resulta menor que 0,05 se rechaza la hipótesis
nula (H0) de igualdad de las medianas con un nivel de significación del 95%, y en caso contrario se acepta.
4. Resultados
El objetivo último de este análisis es determinar si las medianas de concentración de cada
contaminante para los distintos tipos son diferentes entre sí, con el fin de establecer una dependencia entre los valores de concentración de contaminante y la situación meteorológica
sinóptica [2]. Para ello hemos realizando un contraste de Kruskal – Wallis para cada par de
niveles. Los resultados de estos contrastes se presentan a continuación.
314
P-valor
NO
NO2
O3
Tipo 1
Tipo 1
Tipo 2
Tipo 3
Tipo 4
Tipo 5
Tipo 2
Tipo 3
Tipo 4
Tipo 5
Tipo 6
0,265562
0,0000182859
0,0533022
0,0015231
0,00000203321
0,191207
0,0640782
0,154233
8,09156E-7
0,292796
0,249675
0,842677
0,942904
0,000133647
0,00604121
0,0969154
0,0000143884
0,298258
0,00197364
0,0483665
0,00000138099
0,00000369944
2,25447E-11
7,74327E-9
3,17817E-8
0,0
0,0
0,000962893
0,000255342
0,00000105932
0,37119
0,709445
0,000953574
0,605865
0,0000183532
0,00186095
0,0376718
6,10822E-7
3,49484E-9
0,776746
0,148127
0,0000719137
0,0000855296
0,000477478
0,0000133649
Tabla 1. Contraste de Kruskal-Wallis para tipos de situaciones establecidas y las concentraciones medianas de los agentes contaminantes estudiados. Tipo 1: Anticiclón Británico, borrascas europea oriental y atlántica. Tipo 2: Situación del noroeste. Tipo 3: Anticiclón Atlántico y borrasca en el mediterráneo. Tipo 4: Situación general de levante.Tipo 5: Situación anticiclónica. Tipo 6: Situación ciclónica.
5. Conclusiones.
El nivel de NO muestra diferencias estadísticamente significativas entre los valores de los
tipos 1y 3 y 3 y 6. Sin embargo, el valor de la mediana sólo es significativamente distinto entre la
situación meteorológica 5 y 6. En el caso del NO2, todos los tipos muestran medianas diferentes
estadísticamente significativas entre sí salvo en el caso de los tipos 1 y 4, 1 y 6, 2 y 3, y 4 y 6. La
mediana de la concentración de O3 en los tipos 5 y 6 presenta diferencias estadísticamente significativas entre sí y con el resto, y está por debajo de la mediana de los demás tipos. Este estudio
demuestra que existe una relación entre meteorología y contaminación [3], si bien es necesaria
una investigación en más profundidad teniendo en cuenta otras variables condicionantes (orografía, meteorología a escala local, vegetación, etc.) que permitan establecer predicciones más
precisas de los episodios de contaminación. Como conclusión final se puede decir que aunque
la meteorología no basta por sí sola para reducir en general los riesgos de polución, sí debe ser
parte integrante de cualquier programa para resolver un problema de esta clase, ya sea en una
fábrica o en una zona industrial. Una estación meteorológica debidamente situada en la que
se midan los vientos, la radiación solar, los gradientes de temperatura, etc., permitirá conocer
las características microclimáticas de la zona y, por lo tanto, su capacidad potencial para la dispersión y eliminación de los contaminantes, así como los lugares idóneos para la ubicación de
futuras instalaciones industriales en prevención de sus efectos nocivos sobre la población.
Referencias
[1]X. Doménech, Química atmosférica: Origen y efectos de la contaminación, Miraguano, Madrid.
(2000).
[2] R.G. Barry & R.J. Chorley: Atmósfera, tiempo y clima, Omega, Barcelona, (1999).
[3]J.H. Seinfeld, Atmospheric chemistry and physics o air pollution, Wiley Interscience, Pasadena (California). (1986).
315
Variabilidad espacio-temporal de los caudales
en la cuenca hidrográfica del Guadalquivir
J. Hidalgo-Múñoz, D. Argüeso, D. Calandria-Hernández,
S. Gámiz-Fortis, M. J. Esteban-Parra and Y. Castro-Díez
Departamento de Física Aplicada, Facultad de Ciencias, Universidad de Granada, 18071 Granada;
[email protected]
Se ha llevado a cabo un análisis de la variabilidad espacial y temporal en invierno y primavera de las series de caudales mensuales pertenecientes a la cuenca del río Guadalquivir para el periodo 1965-2005. Además, se ha analizado la relación de dichos caudales con la precipitación de
invierno y con algunos de los índices de teleconexión más influyentes en la Península Ibérica.
De entre las series de caudal mensual de las estaciones de aforo de la cuenca del Guadalquivir (proporcionadas por el Centro de Estudios y Experimentación de obras públicas, www.
cedex.es) para el intervalo temporal de estudio, se realizó una primera selección limitando
el estudio a aquellas que tuviesen menos de un 20% de huecos. Este filtro fue superado sólo
por 17 estaciones, situadas casi en su totalidad en la zona de la cabecera de Guadalquivir,
por lo cual se amplió el límite de huecos permitidos. Aumentando el porcentaje de huecos
permitidos hasta un 35%, se consiguió ampliar a 28 el número de series a analizar, siendo la
localización de las mismas bastante heterogénea, situándose en su mayor parte en la cabecera
y primera parte del Guadalquivir y en una zona el sur del río, sobre la provincia de Granada
y el sur de Córdoba (Figura 1).
Para determinar la variabilidad espacial de las series de caudal se utilizó un análisis de
componentes principales (PCA) [1], que es una técnica multivariante que permite obtener
los patrones dominantes de las variaciones simultáneas de un campo o variable. El objetivo
principal de este método es buscar combinaciones lineales de las variables que maximicen las
fracciones de varianza, lo que permite reducir el número de series a tratar. De esta forma las
nuevas series obtenidas, llamadas Componentes Principales (PCs) son capaces de representar
el comportamiento de las estaciones con evolución temporal coherente. Además, a partir de
la Regla de North se estudió la significación de las mismas y se aplicó la rotación Varimax con
el fin de obtener patrones espaciales físicamente más coherentes. Posteriormente se evaluó la
posible tendencia de las series rotadas a través del test de Mann-Kendall.
Para las series de caudales en invierno, se encuentran dos componentes significativas. La
Figura 1 representa los factores de carga, que muestran la correlación de las series originales
con las series PCs, y que representan un 70.1% de la varianza total de los datos. La primera
PC relaciona las estaciones situadas en la cabecera y primera parte del río, mientras que la
segunda engloba a estaciones situadas en la parte más al sur-sureste de la cuenca. El análisis
de la tendencia de ambas series indica un decremento, si bien solo la tendencia de la segunda
es significativa al 95% de acuerdo al test de Mann-Kendall. Para los caudales de primavera,
se encontró un resultado análogo, con dos componentes principales significativas cuya representación espacial es similar al caso del invierno, y cuyas tendencias, en este caso son negativas, siendo sólo significativa para la primera PC.
A partir de 99 series de precipitación en Andalucía en el intervalo temporal 1961-2004 se
realizó un estudio de componentes principales, encontrándose 3 PCs significativas (no mostradas). La primera representa la mitad occidental de Andalucía, la segunda la zona de Almería y la tercera la zona de la provincia de Jaén y parte de Granada). Se encuentra que es la
tercera PC de la precipitación la que mejor correlaciona co con las dos series PCs de los cau-
316
dales en invierno, mostrando también una tendencia
negativa. Por último, de analizó la correlación de las
dos componentes principales de las series de los caudales en invierno con distintos patrones de circulación
(NAO, SCA y EA/WR en invierno, y ENSO y PNA en
otoño), con el fin de comprobar posibles mecanismos
causales en el comportamiento del caudal. Los resultados muestran correlaciones significativas sólo en el
caso de la NAO. Para éste índice, además, se ha realizado un estudio del comportamiento del caudal en
situaciones extremas (NAO > 1, NAO < -1) encontrándose picos del caudal en esos años.
En resumen, la variabilidad espacio-temporal de
las series de los caudales bajo estudio se puede analizar usando dos series de componentes principales,
que explican gran parte de su varianza. Los primeros
resultados de los análisis de estas series y su comparación con la precipitación y los índices de teleconexión
apuntan a una tendencia negativa en los caudales de
la zona, siendo la NAO el patrón atmosférico más relacionado con las mismas. Sin embargo, este estudio
presenta una limitación en cuanto a la cantidad, distribución espacial y completitud de las series utilizadas,
por lo que actualmente se está trabajando en el desarrollo y aplicación de metodologías que permitan un
adecuado rellenado de las series.
Figura 1. Factores de carga asociados
a la primera PC (arriba) y a la segunda PC (abajo) resultantes del PCA de
los caudales de invierno de la cuenca
del Guadalquivir durante el periodo
1965-2005.
Referencias
[1]Von Storch H, Zwiers HW, 1999. Statistical Analysis in Climate Research. Cambridge University
Press: Cambridge.
317
Análisis Wavelet para detectar pautas de circulación
en las trayectorias de las boyas de deriva
L. Cardona1, A. Cianca1, J. M. Martín2, J. Pérez-Marrero1,
M. G. Villagarcía1, M. J. Rueda1 y O. Llinás3
I nstituto Canario de Ciencias Marinas, Departamento de Oceanografía. Telde, Las Palmas de Gan Canaria, España.
2
Universidad de Las Palmas de Gran Canaria, Departamento de Física, Las Palmas de Gran Canaria,
España.
3
Plataforma Oceánica de Canarias, Telde, Gran Canaria, España.
