circulacion y vientos

NOCIONES GENERALES DE ENERGA ELICA

CAPTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIN GENERAL 16

2. VIENTOS Y CIRCULACIN GENERAL 2.1 EL MOVIMIENTO ATMOSFRICO

n cierto aspecto, la atmsfera se asemeja a una gigantesca mquina trmica en la que la diferencia constante de

temperatura existente entre los polos y el Ecuador proporciona la energa necesaria para la circulacin atmosfrica. La transformacin de energa calorfica en energa cintica puede implicar un ascenso o descenso del aire, pero los movimientos verticales son generalmente mucho menos evidentes que los horizontales, que pueden abarcar amplias zonas y persistir durante perodos de tiempo que oscilan entre algunos das y varios meses.

Sin embargo, antes de considerar estos aspectos globales, es importante determinar las leyes que rigen el movimiento del aire. Cabra esperar que la diferencia de presin existente entre la superficie de la tierra y los niveles superiores de la atmsfera ocasionase el escape de sta, hecho que no se produce a causa de la existencia del campo gravitatorio terrestre. El descenso de la presin del aire al aumentar la altura est compensado por la fuerza de la gravedad dirigida hacia abajo; esto es lo que se conoce como equilibrio hidrosttico. Este equilibrio, junto con la estabilidad general de la atmsfera y su escaso espesor, limita en gran manera los movimientos verticales del aire. Por trmino medio, la velocidad de los vientos horizontales es del orden de varios centenares de veces mayor que la de los movimientos verticales, aunque se producen algunas excepciones, particularmente en las tormentas convectivas. 2.2 LEYES DEL MOVIMIENTO HORIZONTAL

l movimiento del aire en las proximidades de la superficie terrestre est controlado por cuatro factores: la fuerza

del gradiente de presin, la fuerza de Coriolis, la aceleracin centrpeta y la fuerza de rozamiento. De stos, la fuerza de Coriolis y la aceleracin centrpeta son, en rigor, ficticios, pero conviene atribuir a dichas fuerzas ciertos efectos sobre el movimiento del aire en las proximidades de la tierra. A continuacin se realiza una breve explicacin de estos factores que son de vital importancia en el desarrollo de los modelos matemticos tridimensionales de orografa y viento empleados en este trabajo. 2.2.1 LA FUERZA DEL GRADIENTE DE PRESIN

s la componente horizontal de la fuerza de presin. La componente vertical de dicha fuerza se equilibra con la fuerza de la gravedad. La diferencia de presin en el

espacio, que puede ser debida a causa mecnicas o trmicas, controlan los movimientos horizontales de las masas de aire. En

E

E

E



efecto, el gradiente de presin es la fuerza que ocasiona el movimiento del aire desde la zona de altas presiones hacia las de bajas presiones, aunque existen otras fuerzas que le impiden atravesar directamente las isobaras(lneas de igual presin). El gradiente de presin por unidad de masa, perpendicular a las isobaras se expresa matemticamente como:

donde = densidad del aire y p/n= gradiente horizontal de presin.

Por consiguiente, cuanto ms juntas estn las isobaras, ms intenso ser el gradiente de presin y mayor la velocidad el viento La fuerza del gradiente de presin es tambin inversamente proporcional a la densidad del aire y est relacin es de especial importancia para comprender el comportamiento de los vientos en altura. 2.2.2 LA FUERZA DESVIADORA DE LA ROTACIN DE LA TIERRA (FUERZA

DE CORIOLIS)

a fuerza de Coriolis una consecuencia del hecho de que el movimiento de las masas de aire sobre la superficie de la

tierra est generalmente referido a un sistema de coordenadas mvil (por ejemplo, la red de meridiano y paralelos que gira con la tierra).

Los vientos fluyen de la zona de Altas Presiones a las de Bajas Presiones y son desviados siempre por efecto de la rotacin terrestre.

Una vez puesto en movimiento el aire como nos encontramos sobre una esfera rotante se produce una desviacin inercial del viento hacia la izquierda en el Hemisferio Sur y hacia la derecha en el Hemisferio Norte.

La fuerza de Coriolis o desviadora (por unidad de masa) se expresa como:

np

1-

L

FIGURA 2.1



donde: = velocidad angular de rotacin de la tierra (15/h 2/24 radianes/h)

= latitud; V= velocidad de la masa de aire.

Cabe destacar que esta

frmula se llama parmetro de Coriolis.

La magnitud de la desviacin es directamente proporcional a: 1.- La velocidad horizontal del aire (es decir, sobre el aire que se mueve, por ejemplo, a 11m/s, acta una fuerza que es la mitad de la que actuara si el aire se moviese a 22 m/s.) 2.- El seno de la latitud (sen 0 = 0, sen 90 = 1).

Por consiguiente, este efecto es mximo en los polos y disminuye con la latitud, anulndose en el

Ecuador (FIGURA 2.1, 2.2). 2.2.3 VIENTO GEOSTRFICO

as observaciones realizadas en la "atmsfera libre" indican que el viento sopla en direccin aproximadamente perpendicular al gradiente de presin y que, siguiendo la

trayectoria del viento, los ncleos de altas presiones quedan a la derecha y los de bajas presiones a la izquierda en el hemisferio norte; siendo inverso este efecto en el hemisferio sur. Esto implica que, en el caso de movimiento uniforme, la fuerza del gradiente de presin queda equilibrada completamente por la fuerza de Coriolis, que acta en la misma direccin y en sentido opuesto. El viento ideal que cumple con esta condicin se denomina "viento geostrfico" (FIGURA 2.3) y su velocidad Vg se expresa:

sen V 2 = Fc

L

np

sen 21 = Vg

FIGURA 2.2



donde: p/n= gradiente de presin.

Por consiguiente, la velocidad del viento geostrfico es inversamente proporcional al seno de la latitud, por lo que el mismo gradiente de presin asociado a velocidades de viento geostrfico de 13 m/s en latitudes de 50 producir velocidades de slo 10 m/s en latitudes e 90.

A excepcin de latitudes bajas donde la fuerza de Coriolis es casi nula, el viento geostrfico se aproxima mucho al movimiento del aire observado en la atmsfera libre. Puesto que los sistemas de presin son rara vez estacionarios, este hecho implica que el movimiento del aire debe cambiar constantemente para buscar un nuevo equilibrio. En otras palabras, se realizan constantemente ajustes mutuos del viento y de los campos de presiones. 2.2.4 ACELERACIN CENTRPETA

odos los cuerpos que se mueve siguiendo una trayectoria curva se ven sometidos a una aceleracin dirigida hacia su centro de rotacin. Esta aceleracin (c) se expresa como:

donde: m = la masa de aire en movimiento, V= su velocidad y r = el radio de curvatura.

Este factor se considera a veces, por razones de conveniencia, como una fuerza centrfuga que acta radialmente hacia el exterior. Esto es vlido tambin en el caso de la tierra. De hecho, el efecto centrfugo debido a la rotacin ha producido el ligero abultamiento del globo terrqueo en las proximidades del Ecuador y el ligero achatamiento en los polos. La disminucin de la gravedad aparente a medida que nos acercamos al Ecuador refleja el efecto de la fuerza centrfuga que acta contra la atraccin gravitatoria dirigida hacia el centro de la tierra. Por consiguiente, slo ser necesario considerar las fuerzas que intervienen en la rotacin del aire alrededor de un eje de altas o bajas presiones. En este caso la

T

rV2m- = c

FIGURA 2.3



trayectoria curvilnea que sigue el aire (paralelamente a las isobaras) se conserva por la accin de una aceleracin dirigida hacia dentro o centrpeta.

Se puede indicar que en un sistema de baja presiones el flujo equilibrado sigue una trayectoria circular debido a que la fuerza de Coriolis es menos que el gradiente de presin. La diferencia entre ambos casos da la aceleracin centrpeta.

En el caso de un sistema cerrado de Altas presiones la aceleracin centrpeta se debe a la diferencia entre ambos pero la fuerza de Coriolis es mayor que el gradiente de presin.

La aceleracin centrpeta en general es pequea y slo adquiere importancia en el caso de vientos que se muevan a gran velocidad siguiendo su trayectoria muy curvados, es decir, en las proximidades de las Bajas presiones muy intensas.

Se presentan dos casos de especial importancia meteorolgica: 1.- Los ciclones intensos prximos al Ecuador donde se desprecia la Fuerza de Coriolis, y 2.- Los vrtices de pequeos dimetros tales como los tornados. En estas condiciones, cuando el fuerte gradiente de presin proporciona la aceleracin centrpeta necesaria para que el flujo sea paralelo a las isobaras el movimiento se denomina ciclostrfico,

Todo esto presuntamente con flujo estacionario, pero debe tenerse en cuenta que existen dos factores que rompen el estado de equilibrio: a) el movimiento en sentido latitudinal que hace variar la fuerza de Coriolis y b)el hecho de que un sistema isobrico al moverse o cambiar de intensidad produce una aceleracin del aire (positiva o negativa), que ocasiona un flujo a travs de las isobaras. Los mismos cambios de presin dependen del desplazamiento del aire cuando se rompe el estado de equilibrio. Si el movimiento del aire fuese puramente geostrfico, no habra crecimiento ni debilitamiento de los sistemas de presin. La aceleracin del aire que se mueve en los niveles superiores desde una regin de curvatura isobrica ciclnica (viento subgeostrfico) hasta una de curvatura anticiclnica (viento supergeostrfico) ocasiona un descenso de presin en los niveles inferiores a causa del desplazamiento del aire en la altura. 2.2.5 FUERZA DE ROZAMIENTO