1
Este trabajo se basa en el análisis wavelet para la detección de patrones de velocidad en
las trayectorias seguidas por las boyas a la deriva. Se analizaron las trayectorias de 52 boyas
de deriva mediante el análisis wavelet, observándose diferentes patrones de frecuencia-escala
variable. Los wavelets son funciones matemáticas que se pueden utilizar para filtrar series
temporales de datos y analizar la variación de su contenido espectral, ofreciendo una representación tiempo-frecuencia más precisa para las señales no estacionarias que el análisis tradicional de Fourier. Representando la evolución temporal del espectro de la señal se puede
localizar en el tiempo la ocurrencia de discontinuidades, impulsos y variaciones que escapan
de los métodos habituales de análisis. Hay dos tipos de transformadas de wavelet. La transformada discreta (DWT) que actúa sobre la señal de forma semejante a un banco de filtros
paso-bajo y paso-alto, separando las contribuciones de alta y baja frecuencia de la señal. Y
la transformada continua (CWT) que actúa como un filtro de paso-banda, dejando solo las
componentes de frecuencias deseadas. En este caso vamos a trabajar con la transformada continua, la cual descompone la serie en el dominio tiempo-escala o tiempo-frecuencia y permite
la identificación de cambios temporales de las frecuencias dominantes de la señal.
Con el fin de caracterizar los patrones de circulación en la región del Archipiélago Canario,
han sido desplegadas numerosas boyas a la deriva en la zona. El despliegue de estos dispositivos pertenece a un programa de colaboración con la NOAA (the National Oceanic and Atmospheric Administration), el Programa de Velocidad Superficial (SVP), que consiste en lanzar
una boya de deriva cada mes en la estación oceanográfica ESTOC (Estación Europea de Series
Temporales Oceánicas de Canarias). Esta estación está situada a 60 millas norte del Archipiélago Canario y el régimen de circulación en la zona está dominado por la Corriente de Canarias.
Sin embargo, debido a la proximidad de la costa africana y a los obstáculos que representan las
islas al paso del flujo, se observan numerosos fenómenos mesoescalares en la zona que modifican el patrón de circulación normal en esta región que es claramente predominante hacia el
SSW. Por todo esto es frecuente que al sur de las islas se observen remolinos tanto ciclónicos
como anticiclónicos. En la siguiente figura se muestran dos de estos ejemplos.
Mediante los análisis de frecuencia de onda se observan variaciones de velocidad en las trayectorias de las boyas. Estos cambios corresponden a menudo con períodos en los que la boya se
encuentra con estas estructuras de mesoescala o cuando cruzan una región frontal (región con
diferentes características oceanográficas). Por lo tanto, podríamos establecer diferentes pautas
de comportamiento en las trayectorias de las boyas relacionándolo con el tipo de la estructura
oceanográfica. Se observan cambios en los campos de velocidad (un aumento en la frecuencia
e intensidad de la señal) y en el análisis wavelet (un aumento significativo en las bajas frecuencias). De las 52 boyas analizadas, este comportamiento fue observado en aquellos casos en los
que las boyas se quedaban retenidas en estructuras mesoescalares (ciclónicas o anticiclónicas).
318
Figura 1. En las dos gráficas superiores se observa las trayectorias de dos boyas que se quedan retenidas en estructuras tipo Eddy. En la parte central se representa la serie temporal de la velocidad-Zonal
para cada una de las dos boyas anteriores. Y en la parte inferior se representan los resultados del
análisis wavelet para las dos boyas.
Esta técnica nos ha permitido identificar diferentes estructuras oceanográficas basándonos en los resultados de los análisis wavelet, mediante cambios de frecuencia e intensidad de
la señal. Debido a la gran variabilidad que presentan los fenómenos de circulación superficial
en el océano, el análisis wavelet puede llegar a ser una buena herramienta para la identificación de diferentes patrones de circulación.
Referencias
[1] Daubechies, I., 1992. Ten Lectures on Wavelets, SIAM, Philadelphia, PA.
[2]Percival, D.B., Walden, A.T., 2000. Wavelet methods for time series analysis, Cambridge University
Press, New York. 594 pp.
[3]Torrence, C.and Compo, G., 1998. A practical guide to wavelet analysis, Bull.Am. Meteorol. Soc., 79,
61–78.
319
Mapas de tropopausa extratropical a partir
de datos de reanálisis ERA40
G. Sáenz1, M. García-Chamorro1, D. Barriopedro2 y F. J. Acero1
1
2
Departamento de Física, Universidad de Extremadura [email protected].
CGUL-IDL, Faculdade de Ciências, Lisboa.
A lo largo del último siglo se ha observado un considerable aumento de estudios sobre la
región de la tropopausa, sin embargo hasta la fecha no se tiene un conocimiento certero acerca
de su localización, altitud, espesor y demás parámetros, ni del papel que juega en diferentes
procesos atmosféricos y climáticos. Su caracterización a diferentes escalas temporales y espaciales es un resultado importante para responder a diversas cuestiones científicas en grandes
áreas de investigación meteorológica, medioambiental y climática.
El objetivo de este trabajo es la obtención de climatologías de algunos de los parámetros
físicos de la tropopausa tales como: altura geopotencial, presión, temperatura potencial, humedad, viento zonal y viento meridional.
Para la localización de la tropopausa se utilizó la definición dinámica[1], basada en la
situación de las superficies de valores constantes prefijados de vorticidad potencial isentrópica. Asumiendo que la tropopausa dinámica es una superficie cuasi-material que separa los
valores de vorticidad potencial bajos de la troposfera de los valores elevados en la estratosfera, se han construidos los llamados mapas de tropopausa. Se ha demostrado en estudios
anteriores[2][3] mediante la comparación de dos de las definiciones de la tropopausa (térmica
y dinámica) y utilizando datos observacionales, que la definición dinámica proporciona resultados suficientemente buenos en extratrópicos mientras en trópicos falla debido a regiones
de vorticidad absoluta pequeña debido a cambios de signo de la vorticidad potencial. Por lo
tanto se ha realizado un estudio anual y estacional de la tropopausa dinámica en latitudes
extratropicales (de 20o a 80o de latitud Norte), para un amplio rango de valores de vorticidad
potencial (1PVU, 2PVU, 3PVU y 3.5PVU), donde (1PVU = 1.0 x 10-6 Km2kg-1s-1) y para el periodo comprendido entre (1960-2000). En la elaboración de los mencionados mapas se usaron
los datos del reanálisis ERA40 del European Centre for Medium-Range Weather Forecasts
(ECMWF), utilizándose la versión de 60 niveles, para conseguir una buena resolución en la
región de la tropopausa. A partir de los datos de presión, temperatura, viento y humedad en
niveles del modelo se realizó una interpolación vertical a 28 niveles de temperatura potencial
fijados entre 440 y 270 K, con una resolución de 5 K y se calculó la vorticidad potencial en
dichos niveles. Con estos resultados y mediante interpolación se evaluaron los diferentes parámetros físicos en las superficies de PVU constante.
Un análisis preliminar mostró una estructura similar en la distribución de presiones para
los diferentes valores de PVU constante, anteriormente citados. Así basándonos en el trabajo
de Hoerling et al.(1991)[2] el cual sugiere que el valor óptimo para delimitar la tropopausa en
latitudes extratropicales es de 3.5 PVU, se adoptó dicho valor para el subsiguiente estudio.
En la Figura 1 se muestra el promedio de la distribución de presiones para las estaciones
de verano (junio-julio-agosto) e invierno (diciembre-enero-febrero) en la superficie de 3.5 PVU
para el periodo entre (1983-1992). Se observa claramente un cinturón con un fuerte gradiente
meridional concentrado entre 30o y 60o de latitud. Este gradiente se intensifica en invierno y
se debilita en verano posiblemente asociado a la variación estacional de la intensidad de la
corriente en chorro subtropical. También se observa un desplazamiento de esta estructura
hacia el Norte en verano y hacia el Sur en invierno, probablemente debido a los movimientos
320
estacionales del mismo. El gradiente longitudinal de las isobaras se ve intensificado al Este de
los Estados Unidos y al Este de Asia lo cual puede ser consecuencia de los accidentes orográficos en dichas regiones, las Montañas Rocosas y el Himalaya.
Figura 1. Distribución de presiones para una tropopausa dinámica de 3.5 PVU: verano (JJA) (arriba
a la izquierda); invierno (DEF) (abajo a la izquierda). A la derecha la desviación estándar para las
dos estaciones.
La desviación estándar para el promedio en presiones de las estaciones de invierno y de
verano (Figura 1, a la derecha), muestra una mayor variabilidad sobre la estructura asociada
al chorro subtropical, probablemente debido a la variación estacional de la posición y de la
velocidad del mismo, y sobre la región del Océano Atlántico y el Océano Pacífico posiblemente coincidiendo con el rastro de tormentas provocadas por grandes contrastes de temperatura
entre tierra y mar[3].
Los resultados obtenidos en este estudio fueron comprobados y comparados con estudios
existentes en la bibliografía como, Hoinka,(1998)[3] y Hoerling,(1991)[2], obteniendo una buena correlación con ellos.
Agradecimientos al Ministerio de Ciencia e Innovación por la financiación del proyecto de
investigación CGL2007-65891-C05-05/CLI y a la Junta de Extremadura, FSE y FEDER.
Referencias
[1] WMO, Report 16, World Meteorological Organization, Geneva, Switzerland, 392 pp (1986).
[2] M. P. Hoerling, T., K. Shaack and A. J. Lenzen, Mon. Wea. Rev., 119, 1816-1813 (1991).
[3] K. Hoinka, Monthly Weather Review, 126, 3303–3325 (1998).
321
Ozono total en columna obtenido a partir de los satélites OMI,
SCIAMACHY y GOME2 para la Comunidad Valenciana en 2008
M. J. Marín1, F. Tena2, I. Gómez1, M. P. Utrillas2 y J. A. Martínez-Lozano2
nidad Mixta Laboratorio de Meteorología y Climatología CEAM-UVEG. Fundación CEAM. 46980
U
Paterna (Valencia). [email protected].
2
Grupo de Radiación Solar. Departament de Física de la Terra i Termodinàmica. Universitat de València.
46100 Burjassot (Valencia).
1
El índice UV es un parámetro creado con una finalidad divulgativa y de prevención que
da cuenta de la irradiancia eritemática de un modo sencillo [1].
La predicción del índice UV se efectúa mediante modelos de transferencia radiativa, que
calculan la irradiancia solar UV que atraviesa la atmósfera y alcanza la superficie terrestre.
En ausencia de nubosidad, el factor atenuante que más influye en la radiación ultravioleta es
el ozono estratosférico [2] por lo que una adecuada estimación de la columna total de ozono
(TOC) determinará en buena medida una óptima predicción del índice UV.
Está ampliamente extendida la utilización del dato de la columna total de ozono medido
con el sensor TOMS (Total Ozone Mapping Spectrometer) hasta finales 2004 y posteriormente su sucesor OMI de la NASA, disponible sin coste en http://jwocky.gsfc.nasa.gov/teacher/
ozone_overhead_v8.html. El principal inconveniente de estos datos para su utilización en
la predicción del índice UV es que presentan un desfase temporal de al menos tres días con
respecto al día en vigor. Por tanto resulta imprescindible obtener datos en tiempo real o disponer incluso del ozono previsto para los días sucesivos. Este hecho nos lleva a plantearnos la
necesidad de encontrar otras fuentes de ozono cuyo dato esté más actualizado.
En una página web de la ESA, se calculan los datos asimilados de la TOC a partir de los
sensores OMI, SCIAMACHY y GOME2, http://www.temis.nl/protocols/O3global.html. Este
producto proporciona el dato de la TOC global para el día en vigor e incluso el pronóstico
para los próximos días. El programa que calcula los datos globales de ozono (TM3-dam) no
sólo calcula el dato del TOC sino que proporciona una estimación del error del dato previsto.
Este error estimado es mayor si no se dispone de medidas de satélite en el área consultada.
En los mapas que se generan en este website se descartan aquellos datos cuyo error estimado
supere los 25 DU.
En este trabajo se han comparado los datos obtenidos por el OMI con el algoritmo de
TOMS, con los datos asimilados del OMI, SCIAMACHY y GOME2 a partir del programa
TM3-dam para el año 2008 en cinco puntos de la Comunidad Valenciana correspondientes a
la ubicación de estaciones de la red de medida de radiación UVB.
Inicialmente se han planteado dos opciones, tomar el dato de ozono más próximo a las
coordenadas de cada estación de medida o interpolar el valor correspondiente a las coordenadas exactas. La diferencia entre el valor más cercano y el interpolado no supera los ±13 DU
en ningún caso, lo que supone para un valor medio de ozono de 300 DU un 4%. Este valor es
menor que la incertidumbre de la medida de ozono para el OMI y GOME2 que está en torno
a 8 y 9 DU de valor medio para todas las estaciones pero es menor que el error medio para el
SCIAMACHY que es de 18 DU para todos los puntos de medida considerados. Analizando la
discrepancia por estaciones, Valencia y La Mata son las que más diferencia presentan. Valencia es la estación con más diferencia entre la latitud real y la aproximada (0.46o) y La Mata la
que más discrepancia presenta entre la longitud real y la aproximada (0.66o). En el lado opuesto, Denia, cuyo diferencia entre las coordenadas reales (38.82o N y 0.04o E) está muy próxima
al punto de rejilla (39o N y 0o E).
322
Posteriormente se ha comparado los resultados obtenidos con el OMI medidos (OMIR) con
los estimados y asimilados para el mismo sensor OMI y por el GOME2 y SCIAMACHY. Se ha
representado la diferencia entre ambos valores para cada día con respecto al valor OMIR en la
estación de Aras de los Olmos (Valencia) (Figura 1).
Figura 1. Diferencia entre el valor de la TOC OMIR y el asimilado de OMI. Año 2008 en Aras de los
Olmos (Valencia) (39.95oN,1.11oW).
El 92% de los datos están comprendidos entre el 5% y el -5%. Y tan sólo un dato está por
encima del 10%. Para el resto de estaciones se obtiene que al menos el 87% están comprendidos entre el ±5% y en el peor del casos, que corresponde a la estación de Denia, el 2% de los
casos presentan una discrepancia mayor que el ±10%. Por tanto, se puede tomar los valores
asimilados de OMI como muy fiables y próximos a las medidas, lo que permitirá utilizarlos
para la predicción del índice UV.
Se ha repetido este análisis con los TOC asimilados de los satélites GOME2 y SCIAMACHY obteniéndose peores resultados que los obtenidos para el OMI por lo que podemos
concluir que es más conveniente utilizar los datos asimilados del OMI para la predicción del
Índice UV.
Referencias
[1] World Meteorological Organization (WMO). W.M.O. Global Atmosphere Watch 127 (1998).
[2]A.R. Esteve, J.A. Martínez-Lozano, M.J. Marín, V. Estellés, F. Tena, y. Utrillas, M.P. International Journal of Climatology. DOI: 10.1002/joc.1847 (2009).
Agradecimientos
Este trabajo ha sido financiando por el Ministerio de Ciencia e Innovación (MICINN) a través de los proyectos “GRACCIE (CSD2007-00067, Programa CONSOLIDER-INGENIO 2010)
y CGL2007-60648 junto al Fondo Social Europeo a través del contrato “Torres Quevedo” de
M.J. Marín y por la Generalitat Valenciana (proyecto GVPRE/2008/210) y la Conselleria de
Medi Ambient, Aigua, Urbanisme i Habitatge. La Fundación CEAM está financiada por la
G.V. y Bancaixa.
323
Impacto climático de las grandes erupciones volcánicas de 1783,
1808 y 1815 en el Suroeste de España
M. I. Fernández-Fernández1, J. M. Vaquero2, M. C. Gallego1 y F. J. Acero1
1
2
Departamento de Física, Universidad de Extremadura, 06071 Badajoz; [email protected].
Departamento de Física Aplicada, Universidad de Extremadura, 10071 Cáceres; [email protected].
Es bien conocido que las erupciones volcánicas tienen un gran impacto en el clima terrestre en las fechas sucesivas a la inyección de polvo y ceniza a la atmósfera. Asociado a este
tiempo inusual, tenemos consecuencias socioeconómicas que se traducen en malas cosechas,
malnutrición e incluso enfermedades y epidemias en las zonas afectadas. Fischer et al. [1]
analizaron la señal climática originada en Europa por las 15 erupciones volcánicas tropicales
más importantes de los últimos cinco siglos. Sus resultados muestran veranos fríos en el ámbito continental durante el primer y el segundo año tras la erupción. Sin embargo, los datos
utilizados en este estudio cubrían pobremente la Península Ibérica.
Este trabajo se centra en el estudio de los efectos climáticos que tuvieron tres importantes
erupciones volcánicas sobre el suroeste de España usando la documentación conservada en el
Archivo Municipal de Zafra (Badajoz) en la sección de “Consultas y Decretos del Ducado de
Feria”. En particular, revisaremos las informaciones relativas a las erupciones de 1783, 1808
y 1815. La erupción del Laki en Islandia produjo el mayor flujo de lava basáltica del último
milenio, teniendo consecuencias directas sobre el medio ambiente y la salud de la población
[2-3]. La erupción volcánica de 1808 ha sido detectada por Crowley et al. [4] usando las señales climáticas existentes en corales de Nueva Caledonia. Así mismo, Chenoweth [5] confirmó
dicha erupción usando datos de temperaturas marítimas globales. Sin embargo, el volcán
responsable de esta erupción no es conocido. Finalmente, la erupción del Tambora en la isla
de Sumbaya en Abril de 1815 fue la responsable de de las inusuales condiciones climáticas
ocurridas durante los años 1816 y 1817 en parte de Europa y América del Norte. El año 1816
fue llamado “el año sin verano” ya que las temperaturas fueron anormalmente bajas durante la
época estival [6]. Recientemente, Trigo et al. [7] ha estudiado en detalle el impacto climático
de esta erupción en la Península Ibérica.
Los informantes del Duque de Feria consideraron el año de 1784 como uno de los más
fríos, registrándose nevadas en primavera y días muy fríos durante el verano. Por ejemplo, el
día 5 de abril se informó al Duque de la nevada y las bajas temperaturas acaecidas durante esa
semana: “Después que ha dejado de llover por este país, aunque no hace muchos días, se han movido
unos aires fríos y ayer llegó a nevar, no mucho, pero todo en muy contra a los campos”.
Lo mismo ocurrió en los informes al Duque durante los meses de verano donde se demuestran los fríos acaecidos durante esta época del año. Veamos algunos ejemplos: “Los días
de esta semana ha hecho un frío muy extraordinario e irregular mediante la estación del tiempo”. (12
de julio); “La inconstancia de este clima se experimenta a cada instante: han hecho unos calores muy
fuertes y después fríos extremados”. (2 de agosto); “En esta semana se han levantado unos aires tan
fríos como fuertes”. (23 de agosto).
De acuerdo con los informantes del Duque de Feria, el año de 1809 se caracterizó por las
abundantes lluvias que tuvieron lugar durante primera mitad de año, así como por las bajas
temperaturas durante el verano, como aparece en algunas de las consultas al Duque: “Se experimenta un tiempo vario, pues parece muy semejante a los últimos de otoño, y desde ayer no ha dejado
de llover con bastante frío, causa porque es muy temible resulten algunas enfermedades” (25 de julio);
324
“El tiempo es muy vario mediante que hasta el día han sido muy pocos los que se han experimentado de
calor y sí de aires fríos, de lo que dimana haber vuelto las enfermedades”. (1 de agosto).
Durante el verano de 1816 se registraron días muy fríos en la comarca de Zafra que afectaron incluso a la recolección de las cosechas como se manifiesta en el informe al Duque de Feria
del día 5 de agosto de 1816: “El tiempo muy fresco, por cuyo motivo va atrasada la recolección”.
Además durante la primera mitad del año se experimentaron en la región extremeña lluvias
muy intensas. Un ejemplo de ello puede verse en el informe del día 9 de febrero de 1816: “Desde que empezaron las aguas, han seguido sin intermisión de día, y noche tan sumamente abundantes
que aseguran no las han conocido en iguales términos muchos años hace, las que desde que empezaron
han acarreado más miserias, no tan solamente por haberse puesto los caminos intransitables, sino es
también porque los infelices del campo no tienen donde ganar un jornal, por cuya causa se ven obligados
a pedir limosna, en términos que esta Casa Palacio de V.E. se llena de miserables sin poderlos socorrer;
con este motivo se van descubriendo cada día más goteras en dicha Casa Palacio”.