onsideremos, por ltimo, la fuerza debido al rozamiento del aire con la superficie terrestre, que ejerce un importante efecto sobre su movimiento. Profundizando en el

estudio del viento geostrfico, encontramos que en las proximidades

C



de la superficie (por debajo de unos 500 metros en los terrenos llanos) el rozamiento hace que disminuya la velocidad del viento por debajo del valor geostrfico. Esto influye sobre la fuerza deflectora, que depende de la velocidad y que, por consiguiente, disminuye tambin. A medida que continan estas dos tendencias, el viento atraviesa cada vez ms oblicuamente las isobaras en la direccin del gradiente de presin. El grado de oblicuidad aumenta a medida que crece el efecto de rozamiento (es decir, en las proximidades de la superficie terrestre) y se aproxima 25 - 35 sobre tierra y a 10 - 20 sobre el mar.

Como consecuencia, el viento sigue una trayectoria en espiral

anloga a la desviacin que experimentan las corrientes ocenicas al disminuir e efecto de rozamiento con el viento cuando aumenta la profundidad. Ambos se conocen con el nombre de espiral de Ekman (FIGURA 2.4), ya que fue este cientfico quien investig la variacin de las corrientes marinas con la profundidad. 2.3 MOVIMIENTO VERTICAL

n estos dos conceptos se encierra la clave necesaria para comprender adecuadamente los estudios meteorolgicos

modernos sobre el viento y los sistemas isobricos a escala global y sinptica. La elevacin o descenso del aire en masa se produce principalmente en respuesta a ciertos factores dinmicos relacionados con el movimiento horizontal del aire y son slo afectados de un modo secundario por la estabilidad de la masa de aire. 2.3.1 DIVERGENCIA

e dice que se produce confluencia (o difluencia) cuando las lneas de corriente (lneas del movimiento instantneo del aire) convergen (o divergencia). La confluencia ocasiona un

aumento de la velocidad de las partculas del aire, pero sin producir acumulacin de masa. La convergencia tiene lugar cuando

E

S

FIGURA 2.4



existe una acumulacin neta de aire en un sector limitado y la difluencia cuando disminuye la cantidad neta de aire. La confluencia puede incrementar la convergencia, pero a veces la distribucin de isotacas (lneas de velocidad de viento constante) contrarresta el efecto de la confluencia de las lneas de corriente. Es importante destacar que si todos los vientos fuesen geostrficos, no podra haber convergencia ni divergencia y, por consiguiente, no existira el tiempo.

La convergencia y divergencia pueden producirse tambin de otros modos, consecuencia de los efectos del rozamiento con la superficie. Los vientos marinos que soplan tierra adentro sufren convergencia en los niveles inferiores, ya que la velocidad del aire disminuye al atravesar la lnea de la costa, debido al mayor rozamiento de la tierra, mientras que los vientos que soplan hacia el mar se aceleran y se hacen divergentes. 2.3.2 MOVIMIENTO VERTICAL

l aporte o prdida de aire en las proximidades de la superficie tiene que estar compensado por el movimiento vertical. El aire se eleva por encima de una tormenta y

desciende sobre un anticicln, producindose en compensacin convergencia o divergencia, respectivamente, en la troposfera superior. En la troposfera media debe existir un nivel en el que la divergencia o convergencia horizontal sean efectivamente nulas; este nivel medio de falta de divergencia se encuentra generalmente a unos 600 hpa. El movimiento vertical a gran escala es extremadamente lento si se compara con las corrientes de conveccin y las rfagas descendentes que se producen, por ejemplo, en los cmulus. Las velocidades tpicas en las grandes borrascas y anticiclones son del orden de los 5 m/s, mientras que las rfagas ascendentes en los cmulus pueden ser superiores a 10 m/s. 2.4 ANTICICLONES Y DEPRESIONES

n centro de bajas presiones

se denomina depresin; un centro con altas presiones, anticicln. Ambos pueden ser estacionarios o bien centros de presin mviles. En estos casos las isobaras se presentan en forma de lneas circulares que se constituyen alrededor de un anticicln o depresin (FIGURA 2.5).

E

U

FIGURA 2.5



Para vientos superficiales, los cuales se mueven oblicuamente

a travs de las isobaras, los sistemas de anticiclones y depresiones configuran su direccin de forma opuesta en ambos hemisferios. En una depresin en el hemisferio sur, los vientos circulan en sentido horario y hacia el interior del espiral; as el aire converge hacia el centro debiendo ascender luego hasta situarse en niveles superiores.