Podemos concluir que el año posterior a las erupciones volcánicas de 1783, 1808 y 1815 fue
muy frío, especialmente en la época estival, y con abundantes lluvias durante la primera parte
del año en la comarca de Zafra como se resume en la Tabla 1.
INVIERNO
PRIMAVERA
VERANO
OTOÑO
1784
1809
Abundantes lluvias
Abundantes lluvias
Nevadas Abundantes lluvias Abundantes lluvias
Fríos excesivos
Fríos excesivos
Información irrelevante
1816
Abundantes lluvias
Abundantes lluvias
Fríos excesivos
Tabla 1. Resumen de las informaciones sobre el tiempo atmosférico en el año posterior a la erupción
según los documentos de “Consultas y Decretos del Ducado de Feria”.
Los autores agradecen la financiación recibida a través del proyecto “Salvá-Sinobas”
(http://salva-sinobas.uvigo.es) del Ministerio de Medio Ambiente y Medio Rural y Marino,
así como a la Junta de Extremadura, FSE y FEDER.
Referencias
[1] E. M. Fischer, J. Luterbacher, E. Zorita et al., Geophysical Research Letters 34: L05707 (2007).
[2] T. Thordarson, S. Self, J. Geophys. Res., 108 (D1): 4011 (2003).
[3] M. Durand, J. P. Grattan, Environmental Geochemistry and Health 21: 371-376. (1999).
[4] T. J. Crowley, T. M. Quinn, F. W. Taylor et al., Paleoceanography 12(5): 633–639 (1997).
[5] M. Chenoweth, Geophys. Res. Lett. 28 (15): 2963-2966 (2001).
[6]C. D. Harington, The Year without a Summer: World Climate in 1816, Canadian Museum of Nature,
576 (1992).
[7]R. M. Trigo, J. M. Vaquero, M. Alcoforado et al., International Journal of Climatology 29: 99-115
(2009).
325
Estudio de Burbujas Ionosféricas: Desarrollo de un
nuevo método de detección basado en datos de sTEC
y su aplicación a la ionosfera ecuatorial africana
M. Herraiz1, G. Rodríguez Caderot2, A. Portillo1, B. Moreno2 y S. Magdaleno3
epartamento de Geofísica y Meteorología, Facultad CC. Físicas Universidad Complutense, 28040, MaD
drid; [email protected].
2
Sección Departamental de Astronomía y Geodesia, Facultad de Matemáticas, Universidad Complutense, 28040, Madrid.
3
Instituto Nacional de Técnica Aeroespacial (INTA) Estación de Sondeos Atmosféricos, “El Arenosillo”
(Mazagón), 21130, Huelva.
1
Las burbujas de plasma (Equatorial Plasma Bubbles, EPBs) son regiones que aparecen
en la ionosfera ecuatorial con densidad electrónica menor que la del medio que las rodea.
Se generan en el sector nocturno de la capa F a partir de irregularidades y ascensos de plasma, cuando éstos evolucionan de forma no lineal según el mecanismo de inestabilidad de
Rayleigh-Taylor. Para que se inicie esta inestabilidad, deben darse varias condiciones en la
ionosfera en relación con el fenómeno del Equatorial-Spread-F, siendo su aparición más probable cuanto más densa sea la capa F y mayores sean los movimientos ascensionales. Por
el contrario, los movimientos descendentes y los vientos meridionales estabilizan la región,
evitando la formación de EPBs (Abdu, 2005).
Las burbujas han sido objeto de estudio desde hace décadas, utilizando para ello una gran
variedad de técnicas de observación, como el radar, el análisis de ionogramas, la detección de
airglow, o la realización de medidas in situ tomadas desde satélites. También la red global de
posicionamiento por satélite GPS proporciona información para estudiar estas irregularidades sobre grandes extensiones de manera simultánea, bien analizando las frecuencias L1 y L2,
o bien relacionando las disminuciones en el Contenido Electrónico Total Oblicuo (sTEC) con
el centelleo (Kintner & Ledvina, 2005).
Todos estos métodos tienen sus limitaciones. La detección del airglow, por ejemplo, se
complica en presencia de nubes y llega incluso a hacerse imposible si hay luna llena. Por otro
lado, el radar sólo da información de una región de pequeñas dimensiones. Por el contrario,
el sistema GPS ofrece observaciones continuas de la generación y evolución de irregularidades de plasma a gran escala gracias a su funcionamiento permanente y a su cobertura, casi
global.
El interés en el estudio de estas estructuras se debe, principalmente, a su influencia perjudicial sobre los sistemas de observación, ya que las EPBs dan lugar a cambios rápidos tanto en
amplitud como en fase de las señales de radio cuando se propagan en su interior, produciendo centelleo y degradando así las señales de navegación y las comunicaciones. Los estudios
de centelleo son necesarios para elaborar modelos predictivos que permitan evitar estos efectos negativos sobre los sistemas de observación por lo que es muy importante mejorar nuestro
conocimiento de estas irregularidades.
A pesar de que existe una gran cantidad información de burbujas detectadas en India y en
América, otras regiones ecuatoriales carecen de este tipo de estudios. Este es el caso de África,
que es estudiada en este trabajo.
El método desarrollado para detectar burbujas analiza el Contenido Electrónico Total
Oblicuo entre la estación y el satélite, por lo que se ha intentado tener el mayor número de
enlaces satélite-estación. Para ello se han utilizado tanto estaciones de la red IGS (Internatio-
326
nal GNNS Service) como de la red EGNOS (European
Geostationary Navigation Overlay Service). En este
trabajo se han procesado los datos correspondientes
al año 2004 obtenidos en las estaciones que aparecen
en la figura 1.
El procedimiento para detectar EPBs tiene en
cuenta la física del fenómeno: cuando el rayo que une
el satélite con la estación en tierra atraviesa una burbuja, el TEC disminuye bruscamente para recobrarse
una vez que el rayo vuelve al medio con densidad
normal. El objetivo del método es detectar estas disminuciones para lo que en primer lugar es necesario
obtener las variaciones en el sTEC. Para ello, se asume
que las medidas del sTEC en un mismo arco satéliteestación se comportan como una serie temporal, de
manera que las variaciones se pueden estimar eliminando la tendencia de la serie de medidas. A su vez, la
Figura 1. Localización de las estaciones
tendencia de la serie viene dada por el promedio móutilizadas en el estudio.
vil a 90 minutos (Portillo et al., 2008). Las anomalías
detectadas han sido consideradas como burbujas sólo
si satisfacían unos criterios muy exigentes referidos a su tamaño, duración y características
elegidos de acuerdo con el estado e conocimiento del fenómeno. El número de arcos satéliteestación disponibles para aplicación del método ascendió a 35235.
La aplicación del método ha permitido detectar 394 EPBs cuya distribución temporal (con
máximos en los equinoccios) y espacial (concentración en latitudes entre -0.5º y 10º) se ajusta
a las características del fenómeno observadas en otras regiones de la ionosfera ecuatorial.
Referencias
[1] M. A. Abdu, Advances in Space Research, 35, 771-787 (2005).
[2]A. Portillo, M. Herraiz, S. M. Radicella, L. Ciraolo, J. Atm. and Solar-Terrestrial Physics, 70 907917(2008).
327
Clasificación de masas de aire sobre el suroeste
de la Península Ibérica
M. A. Hernández1,2, J. A. Adame2, J. P. Bolívar1 y B. A. de la Morena2
Departamento de Física Aplicada, Universidad de Huelva, Campus de El Carmen. 21071. Huelva.
Instituto Nacional de Técnica Aeroespacial (INTA). Área de investigación e Instrumentación atmosférica. Estación de Sondeos Atmosféricos “El Arenosillo”, 21130 Mazagón - Huelva.
e-mail: [email protected].
1
2
En este trabajo se propone una clasificación de las masas de aire incidentes sobre el suroeste de la Península Ibérica tomando como referencia la Estación de Sondeos Atmosféricos
“El Arenosillo” (37.10 N, -6,70 W), y cuyo objetivo central es el conocimiento de los tipos de
masas de aire que circulan por esta región, así como la identificación de los patrones sinópticos asociados a las mismas. Ésta ha sido realizada a partir del análisis del conjunto (cluster)
de retro-trayectorias diarias calculadas durante el periodo 1997-2007, con llegada a las 12 h,
recorrido previo de 120 horas y tres alturas diferentes 500 m, 1500 m y 3000 m.
Su aplicación permite un mejor conocimiento sobre las configuraciones sinópticas que
afectan a un determinado ámbito, además es una herramienta útil para realizar una mejor interpretación de la evolución de los niveles de calidad del aire, ya que permiten discernir entre
aportes externos y locales, favoreciendo la identificación de fuentes externas.
Para el cálculo de las retro-trayectorias 3D se empleó el modelo Hybrid Single-Particle Lagrangian Integrated Trajectory (HYSPLIT) Versión 4 [1], utilizándose los ficheros meteorológicos
FNL-GDAS (Final Global Data Assimilation System). Éstos han sido testeados con la base de datos disponible tanto de meteorología de superficie como de sondeos meteorológicos realizados
en El Arenosillo, obteniéndose valores de correlación aceptables (entre 0.6 y 0.8) que garantizan
una óptima representatividad de los resultados en las cercanías de la estación de medida.
Se han calculado un total de 3479 trayectorias (98% del total), habiéndose excluido en el
análisis cluster aquellos días dominados por procesos de mesoescala [2]. Esta exclusión es
motivada por la mayor resolución espacial requerida para resolver los procesos de mesoescala comparada con la propia del modelo (196 km), buscándose así minimizar los posibles
errores futuros derivados de la aplicación de técnicas clusters. Para la obtención del número
óptimo de clusters se ha utilizado la combinación de la variación espacial total (TSV) y la varianza espacial entre clusters (SPVAR).
El análisis de los promedios anuales muestran una gran similitud en función de los orígenes de masas de aire entre alturas, identificándose 8 grandes regiones fuente (Figura 1),
existiendo áreas donde la distancia recorrida se
amplía en función de la altura y otras conformadas por varios tipos de clusters.
1. Advecciones continentales del oeste (NA).
2. Advecciones atlánticas rápidas (DA).
3. Advecciones atlánticas lentas (SA).
4. Advecciones rápidas del norte (DN).
5. Advecciones lentas del norte (NN).
6. Mediterráneas (M).
7. Sur (S).
8. Locales (L).
328
Figura 1. Localizaciones de las regiones fuente.
A nivel general se observa un incremento paulatino del número de retro-trayectorias procedentes del oeste al aumentar la altura del nivel de referencia, así como del recorrido previo
realizado fruto de la mayor influencia de la circulación zonal del oeste. Dentro de este grupo
de masas de aire (NA, DA, SA) son el tipo DN y SA las que ofrecen una mayor frecuencia,
presentando el tipo NA una progresiva separación latitudinal de su origen respecto a la Península Ibérica en función de la altura.
El resto de tipos presentan una frecuencia variable en función del nivel considerado. De
esta forma se ha observado que las masas de aire tipo M son más frecuentes en el nivel de
500 m, en contraposición al tipo S, más habitual en los niveles de 1500 m y 3000 m. Dentro de
este grupo se encuadran aquellas con tránsito u origen sobre el desierto del Sáhara, asociadas
a intensos movimientos convectivos de origen térmico. El tipo L, representativo de advecciones cortas, presenta una mayor probabilidad en niveles bajos e intermedios, al igual que los
desplazamientos procedentes del norte DN y NN.
Durante el invierno las trayectorias generalmente son de mayor recorrido, llegándose en
el nivel de 3000 m a identificarse orígenes en la costa oeste de Norteamérica, en contraposición
con el verano donde la mayor estabilidad atmosférica aumenta la influencia de aquellas con
menor recorrido en niveles bajos e intermedios, del tipo M, S o L. Las estaciones de primavera
y otoño pueden ser consideradas como transitorias entre los dos grandes patrones, siendo la
primavera más similar al invierno con incremento del porcentaje de masas de aire cercanas,
mientras que el otoño posee mayor similitud con los resultados de la estación estival, aumentando la presencia de advecciones rápidas.
Por último, las conclusiones extraídas de la comparativa entre alturas indica la existencia
de una elevado porcentaje de coincidencia entre tipos similares de masas de aire en las tres
alturas. Así, por ejemplo la presencia del tipo S se complementa con ella misma y con el tipo
M. En el caso concreto del tipo L, por su naturaleza y origen presenta una elevada correlación
con los tipos NA y S.
Referencias
[1]R.R. Draxler, B. Stunder, G. Rolph, A. Taylor., Hysplit_4 User’s Guide. NOAA Air Resources Laboratory.(2005).
[2]J.A. Adame, E. Serrano, J.P. Bolívar, and B.A. de la Morena. On the tropospheric ozone variations
in a coastal area of the southwestern Europe under mesoscale circulation. Submitted to Journal of
Applied Meteorology and Climatology.
329
Medidas de Radiación Solar UVB en escolares valencianos
J. C. Moreno Esteve1, G. Gurrea Ysasi3, J. Cañada Ribera2,
M. A. Serrano Jareño1 y M. Lorente Peiró1
Dpto. de Física Aplicada, Universidad Politécnica de Valencia, 46022 Valencia; [email protected].
Dpto. de Termodinámica Aplicada, Universidad Politécnica de Valencia, 46022 Valencia.
3
Instituto de Tecnología Eléctrica, Av. Juan de la Cierva 24, Parque Tecnológico de Valencia, 46980 Paterna.
1
2
En la escolarización los alumnos reciben radiación solar durante el tiempo de recreo, actividades deportivas y desplazamientos a sus domicilios. Aproximadamente el 7% de la radiación solar está compuesta de radiación ultravioleta (UV) siendo ésta, biológicamente activa,
por lo que puede representar un peligro para la vida. El 80% de los efectos indeseables, tales
como cáncer de piel, cataratas y fotoenvejecimiento, entre otros, se originan a consecuencia de
la exposición a la banda UVB (290 a 320 nm).
Por su situación geográfica, la Comunidad Valenciana recibe dosis elevadas de radiación
UVB. El objetivo de este trabajo es determinar la dosis de radiación UVB que reciben los niños
y adolescentes durante su asistencia a una escuela de verano, en concreto julio de 2008, utilizando dosímetros personales.
La metodología fue la siguiente: Se seleccionaron unos 20 alumnos voluntarios, distribuidos por sexos y grupos de edad, entre 4 y 12 años. Se midieron durante las cuatro semanas de
julio de 2008 en la Escola d’ Estiu de la U. Politécnica de Valencia, únicamente en días claros.
Para la medida de la dosis personal se utilizaron dosímetros VioSpor fabricados por BioSense (Bornheim, Alemania); [1] Moehrle y Garbe, (2000). Los dosímetros se colocaron en los
hombros. Además, el monitor/a del grupo también llevaba un dosímetro, en este caso, en la
muñeca. Para analizar cuanta radiación reciben los alumnos de toda la posible (denominada
dosis ambiente), medimos con un dosímetro situado horizontalmente la dosis diaria ambiente en el Laboratorio de Radiación Solar situado en la terraza de la Escuela Técnica Superior
de Ingenieros Industriales de la U.P.V., así como la dosis media recibida por los dosímetros
colocados en los alumnos.
Los niños permanecen en la Escola d’ Estiu de 9 a 14 h de las que al aire libre están el
tiempo que hacen actividades al aire libre y la hora del almuerzo. Reciben diariamente una
radiación solar UVER (Ultravioleta Eritemática) media de 248.2 J/m2 y como el alumno está
2h 8’ al aire libre supone una dosis horaria de 111.5 J/m2. Para una piel normal en la población
española, la dosis eritemática mínima (MED) es de 350 J/m2, luego todos los alumnos de la
Escola d’Estiu con piel normal, con la radiación UVER media recibida (251.2 J/m2) estarían por
debajo de la MED.
En la tabla 1 se muestran las medidas realizadas en función del sexo y grupo de edad. Analizando las medidas respecto al sexo, se observa que las niñas reciben más radiación UVER, de
manera que para las niñas de 2º, si son de piel blanca, la dosis recibida (324.6 J/m2), es superior
a su dosis mínima eritemática (250 J/m2), y por tanto podrían tener problemas de eritema.
En cuanto a los niños de 2º se encuentran en una situación similar pero reciben menos
dosis (297.6 J/m2). En cuanto a las niñas de 6º, la dosis recibida (357 J/m2) es superior a la dosis
mínima eritemática para piel normal (350 J/m2) y por tanto incluso las niñas de piel normal
podrían tener problemas de eritema. No sucede lo mismo con los niños de este grupo ya que
la dosis recibida es casi igual a la dosis mínima eritemática (250 J/m2) para piel blanca. Las dosis horarias (cociente entre la dosis UVER y el tiempo en que el dosímetro está puesto) varían
entre 56.4 y 158.7 J/m2.
330
Grupo preescolar
Niñas
Niños
Monitores
Grupo 2º
Niñas
Niños
Monitores
Grupo 6º
Niñas
Niños
Monitores
Horas puesto Horas aire libre
(h)
(h)
5
1.60
5
1,61
5
1,58
5
1,63
5
2.42
5
2.43
5
2.44
5
2,42
5
2.25
5
2.26
5
2.27
2,25
5
Dosis UVER
(J/m2)
90.3
90,5
90,0
138,7
313.7
324,6
297,3
298,2
292.5
357,0
249,4
249,8
Dosis UVER horaria
(J/m2)
56.4
56,6
56,9
85,1
129.6
134,1
122,9
123,2
130.0
158,7
110,8
111,0
Tabla 1. Medidas de radiación ultravioleta eritemática (UVER) por grupos de edad y sexo, recibidas
por alumnos de la Escola d’Estiu de la U.P.V. (julio de 2008).
Comparando estos datos con las dosis ambiente, se deduce que los alumnos de preescolar
han recibido del orden del 2% de toda la radiación ambiente medida sobre un plano horizontal, mientras que el resto de grupos oscila entre el 6.5 y 7%.
En cuanto a los monitores de los grupos, con una media de 2h 7’/día al aire libre, reciben diariamente una radiación UVER media de 251 J/m2, que supone una dosis horaria de
118.9 J/m2. Los monitores que menos radiación UVER reciben son los de preescolar (138.7 J/
m2) siendo también los que menos tiempo están al aire libre (1.6 h). En cambio, los que reciben
mayor radiación UVER (350 J/m2) son los del grupo 4º y los que están más tiempo al aire libre
(2.42 h.) los del grupo 2º. En conjunto, los monitores han recibido del orden del 6% de toda la
radiación ambiente medida sobre un plano horizontal.
Agradecimientos
Los autores agradecen la financiación económica del proyecto CGL2007-61813/CLI de la
Subdirección General de Proyectos de Investigación del M.E.C., con título:”Dosis de Radiación Solar UVB en escolares valencianos”.
Referencias
[1]M. Moehrle, C. Garbe; Personal UV Dosimetry by Bacillus subtilis Spore Films. Dermatology 2000;
200:1-5.
331
Un estudio del aerosol atmosférico procedente
de la combustión de biomasa
Mª Ángeles Obregón, Antonio Serrano y Mª Luisa Cancillo
Universidad de Extremadura, Avda. de Elvas s/n, 06071 - Badajoz (España) [email protected].
La vigilancia de los incendios forestales es de gran interés, ya que éstos provocan pérdida
de vidas humanas y recursos materiales, comprometen la sostenibilidad de los bosques, afectan al balance energético terrestre mediante, por ejemplo, la incorporación de la atmósfera de
aerosoles, modificación del albedo superficial en la zona quemada, y aceleran los procesos
erosivos del suelo, como principales efectos dañinos.
Los aerosoles incorporados a la atmósfera por los incendios forestales se caracterizan por
su elevado espesor óptico y el pequeño tamaño de dichas partículas. Debido a su elevada
concentración, dichos aerosoles interaccionan de forma intensa con la radiación, tanto solar
como terrestre, afectando notablemente al balance radiativo. Dadas sus especiales características, los aerosoles procedentes de la combustión de biomasa despiertan un interés especial.