En un centro anticiclnico, en el hemisferio sur, los vientos circulan en sentido antihorario, hacia el exterior de la espiral, esto ocasiona una divergencia del flujo de aire acompaada por un descenso del mismo hacia el centro del anticicln reemplazando el aire que circula hacia el exterior. 2.5 DISTRIBUCIN GENERAL DE LOS SISTEMAS DE PRESIN SOBRE LA SUPERFICIE

ara entender el sistema de vientos sobre la superficie terrestre, debemos estudiar la distribucin de la presin

baromtrica. Una vez establecidos los modelos de isobaras y de los gradientes de presin, podemos predecir la predominancia o los vientos ms comunes.

La presin base sobre el nivel del mar est acordado que sea de 1013 hpa. Lecturas ms altas que sta se presentan, frecuente-mente, sobre las latitudes medias, siendo en ocasiones superiores a 1040 hpa o ms, este tipo de lecturas se interpretan como "altas". Presiones por debajo de 982 hpa o menores sern "bajas".

Sobre la zona ecuatorial hallamos un cinturn de presiones algo ms bajas de lo normal, entre 1011 y 1008 hpa, las cuales reciben el nombre de depresin ecuatorial. Esta contrasta con los cinturones de altas presiones centrados en latitudes prximas a los 30 N y S, denominados cinturones subtropicales de altas presiones que exceden los 1020 hpa. En el hemisferio sur este cinturn lo hallamos claramente definido, pero en centros de altas presiones conocidas como clulas de presin.

En el hemisferio Austral, al sur del cinturn de altas presiones subtropicales, hallamos una amplia zona de baja presin que se extiende aproximadamente desde la zona de latitudes medias hasta la regin antrtica. El eje de stas lo constituye la latitud 65 S. Esta depresin se denomina cinturn subantrtico de bajas presiones. Sobre la Antrtida existe un centro permanente de altas presiones conocido como alta polar que contrasta sobremanera con el crculo de bajas presiones subantrtico. En el hemisferio sur la superficie ocenica representa el 81% de ste, por tanto, los anticiclones subtropicales son ocenicos, excepto sobre el sur de

P



Australia en verano. Las bajas presiones en el hemisferio sur son virtualmente circumpolares. 2.6 LA CIRCULACIN GENERAL

as distribuciones de viento y presin sugieren el estudio de los mecanismos que mantienen la "circulacin general"

(ESQUEMA 2.1)de la atmsfera. El desigual calentamiento de la tierra y su atmsfera por la radiacin solar genera energa potencial, parte de la cual se transforma en energa cintica por la elevacin del aire caliente y el descenso del aire fro.

La energa cintica del movimiento atmosfrico a escala general se disipa por rozamiento y, a pequea escala, a travs de los remolinos. Para mantener la circulacin general la creacin de energa cintica debe estar compensada por su disipacin. Interviene en la configuracin de la circulacin general, como factor importante, el momento cintico de la tierra y su atmsfera, que es la tendencia que tiene sta a girar, junto con la tierra, alrededor de su eje de rotacin.

La FIGURA 2.6 representa los campos planetarios de circulacin de los vientos y la ubicacin de los vientos y la ubicacin de los cinturones de altas y bajas presiones.

L

ESQUEMA 2.1



FIGURA 2.6



2.7 LOS VIENTOS EN UN PLANETA SIN ROTACIN

onsideremos un planeta imaginario sin movimientos de rotacin que es calentado uniformemente alrededor del

cinturn ecuatorial (donde existe un excedente de radiacin). El aire caldeado del Ecuador se expandir volvindose menos denso pues todos los gases se dilatan cuando se les suministra calor. Debido a que las capas bajas de aire estarn expandidas, sern por lo tanto menos densas y en consecuencia la presin atmosfrica sobre la superficie terrestre ser menor que el promedio. El aire calentado tender a ascender hasta alcanzar cotas elevadas en la atmsfera y se extender horizontalmente en direccin a los polos. El aire enfriado en los polos aumentar su densidad creando una alta presin en la superficie terrestre. Este descender y se propagar horizontalmente desplazndose hacia el Ecuador, donde existen bajas presiones. Una vez que queda establecido, se crea un sistema de vientos meridional. Los vientos del planeta estarn configurados en dos clulas de circulacin, uno en cada hemisferio y con tanto tiempo de permanencia como calor siga suministrndose al cinturn ecuatorial. Tenemos aqu una mquina de calor, que es un sistema mecnico movido por un aporte de energa calorfica.