Por ello, el objetivo de este trabajo es estudiar la existencia de casos de este tipo en la estación
radiométrica de Cáceres.
El presente trabajo se basa en las medidas realizadas por un fotómetro CIMEL 318 situado en el Campus de la Universidad de Extremadura (UEX) en Cáceres (39.48ºN, 6.34ºW,
397 m s.n.m.) y perteneciente al grupo de investigación AIRE de la Universidad de Extremadura. Dicho fotómetro está integrado en la red AERONET (AErosol RObotic NETwork) gestionada por la NASA. La pertenencia a esta red garantiza el seguimiento de unos protocolos
estándar de calibración y procesado de los datos (Holben et al., 1998).
El fotómetro CIMEL mide radiancia directa del Sol, en las longitudes de onda de 340,
380, 440, 500, 675, 870, 940 y 1020 nm, y de cielo, en las longitudes de onda de 440, 670, 870 y
1020 nm. A partir de estas medidas se obtienen valores del espesor óptico y del parámetro α
de Angström, que caracterizan a los aerosoles en columna sobre la estación.
El período de estudio se extiende desde julio de 2005 hasta diciembre de 2007. Estos dos
años y medio de medidas garantizan la representatividad temporal de las medidas utilizadas
en el presente estudio.
A partir de los valores de espesor óptico y del parámetro α, se han clasificado los casos de
aerosol siguiendo los criterios propuestos por Otero et al., (2006). Según dichos criterios, los
casos de aerosol procedente de la combustión de biomasa corresponden a valores del espesor
óptico superiores a 0.2 y del parámetro α entre 1.5 y 2.6.
Una vez identificados los casos de aerosol procedente de combustión de biomasa, se ha
investigado la posible existencia de incendios en las cercanías de la estación mediante la consulta de la base de datos de incendios forestales facilitada por la Consejería de Industria, Energía y Medio Ambiente de la Junta de Extremadura. Dicha base de datos aporta información
de la fecha y hora de inicio y extinción de los incendios forestales, así como de la superficie
quemada y de los términos municipales en los que se han producido.
Para completar el estudio, se han calculado mediante el modelo HYSPLIT (HYbrid SingleParticle Lagrangian Integrated Trajectory) y se han analizado las trayectorias de las masas de
aire a una altura de 500 metros sobre el nivel del mar y durante los dos días previos al caso de
aerosol procedente de combustión de biomasa. Así, conociendo la situación geográfica de los
incendios y las trayectorias de las masas de aire, se puede analizar la posible relación entre los
aerosoles detectados y el origen e historia de la masa de aire.
332
Se ha identificado un total de 18 casos de aerosol procedente de combustión de biomasa.
De ellos, 12 casos ocurren en verano, época con mayor frecuencia de incendios debido a las
elevadas temperaturas, escasez de precipitación, mayor disponibilidad de material combustible, etc. En 8 casos, se ha confirmado la existencia de incendios en las proximidades de la
estación y que la trayectoria atraviesa la zona del incendio. Esta correspondencia confirma la
validez de los criterios de clasificación de aerosoles en lo relativo a la clase “combustión de
biomasa”. En el resto de casos esta relación no ha podido ser confirmada, debido a que las
masas de aire proceden de zonas de las que no se dispone de información sobre los incendios
ocurridos.
Los resultados indican la compatibilidad y coherencia entre la identificación de los aerosoles procedentes de la combustión de biomasa siguiendo los criterios propuestos por Otero
et al., y el estudio de las retrotrayectorias de las masas de aire, y la consulta de información
suministrada por la base de datos de incendios forestales de la Consejería de Industria, Energía y Medio Ambiente de la Junta de Extremadura.
Agradecimientos
Este trabajo ha sido financiado por el proyecto de investigación CGL2008-05939-C03-02
concedido por el Ministerio de Ciencia e Innovación, así como por la Junta de Extremadura
mediante la beca FPI (CGL2005-05693-C03-03) y la ayuda a la consolidación de grupos de
investigación GRU09080.
Referencias
[1]B.N. Holben, T. F. Eck, I. Slutsker, D. Tanre, J.P. Buis, K.A. Setzer, E. Vermote, J.A. Reagan, Y.J. Kaufman, T. Nakajima, F. Lavenu, I. Jankowiak and A. Smirnov, Elsevier Science Inc., 1–16, (1998).
[2] L. Otero, P. Ristori, B. Holben and E. Quel, Opt. Pura Apl., (2006).
333
Análisis de los mecanismos de los extremos de altura de
tropopausa en la región del Mediterráneo
M. Gómez-Escolar, R. García-Herrera, N. Calvo y E. Hernández
Departamento de Física de la Tierra II, Facultad de Ciencias Físicas, Universidad Complutense de Madrid, 28040 Madrid. [email protected].
La importancia que ha adquirido la tropopausa en los últimos años puede observarse en
el incremento sustancial del número de artículos publicados sobre este tema. El interés más
reciente es el estudio de los cambios en la altura de la tropopausa como indicador de cambio
climático [1]. Es por ello que se requiere una mayor comprensión de su variabilidad y de los
mecanismos asociados a sus extremos.
En este estudio se ha buscado identificar y caracterizar los mecanismos que dan lugar a las
situaciones de extremos de altura de la tropopausa en la cuenca del Mediterráneo.
Para ello se han usado los radiosondeos de seis estaciones de la base de datos de IGRA
(Integrated Global Radiosonde Archive) alrededor de la región del Mediterráneo (ver figura
1). A partir de la tropoausa térmica hallada de cada sondeo, se seleccionaron aquellos días de
sondeo nocturno donde la altura de la tropopausa térmica se encontraba entre los percentiles 5 y 95 de la distribución de altura geopotencial para cada una de las estaciones. El ciclo
estacional se ha representado en la figura 2. En esta se observa una distribución diferenciada
entre la ocurrencia de máximos y mínimos de altura. Estando los máximos más localizados
en los meses de verano y principio de otoño y los mínimos desde finales de otoño ahasta la
primavera.
Figura 1. Estaciones de radiosondeo usadas.
Figura 2. Distribución del número de casos de extremos para la estación 08001. Gris para las situaciones
de mínima altura (percentil 5) y negro para las de
máxima altura (percentil 95).
A partir de datos de reanálisis de ERA-40 de las variables temperatura, viento zonal,
geopotencial, vorticidad potencial, obtenidos del centro europeo para la predición a medio
plazo (ECMWF), se han realizado composites de las situaciones de extremos para cada estación y cada mes. Los mismos se han calculado promediando el número total de días de
334
máximos y de mínimos, respectivamente, seleccionados de los radiosondeos. Se han analizado principalmente tres tipos de composites (ver figura 3): El perfil vertical de las anomalías
sobre la estación, el campo absoluto de las variables y las anomalias de las variables, halladas
restando a la media de los extremos, la media climática calculada a partir de datos mensuales
de ERA-40 para el periodo entre septiembre de 1957 y agosto de 2002.
El estudio de estos composites permite observar la correspondencia entre los diferentes
patrones de las estaciones asociados a las situaciones de altura máxima y mínima de la altura
de la tropopausa, con el fin de caracterizar los mecanismos asociados a estos extremos..
Los autores agradecen la financiación por parte del Ministerio de Educación y Ciencia, a
través del proyecto TRODIM (CGL2007-65891-C05-02/CLI y de la UE, mediante el proyeto
CIRCE (GOCE 036961).
Figura 3. Composites de temperatura para las situaciones de altura mínima de la estación de A
Coruña en febrero: izquierda, perfil vertical de anomalía sobre la estación; centro, campo absoluto a
400 hPa; y derecha, anomalía en 400 hPa donde el color indica significatividad al 95%.
Referencias
[1]B. D. Santer, M. F. Wehner, T. M. L. Wigley, R. Sausen, G. A. Meehl, K. E. Taylor, C. Ammann, J. Arblaster, W. M. Washington, J. S. Boyle, W. BrüggemannScience 25 July Vol. 301. no. 5632, pp. 479 – 483
(2003).
335
Detección y caracterización de la corriente en chorro
P. Ribera, C. Peña-Ortiz y D. Gallego
Departamento de Sistemas Físicos, Qúiicos y Naturales. Universidad Pablo de Olavide, 41013 Sevilla.
[email protected].
El principal conductor de la actividad sinóptica en la atmósfera, además de una medida
directa de la circulación atmosférica, es la corriente en chorro. Esta estructura consiste en un
cinturón de vientos del oeste cuyo centro se encuentra localizado en la troposfera superior, estando íntimamente relacionado con las rupturas en la tropopausa. Sus cambios determinan el
tiempo diario en latitudes medias y se encuentran profundamente asociadas a los principales
modos de variabilidad atmosférica.
Los estudios climáticos de la corriente en chorro han estado históricamente afectados por
la falta de datos en altura, pero también por los problemas encontrados a la hora de definir el
chorro de una forma adecuada para diseñar un algoritmo de seguimiento de tipo objetivo. Las
metodologías objetivas se han aplicado con profusión a estudios de varios tipos de sistemas
atmosféricos durante la última década, principalmente para localizar características troposféricas como sistemas ciclónicos o situaciones de bloqueo. Sin embargo, el seguimiento de la
evolución de los chorros o incluso localizar su posición es muy difícil de conseguir utilizando
métodos objetivos. La cuestión es todavía más complicada debido al hecho de que se puede
encontrar más de una corriente en chorro por hemisferio. Cualquier definición objetiva debería ser capaz de tener en cuenta la enorme complejidad de esta estructura.
En este trabajo se ha desarrollado un método para la detección y reconstrucción de la corriente en chorro. A partir de datos de viento del reanálisis de NCEP/NCAR, se identifican los
máximos relativos de viento superiores a 30 m/s entre los niveles de 400 hPa y 100 hPa. Un vez
hecho esto se representa el numero de máximos relativos detectados durante un cierto periodo
de tiempo dentro de cada celda de resolución 2.5º de latitud por 2.5º de longitud y en 6 niveles
diferentes de presión (400, 300, 250, 200, 150 y 100 hPa). De esta forma se han identificado los
chorros polares y subtropicales en ambos hemisferios. También se ha detectado la corriente
en chorro del este que se produce en el sureste asiático, India y África durante el verano. Este
método permite realizar una climatología de las corrientes en chorro, relacionarlas con otros
patrones climáticos y analizar su evolución como consecuencia del calentamiento global.