El modelo de una tierra sin movimiento de rotacin nos sirve para explicar un hecho verdico de la circulacin atmosfrica terrestre: un cinturn ecuatorial de bajas presiones, o de presiones ecuatoriales, en el cual el aire caldeado asciende hacia niveles superiores. Lo que sucede realmente a este aire que se eleva en cuanto comienza a moverse hacia el polo en las capas superiores de la atmsfera, slo cabe entenderlo tendiendo en cuenta el efecto Coriolis. 2.7.1 LA CLULA DE CIRCULACIN DE HADLEY

a atmsfera puede transportar calor y energa de dos maneras. Una de ellas es por circulacin en el plano vertical, tal como se indica en la FIGURA 2.7 que representa

tres clulas meridianas. La clula de latitudes bajas (o de Hadley) y la opuesta a ella en el hemisferio sur son consideradas anlogas a las circulaciones convectivas que se originan cuando se calienta sobre una llama un recipiente con agua; se conocen como clulas "trmicamente directas". La clula de latitudes medias que es trmicamente indirecta es requerida por la presencia de las otras dos. La distribucin de las clulas en la superficie refleja la influencia de los manantiales de calor. Las clulas son estacionarias y de forma alargada en direccin norte-sur sobre los ocanos del hemisferio norte en verano, cuando el calentamiento de los continentes crea bajas presione y adems el gradiente meridiano de temperatura es dbil. En invierno, por el contrario, el flujo zonal es ms fuerte a causa de un mayor gradiente meridiano de temperatura, y el enfriamiento de los continentes produce un alargamiento de las clulas en direccin este-oeste. (FIGURA 2.8)

C

L



2.7.2 ONDAS DE ROSSBY Y CORRIENTE EN CHORRO

lrededor de la Baja Polar, los vientos del oeste comprenden todo el espesor de la troposfera. Esta es ms delgada en las altas latitudes que en las bajas. El flujo derivado de

ste tipo de viento se halla frecuentemente perturbado por la formacin de amplias ondulaciones llamadas ondas de Rossby. Estas se desarrollan a lo largo de una estrecha zona de contacto entre una masa de aire polar, la cual forma la troposfera en las latitudes polares y el aire clido tropical, el cual rodea el globo en las latitudes ecuatoriales. Esta zona de contacto se denomina FRENTE POLAR y es una zona inestable sobre la cual se generan diversas perturbaciones atmosfricas.

Asociadas a las ondas de Rossby se encuentra una estrecha

franja de vientos con velocidades muy elevadas y que se denomina corriente en Chorro, que se forma en la lnea de contacto entre el aire fro y el clido. La Corriente en Chorro del Frente Polar es como un pulso de aire, semejante a la circulacin de agua por una manguera. La velocidad es mxima en el centro o ncleo, el cual se encuentra rodeado de zonas con movimientos ms lento. La mxima velocidad en el centro es de 300 Km./h. Su altura sobre la superfi-cie terrestre es de 11 Km.

A

FIGURA 2.7

FIGURA 2.8



La tropopausa baja considerablemente en altura en el Frente

Polar, siendo ms baja en la zona fra que sobre la clida. La presin atmosfrica tambin cambia abruptamente: las superficies isobricas decaen considerablemente en altura y se obtiene la mxima pendiente a nivel del ncleo central de la Corriente en Chorro. La fuerte disminucin del gradiente de presin provoca las altas velocidades del flujo de aire. La Corriente en Chorro del Frente Polar es importante en el control de los tipos de tiempo sobre latitudes medias. Existen adems otras dos corrientes en chorro: una que se configura en la zona subtropical y la ltima en latitudes ms bajas (ecuatorial).

2.7.3 CORRIENTES OCENICAS

na corriente ocenica es un flujo persistente de agua de componente predominantemente horizontal y cuya importancia radica en su papel como regulador trmico en la superficie

terrestre. A escala planetaria, stos vastos sistemas de corrientes ayudan al intercambio de calor entre las altas y las bajas latitudes, siendo esenciales en el mantenimiento del balance de calor terrestre. A escala local podemos decir que las corrientes clidas de agua moderan la rigurosidad climtica de las costas de latitudes rticas, mientras que las corrientes fras alivian el calor de los desiertos tropicales a lo largo de las estrechas franjas costeras.

Prcticamente la totalidad de las importantes corrientes

superficiales ocenicas se ponen en movimiento debido a la presencia de vientos superficiales permanentes. La energa se transfiere desde el flujo de vientos hacia el agua por rozamiento sobre la superficie acutica.

2.7.4 LA CIRCULACIN EN ALTITUD

os Flujos Zonales: En el actual estado de nuestros conocimientos respecto a los movimientos generales de la troposfera superior y de la baja estratosfera, parece

razonable suponer que el conjunto de las altas capas est afectado por vientos del oeste que soplan en el sentido de rotacin de la Tierra, a excepcin de una franja ecuatorial de 1500 a 2500 km de anchura con vientos del este. Ello corresponde evidentemente al campo de presin en altitud, cuya simplificacin ya hemos mencionado. Como no hay turbulencia vertical ni rugosidad de los relieves, los vientos son all rigurosamente paralelos a las isobaras cuyo trazado configura en consecuencia las lneas de flujo.

as Corrientes de Chorro: A una altitud entre los 35 y 451 donde la tropopausa polar de 8 a 12 km se eleva

bruscamente y enlaza con la tropopausa tropical de 15 a 18 km, se

U

L

L



observa una zona estrecha de vientos del oeste muy rpidos (hasta 350 y 450 km/h) a la que los anglosajones han dado el nombre de jet - strean, naturalmente, la franja zonal en la que se observa esta corriente de chorro queda perfilada en los mapas isobricos por un pronunciado ceimiento de las curvas. La corriente de chorro no se detecta en todos los sondeos, puesto que se desplaza o se debilita temporalmente y la densidad de las observaciones cotidianas queda reducida a los puntos donde aquella es ms comn. Cuando la velocidad de la corriente de chorro aumenta, su trazado se endereza y cie, del mismo modo que, cuando su velocidad disminuye, su cauce se convierte en sinuoso y correlativamente ms ancho. En el hemisferio norte deja siempre a su derecha las altas presiones subtropicales. No obstante, ciertos autores creen detectar varias corrientes de chorro diferentes cuya posicin en altitud sera distinta, lo mismo que su posicin zonal. 2.8. MASAS DE AIRE

l concepto de masas de aire fue introducido por Bergeron en 1929 (escuela Noruega), quin las defini como "una

porcin de la atmsfera cuyas propiedades fsicas son ms o menos uniformes en la horizontal y su cambio abrupto en los bordes". En la actualidad, para el anlisis del tiempo es necesario la identificacin de las distintas masas de aire, sus propiedades y sus desplazamientos

Una masa de aire se caracteriza por su gran extensin horizontal; de 500 km a 5000 km (en la vertical de 0.5 km a 20 km), y su homogeneidad horizontal en lo referente a la temperatura y al contenido de vapor de agua.

La identificacin de las masas de aire se efecta mediante la

observacin meteorolgica. El hombre suele acusar la presencia de las mismas, asocindolas con determinadas reacciones de su organismo. Todos sufrimos el calor agobiante de las olas de calor del verano y tambin nos damos cuenta del final del perodo de tiempo clido y hmedo, cuando, luego de una gran tormenta nos encontramos ante una ola de aire fro y seco. Lo que ha ocurrido, en este caso, fue un cambio de masa de aire. 2.8.1 ORIGEN Y CLASIFICACIN DE LAS MASAS DE AIRE

na de las principales preocupaciones de los pronosticadores es determinar las condiciones del tiempo

dentro de cada masa de aire, la direccin de su desplazamiento y los cambios que experimentan sus propiedades durante el desplazamiento. Las propiedades resultantes sern las caractersticas del tiempo que se darn a lo largo de su desplazamiento.

Las masas de aire adquieren sus propiedades en contacto con

E

U



FIGURA 2.9

las superficies sobre las que se forman. Dada la poca conductividad calorfica del aire, los grandes volmenes deben circular lentamente sobre las zonas denominadas regiones fuentes, para poder adquirir una distribucin homognea de temperatura y humedad.

Segn la regin donde adquieren sus propiedades bsicas (clasificacin absoluta) las podemos clasificar en: 1 ) Aire rtico o Antrtico (A): se genera en la regin cubierta de hielo y nieve, con circulacin preferentemente anticiclnica. Es fra, seca y estable. 2) Aire Polar Continental (Pc): se genera en la regin continental subpolar. Es fra y seca. 3) Aire Polar Martimo (Pm): se genera en las zonas subpolar y rtica. Es fra y hmeda.(FIGURA 2.9) 4) Aire Tropical Continental (Tc): se genera en la zona continental subtropical de altas presiones. Es clida y seca. 5) Aire Tropical Martimo (Tm): se genera en los anticiclones subtropicales, sobre los ocanos. Es clida y hmeda. 6) Aire Ecuatorial (E): se genera en los mares tropicales y ecuatoriales. Es caliente y muy hmeda. Segn su comportamiento termodinmico se las puede dividir en masa de aire; 1 ) Fra (K): se la denomina de esta forma cuando es ms fra que las masas de aire prximas o que la superficie sobre la cual se desplaza. 2) Clida (W): se la denomina de esta forma cuando es ms caliente que las masas de aire prximas o que la superficie sobre la cual se desplaza. 2.8.2 CARACTERSTICAS

as condiciones del tiempo dentro de una masa de aire en movimiento esta ligada a la temperatura existente en la L



superficie subyacente. Las masas de aire clido, en la mayora de los casos, son de

origen tropical y se mueven hacia latitudes ms altas. Tambin puede darse el caso de aire martimo clido que se desplaza sobre suelo ms fro o aire clido continental que se desplaza sobre aguas que estn ms fras. En estos casos hay un lento transporte de calor desde la masa de aire hacia la superficie subyacente, con la consecuente estratificacin dentro del aire, con ausencia de cualquier movimiento vertical o turbulencia, por lo que todas las nubes que encontremos sern del tipo estratiforme. Las nieblas sern muy frecuentes en este tipo de aire.