Figura 1. Número de máximos relativos de viento superiores a 30 m/s detectados durante 2008 en
250 hPa (izquierda) y 200 hPa (derecha).
336
Ruido Urbano: Análisis y Correlación de Niveles Sonoros
S. Quirós y Alpera, J. F. Sanz Requena, A. C. Guimaraes, H. Fresneda Cuesta
Universidad Europea Miguel de Cervantes, Valladolid; [email protected].
Introducción
En la evaluación y valoración del clima de ruidos en exteriores, sobre todo en espacios
urbanos, se utilizan una serie de parámetros que describen las distintas situaciones de los
niveles de ruido que se producen. En la DIRECTIVA 2002/49/CE y la Ley del Ruido, [1] y [2],
los parámetros principales son los índices de ruido Lden y Lnight que se obtienen a partir de los
niveles equivalentes de periodo largo diario y nocturno respectivamente. Sin embargo, con
estos índices solamente, no se obtiene una información completa del estado ruidoso de los
espacios y se recurre a medir o calcular los valores de otros parámetros.
Resultados
Según se pone de manifiesto en diversos estudios, las fuentes de ruido principales más comunes en una ciudad son el ruido de tráfico con carácter general y otras fuentes características
de la hora del día y de la actividad ciudadana. Así por ejemplo una fuente importante son las
obras públicas pero estas tienen un ámbito territorial circunscrito a una superficie del entorno
donde se está trabajando. Otra fuente también importante es la de los lugares de ocio pero
esta aparece principalmente por las noches y en puntos concretos de la ciudad. Cabe reseñar
también que la actividad ciudadana constituye una fuente importante en ciertos intervalos de
tiempo y en algunos lugares de la ciudad como son las zonas comerciales, asistencia a lugares
de esparcimiento o culturales o eventos de carácter deportivo, etc.
Por tanto, a la hora de planificar medidas de niveles de ruido, es importante tener en
cuenta la distribución de las fuentes. Ello requiere un análisis urbanístico de la ciudad lo más
completo posible para seleccionar de forma adecuada los puntos de medida. Este método de
selección de los puntos de muestreo es el que se suele utilizar ateniéndose a criterios urbanísticos y es un procedimiento seguido por distintos grupos de investigación desde hace algún
tiempo tratando de contemplar situaciones diferenciadas por el origen de las fuentes. Guiándonos por estos criterios seleccionamos puntos de muestreo apropiados.
Los resultados que hemos encontrado muestran la relación existente entre el nivel sonoro
continuo equivalente (Leq) y distintos niveles sonoros descriptores, en particular L10, L50, L90,
Lmax y Lmin. El objetivo final es determinar qué indicadores son los que mejor se ajustan a los
niveles sonoros dados por Leq, con el fin de comprender mejor el problema del ruido urbano
y realizar valoraciones más precisas del mismo.
Para ello se han empleado datos sonoros continuos –L10, L50, L90, Lmax, Lmin y Leq– [4] medidos en cinco puntos distintos del área urbana de la ciudad de Valladolid, en intervalos
de media hora, durante cinco días consecutivos. Se han seleccionado los métodos de regresión simple y múltiple por ser modelos que arrojan resultados fiables a la hora de determinar
las relaciones entre las distintas variables.
Los resultados de la regresión simple entre cada percentil y el nivel Leq muestran índices
elevados de correlación (R2 y R2 corregida), superiores en todos los casos al 73.2% y con una
media correlativa del 86.4%. Los resultados de las regresiones múltiples entre L10, L50, L90, Lmax,
Lmin y Leq muestran unas R2 y R2 corregida superiores en todos los casos al 90.4%, con una
media correlativa del 94.8%. El nivel que mejor se ajusta al Leq es L10 para todos los puntos de
337
medida, (Leq = exp(2,95966 + 0,0181474*L10), figura1. El que peor se ajusta es L90 para todos los
casos, (Leq = 25,7837 + 0,653358*L90), figura2.
Figura 1. Regresión simple de Leq frente a L10.
Figura 2. Regresión simple de Leq frente a L90.
El modelo matemático que mejor aproxima, en general, es el exponencial. Sólo en uno
de los lugares de medida se muestra autocorrelación entre los residuos (p-valor de Durbin
Watson < 0.05).
Conclusiones
Es complicado encontrar un modelo matemático que relacione los percentiles y el Leq con
exactitud para todos los casos, dada la fluctuación de los resultados para los distintos puntos
de medida. Es observable una relación estadísticamente significativa entre las distintas variables independientes L10, L50, L90, Lmax y Lmin, y la variable dependiente Leq, lo que permitiría
realizar valoraciones ambientales más precisas si todas se tuvieran en cuenta. Dos de los cinco
lugares de medida muestran una discontinuidad en los episodios de contaminación acústica
provocada por el carácter cíclico de las actividades humanas a lo largo del día. Este carácter
cíclico se demuestra con la presencia de multicolinealidad debida a una correlación entre los
residuos de la regresión múltiple en el lugar en que aparece autocorrelaxión entre los residuos.
Referencias
[1]DIRECTIVA 2002/49/CE del Parlamento Europeo y del Consejo de 25 de Junio de 2002 sobre evaluación y gestión del ruido ambiental.
[2] Ley 37/2003 de 17 de Noviembre BOE 18/11/2003, del ruido.
[3]Brüel, P.V. “Do we measure damaging noise correctly?”, Noise Control Engineering Journal, Vol. 8,
N° 2. (1997).
[4]Laforga, P. “Conceptos físicos de las ondas sonoras”. Física y Sociedad, Revista del Colegio Oficial de
Físicos. (2000).
338
Proceso de ruptura de los terremotos: estudio
de los terremotos de Islandia de 2000 y 2008
E. Buforn1, C. Pro2, T. Girona1, S. Peyrat3 y A. Udías1
epartamento de Geofísica y Meteorología. Facultad CC. Físicas. Universidad Complutense, 28040 MaD
drid ([email protected]).
2
Departamento de Física, Universidad de Extremadura, C. U. de Mérida. [email protected].
3
Institut de Physique du Globe. Université Pierre et Marie Curie, Paris.
1
Los terremotos tectónicos se producen cuando se fractura el material de la litosfera terrestre, como consecuencia de los esfuerzos que actúan en una determinada región. Como la Tierra se comporta como un cuerpo elástico, cuando se produce un terremoto la energía liberada
se propaga en todas direcciones en forma de ondas elásticas: las ondas sísmicas. El estudio
de la propagación de estas ondas no sólo proporciona información acerca de la estructura del
interior de la Tierra, sino también de cómo se ha llevado a cabo el proceso de ruptura, es decir,
cuál es la orientación y dimensiones de la fractura (mecanismo focal) y en qué dirección y con
qué velocidad se ha propagado la ruptura.
Uno de los métodos más empleados en el
estudio del proceso de ruptura de un terremoto, es el de inversión de formas de onda, que
consiste en comparar los sismogramas observados en una serie de estaciones con los sismogramas teóricos o calculados. La minimización
de los residuos mediante un método numérico
permite calcular los parámetros que definen
el modelo de fractura. La aproximación más
sencilla consiste en modelos cinemáticos del
foco sísmico, en los cuales se considera sólo la Figura 1. Distribución del desplazamiento sobre
discontinuidad en los desplazamientos y no en el plano de falla para el terremoto de 17 de junio
los esfuerzos, y de foco puntual. Sin embargo, de 2000. A la izquierda se muestra el mecanispara terremotos de magnitud superior a 6.5 es mo, la función temporal de la fuente sísmica y
necesario tener en cuenta las dimensiones de el mecanismo focal. A la derecha la distribución
la fractura y la dirección y velocidad de pro- del slip sobre el plano de falla de orientación
pagación de la ruptura, es decir, el efecto de N-S, los colores son proporcionales al slip.
directividad.
En este trabajo se presenta el estudio del proceso de ruptura de tres terremotos, ocurridos
en Islandia en 2000 (17-06-00, Mw = 6.5 y 21-06-00, 6.4) y el 29-05-08 (Mw = 6.2), con epicentros
muy próximos.
El método empleado ha consistido en la determinación del mecanismo focal a partir de la
inversión de la distribución del desplazamiento para un modelo cinemático de foco sísmico
extenso utilizando registros telesísmicos (Kikuchi y Kanamori (1982, 1986, 1991) y de campo próximo. Por otra parte se ha determinado la velocidad y sentido de propagación de la
ruptura mediante el estudio de la función de directividad de las ondas Rayleigh de registros
telesísmicos.
Los resultados obtenidos muestran que los tres terremotos presentan un mecanismo focal
de falla de desgarre, con el plano de falla orientado en dirección NS, lo cual concuerda con la
tectónica de la zona. El valor obtenido para la velocidad de propagación de la ruptura a partir
de la función de directividad es muy bajo, de 1.5 km/s, propagándose la ruptura hacia el sur.
339
A fin de confirmar estos valores de la velocidad de ruptura, se ha obtenido la distribución del
desplazamiento para registros de campo próximo. Valores de la velocidad tan bajos ya se han
observado también en otros terremotos de la Dorsal Atlántica (Udías, 1971; Pro et al. 2007).
Referencias
[1]Kikuchi, M.; H. Kanamori (1982). Inversion of complex body waves. Bull. Seismol. Soc. Am., 72, 491506.
[2]Kikuchi, M.; H. Kanamori (1986). Inversion of complex body waves II. Phys. Earth Planet. Inter., 43,
205-222.
[3]Kikuchi, M.; H. Kanamori (1991). Inversion of complex body waves III. Bull. Seismol. Soc. Am., 81,
2335-2350.
[4]Pro, C.; E. Buforn, A. Udías (2007). Rupture length and velocity for earthquakes in the Mid-Atlantic
Ridge from directivity effect in body and surface waves. Tectonophysics, 433, 65-79.