Las masas de aire fro se dan, frecuentemente, por el

movimiento de aire polar hacia latitudes menores, o por aire martimo que se desplaza sobre tierra ms caliente, o aire continental que se mueve sobre un mar ms clido. Por este calentamiento de la masa de aire, se desarrolla la conveccin y la turbulencia, por lo que se forman nubes del tipo cmulus. La visibilidad es generalmente buena.

A efectos de poder determinar los movimientos de las masas de

aire y as determinar el tiempo asociado a ellas, es necesario tener en cuenta algunas caractersticas que se mantienen constantes durante el movimiento de las mismas. Para ello se puede tomar en consideracin:

1 ) La temperatura a una altura tal que se eliminen las influencias de la superficie.

2) El gradiente vertical de temperatura. 3) La temperatura potencial equivalente. 4) La humedad especfica 5) La visibilidad 6) La influencia del perodo diurno sobre las nubes y las

precipitaciones. Las masas de aire que han viajado poco tiempo o que lo han

hecho con mucha velocidad, cambian muy poco sus caractersticas iniciales. Las que han viajado durante mucho tiempo, fuera de sus regiones fuente, o que lo han hecho con suma lentitud, alteran en mayor medida sus caractersticas iniciales. 2.9 FRENTES

entro de una masa de aire se observan propiedades del tiempo relativamente uniformes. Al desplazarse esta masa

de aire se pondr en contacto con otra masa de aire de propiedades diferentes, dndose una repentina variacin en las condiciones del tiempo. As podremos observar cambios en la temperatura, la humedad, el viento la presin, la nubosidad, etc.

En un viaje, durante el cual nos desplazamos de norte a sur,

dentro de una masa de aire clido, iramos registrando un ligero

D



descenso de la temperatura. Al entrar en el aire fro notaramos un rpido descenso de la temperatura. De esta forma al cambiar de una masa de aire a otra, tenemos estas rpidas variaciones en las condiciones meteorolgicas, lo que se da al cruzar una determinada lnea o superficie que separa a dichas masas.

En meteorologa se ha generalizado la expresin superficie

frontal para referirse a la superficie de separacin de dos masas de aire de diferentes caractersticas. Llamaremos frente a la lnea determinada por la interseccin de la superficie frontal y el suelo.

Cuando las masas de aire fro y clido se encuentran, el aire

fro penetra por debajo del aire clido, debido a su mayor densidad, obligando al aire clido a ascender por sobre la superficie que separa ambas masas de aire.

Los frentes pueden tener una longitud de 500 km a 5.000 km, un

ancho de 5 km a 50 km y una altura de 3 km a 20 km. La pendiente de la superficie frontal puede variar entre 1: 00 y 1: 500. 2.9.1 FORMACIN DE FRENTES

n la mayora de los casos los frentes se forman debido al movimiento de masas de aire, con propiedades diferentes, que se ponen en contacto. Este proceso de formacin de un

frente se denomina frontognesis.(FIGURA 2.10) Hay dos condiciones que motivan la formacin de un frente,

ellas son: a) que las masas de aire sean de distinto tipo b) que los vientos prevalentes transporten las masas una hacia

la otra. El proceso inverso, o sea aquel por el cual un frente

desaparece se denomina frontolisis.

E

FIGURA 2.10



FIGURA 2.11

2.9.2 CLASIFICACIN DE LOS FRENTES

egn el movimiento del aire y los cambios de temperatura resultante pueden darse distintos tipos de frentes, cada uno de los cuales con sus caractersticas propias.

Ellos son: frente fro, frente caliente, frente estacionario y frente ocluido. I. Frente Fro

uando una superficie frontal se desplaza de tal manera que es el aire fro el que desplaza al aire caliente en superficie, se dice que estamos en presencia de un frente

fro (FF). Asociado con el pasaje del frente se producen aumento de presin, rotacin del viento, disminucin de la temperatura y la humedad, mejoramiento de la visibilidad y aumento de los techos nubosos.

La intensidad de los meteoros que provoca es muy variada,

desde un cielo apenas nublado, hasta otro completamente cubierto de cumulunimbus, con fuertes tormentas y precipitacin muy intensa.