[5]Udías, A. (1971). Source Parameters of Earthquakes from Spectra of Rayleigh Waves.Geophys. J. R.
Astr. Soc. 22, 353-376.
340
Efecto fin de semana en la evolución de contaminantes
atmósféricos de zonas urbanas
V. Tricio, R. Viloria y A. Minguito
Departamento de Física, Universidad de Burgos. Facultad de Ciencias, Plaza Misael Bañuelos s/n 09001
Burgos; [email protected].
Desde hace años está asumido que todos los esfuerzos que se hagan para la prevención,
detección y estudio de los contaminantes atmosféricos supondrán una ayuda al mejor conocimiento de la problemática de los problemas de contaminación atmosférica. La calidad del
aire depende de la interacción
entre una serie de factores naturales, tales como la climatología
o la orografía, y de una serie de
factores humanos como la densidad de población, el desarrollo
industrial o los transportes, por
lo que sigue siendo necesario
detectar y analizar el fenómeno,
legislar y poner remedio a los
elevados niveles en la atmósfera
de sustancias o energías perjudiciales.
Se conoce que las reacciones
químicas entre los constituyen- Figura 1. Concentración de ozono en tres estaciones de medida
tes mayoritarios de la troposfera en Burgos, durante la primavera del año 2001.
son prácticamente inexistentes;
en cambio, la formación de muchas especies químicas activas bajo la influencia de la luz solar
produce un rápido incremento de reacciones en cadena que desempeñan un papel muy importante en la presencia de trazas en la composición de la atmósfera.
Nuestro grupo viene realizando estudios de contaminación atmosférica y meteorología
midiendo concentraciones de
contaminantes en zonas tanto
urbanas como rurales; en particular realiza mediciones y modelización de las concentraciones de ozono superficial y de
variables meteorológicas en zonas tanto urbanas como rurales
y semiurbanas [1]. Con el fin de
comprender mejor la dinámica
de los procesos que afectan a la
calidad del aire, nuestro interés
actual está centrado en estudiar Figura 2. Concentración de ozono en cuatro estaciones de mediel comportamiento de especies da, en Miranda y Aranda, durante el otoño del año 2003.
341
contaminantes y su evolución
temporal en el intervalo semanal,
aspecto que ya habíamos iniciado anteriormente con un reducido número de muestras [2].
Para el estudio se ha dispuesto de los datos de los últimos
años de la red de contaminación
atmosférica, estaciones de medida en inmisión, que el Gobierno
de Castilla y León tiene instaladas en distintas poblaciones de
la Comunidad autónoma.
La metodología aplicada en el
Figura 2. Efecto fin de semana en el dióxido de nitrógeno y en
proceso experimental se basa en
el ozono en la estación de medida enAranda, durante julio del
los datos quinceminutales proceaño 2007.
dentes de las estaciones de medida localizadas en tres ciudades.
Se han estudiado los patrones semanales usando diferentes periodos de promedio y su
análisis indica que los niveles de concentración varían según el agrupamiento.
Las tres figuras adjuntas muestran el efecto fin de semana y el grado de contribución a los
niveles de contaminación de los dos grupos. Para el ozono en las figuras 1 y 2; en tres estaciones de medida de Burgos y en las estaciones ubicadas en Aranda y Miranda repectivamente.
En esas figuras se representa la evolución de los valores medios diarios de concentración en
algunos días de la primavera de 2001 y el otoño de 2003, respectivamente. Para la estación
situada en la ciudad de Aranda se han obtenido resultados con altos porcentajes de variación
en los dos grupos de días durante el mes de julio del año 2007; lo que se observa en la figura 3
que muestra los valores medios horarios diarios de las concentraciones de NO2 y de O3.
Los autores agradecen la financiación de la Junta de Castilla y León [Proyecto
BU035A08].
Referencias
[1]V. Tricio, R. Viloria y A. Minguito, Evolución del ozono en Burgos y provincia a partir de los datos
de la red de medida de contaminación atmosférica. Los retos del desarrollo sostenible en España.
Informe CONAMA 2006, nº pp: 31, (2006).
[2]V. Tricio y G. Carneiro, Evolución temporal de O3 y NO en zonas urbanas diferenciadas: BBAA,
Argentina-Burgos, España. AIDIS Argentina, Ingeniería Sanitarias y Ambiental. Nº 81, 56-59 (2005).
342
Temperaturas Extremas en Europa
M.Cony, E. Hernández y T. del Teso
Departamento de Física de la Tierra II, Universidad Complutense de Madrid, 28040 Madrid;
[email protected]
Entre todas las variable climáticas, las temperaturas extremas despierta una atención particular por su relación directa asociadas al cambio climático. Tanto la temperaturas mínimas,
cuanto las máximas, afecta y generan serias consecuencias en sectores como el transporte,
agricultura, energía o suministro de agua aunque su efecto más importante se produce sobre
la salud humana. Las consecuencias directas con los valores extremos de frío o de calor son
diversas; aunque el impacto de las temperaturas mínimas no sea tan claro como la producida
por las olas de calor. Durante el siglo XX, se ha producido incrementos en la temperatura
global del planeta de orden de 0,60 C. Este incremento está asociado a incrementos de las temperaturas mínimas y de las máximas, aunque existen importantes diferencias dependiendo
de la región del planeta que se considere, ya que estos incrementos no ocurren de forma homogénea sino concentrada alrededor de una región. Estudios previos han mostrado periodos
de calentamientos significativos desde el final del siglo XIX hasta el momento actual (Cony
et al., 2007; 2008).
Basándose en 127 series de temperaturas máximas y 135 series de temperatura mínima
distribuidas por Europa para el período de 1955-98 se ha observado incrementos significativos en los eventos extremos de temperatura. Durante los 44 años analizados, se ha producido
un descenso en los eventos de días de frío extremo (DFE) e incrementos en los de días de calor
extremo (DCE). La figura 1, muestran el promedio de los eventos de DFE y DCE producidos
en este período.
Figura 1. Promedios anuales de eventos de DFE y DCE para el período de 1955-98. La linea continua
representa una media móvil de cinco años y la lineas en trazos la tendencia.
La disminución como el incremento producido en los eventos de temperatura extrema se
ha visto más afectada en la región de Europa occidental; a partir de un análisis de tendencias
realizado en las series de frecuencias anuales de DFE y de DCE se ha detectado en 65,2% de
las estaciones, tendencias negativas estadísticamente significativas al 90% para los DFEs y un
39,4% de las estaciones, tendencias positivas significativas a los mismos niveles correspon-
343
diente a los DCEs, ubicándose la mayoría de las estación con tendencias significativas en esta
región mencionada de Europa.
Las posibles causas en la disminución de DFE e incrementos de DCE ocurridos en el periodo analizado, pueden ser debido a un gran número de factores tanto locales como globales;
los factores locales, se cita entre otros, las islas de calor que se puede producirse en el interior
de los centros urbanos y para los globales, pueden estar asociados con el cambio de la circulación general de la atmósfera, de las cuales favorecen la ocurrencia de fenómenos extremos.
Referencias
[1]M. Cony, E. Hernández y T. del Teso. Influrnce os synoptic sacle in the generation of extremely hot
days and extremely cold days in Europe. EMS7/ECAM8, Vol. 4, EMS2007-A-00071.
[2]M. Cony, E. Hernández, T. del Teso, L. Prieto. Extremely hot day and extremely cold days and the
relationship with sinoptic scale. Geophysical Research, Vol. 9, 00202 – 2007.
[3]M. Cony, E. Hernández y T. del Teso. Influence of synoptic scale in the generation of extremely cold
days in Europe. Atmósfera, 21(4), 389-401, 2008.
[4]M. Cony, E. Hernández y T. del Teso. Fewer days of extreme cold and more days of extreme heat in
Europe. Science Daily. http://www.sciencedaily.com/releases/2009/01/090130084127.htm.
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Evolución e impacto de las tormentas costeras en el golfo de Cádiz
P. Ribera1, L. del Rio2, D. Gallego1, H. Plomaritis2, C. Peña-Ortiz1 y J. Benavente2
epartamento de Sistemas Físicos, Químicos y Naturales, Universidad Pablo de Olavide, 41013 Sevilla,
D
([email protected]).
2
Departamento de Ciencias de la Tierra. Universidad de Cádiz.
1
Es abundante la información documental sobre el impacto producido en las costas del
golfo de Cádiz debido a la llegada de tormentas costeras. En este trabajo se analiza con detalle
la evolución de dichas tormentas a lo largo del siglo XX a partir de datos sobre altura de olas,
utilizados para establecer a qué llamamos tormenta, y a partir de datos de viento extraidos de
la base de datos ICOADs.
Para definir una tormenta como tal se ha utilizado una doble vía. Por un lado se ha trabajado con una base de datos de altura de olas y con la serie de observaciones de la boya
situada junto a la costa, cerca de la ciudad de Cádiz. Por otro lado se ha trabajado con datos
instrumentales sobre los impactos morfológicos en la costa de Cádiz a lo largo de tres años
de observación. La comparación de ambas bases de datos nos permite establecer un umbral
para la altura de las olas a partir del cual se observan cambios morfológicos significativos en
la costa o impactos de tipo socioeconómico.
Se ha podido observar que, para la zona de estudio, las tormentas con impacto sobre la
costa se producen fundamentalmente durante los meses fríos (octubre a marzo) y con vientos procedentes del cuadrante occidental. No se han detectado grandes diferencias ni en la
frecuencia ni la intensidad de las tormentas en función de la fase de NAO. También ha sido
posible extender la serie de evolución del número anual de tormentas para todo el siglo XX,
y no se observan tendencias significativas en las mismas para ninguna de las 6 categorías de
tormentas que han sido utilizadas.
Este trabajo ha sido realizado dentro del proyecto MICORE, financiado dentro del 7o Programa Marco de la UE (Grant agreement no.: 202798).
Figura 1. Evolución anual del número de tormentas de categoría 0 según serie reconstruida (línea
gris) y serie de observaciones original (línea negra).
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Física de la Atmósfera y Oceanografía - Bienal Física

Transcripción

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