Otra caracterstica de este tipo de frente es el lento avance

de nubes que van cubriendo lentamente el cielo, para luego espesarse, observndose en algunos casos rayos en el horizonte. En el caso de que el frente tenga gran actividad, se observa el avance de una nube de rotor o en forma de rollo horizontal.

Generalmente los frentes fros se aproximan al centro del pas

con una orientacin NW-SE, con viento del sector sur por detrs de los mismos. Es as que el Pampero, viento fro y seco del sector SW slo puede producirse despus del pasaje de un frente de este tipo.

Cuando

el aire fresco posterior al frente, atraviesa por sobre suelo que haba estado calentado por el aire clido, el calentamiento de la masa fra produce ascenso, con la aparicin de los tpicos cmulos de buen tiempo.(FIGURA 2.11)

S

C



II. Frente Caliente

uando la superficie frontal se desplaza de tal manera que es el aire caliente el que desaloja al aire fro en superficie, se dice que estamos en presencia de un frente

caliente (FC). En este caso la cua de aire fro es empujada por el aire

caliente, el cual trepa sobre la superficie frontal. Cuando este aire que asciende se enfra hasta llegar a la condensacin del vapor de agua que contiene, se origina una capa nubosa extensa, en el aire clido, que cubre la superficie frontal hasta una distancia de 1500 km por delante del contacto de la superficie frontal con el suelo.

A medida que estos frentes se acercan, la capa nubosa ir

presentando una secuencia cirrus (Ci), cirrostratus (Cs), altostratus (As), estratus (St) y los nimbostratus (Ns) asociados con cmulonimbus (Cb).

La capa nubosa que recubre la superficie frontal, suele dar

lugar a precipitaciones de tipo continuo que pueden observarse a gran distancia por delante del frente.

Tras el paso del frente caliente se darn las condiciones del

tiempo tpicas de una masa clida, con cielo despejado. En la FIGURA 2.12 podemos observar la evolucin de un frente

caliente que se desplaza en direccin NE-SW y la de un frente fro que se mueve en direccin WSW-ENE, con el correspondiente campo de presin.

C

FIGURA 2.12



III. Frente Estacionario

s aqu el que marca la separacin entre dos masas de aire, entre las que no se manifiesta el desplazamiento de una respecto de la otra.

No se representa la seccin de este tipo de frente, en lo

referente a los meteoros asociados, por ser similar al de un frente caliente. IV. Frente Ocluido

ado que los frentes fros se desplazan a mayor velocidad que los frentes calientes, acaban por alcanzarlos. En estas condiciones el sector caliente desaparece progresivamente

de la superficie, quedando solamente en altitud. Cuando los frentes se han unido forman lo que llamamos un

frente ocluido o una oclusin. Las oclusiones pueden ser de dos tipos:

a) Oclusin del tipo de frente fro: Es la que se produce cuando el aire que se encuentra por delante del frente caliente es menos fro que el que llega por detrs del frente fro. En este caso el aire que est por detrs del frente fro, al ser el ms denso, har de cua y levantar al primero.

b) Oclusin del tipo de frente caliente: Es la que se produce cuando el aire que est por delante del frente caliente es ms fro que el que est por detrs del frente fro, este ltimo aire por ser ms liviano trepar por sobre el primero.

Cada una de las oclusiones es acompaada por un frente

complementario, caliente para la primera y fro para la segunda, en altitud.

En ambos casos, a medida que se aproxima un frente ocludo, el

sistema nuboso y las precipitaciones que lo acompaan son muy similares a las que corresponden a un frente clido. En cuanto el frente haya pasado, tanto las nubes como la precipitacin sern las correspondientes a un frente fro.

Como se ha mencionado anteriormente, la nubosidad y la

precipitacin en la oclusin de carcter caliente se extiende sobre una zona mayor que en la oclusin de carcter fro. Dicha nubosidad y precipitacin dependern del grado de inestabilidad del aire contenido en el sector caliente, el cual perdura en altitud. 2.9.3 FRENTES EN EL GLOBO

emos tratado sobre las caractersticas generales de las masas de aire y frentes, nos ocuparemos ahora de las zonas frontales asociadas a las principales masas de aire.

E

D

H



a) Frente rtico: Cuando el aire rtico (A) se encuentra con aire

martimo ms clido (Pm), se observan fuertes contrastes entre ambas masas de aire, dando lugar a las tpicas perturbaciones frontales del tiempo.

b) Frente Polar: Es el que limita las irrupciones de aire polar

(P), dicho frente avanza o retrocede, acorde al movimiento de esta masa de aire. En invierno los frentes polares avanzan, con las masas de aire polar, hasta latitudes menores que en verano. Los avances y retrocesos de los frentes polares son la caracterstica fundamental de las latitudes medias, justificando la variabilidad del tiempo que se registra en estas zonas, sometidas a continuas invasiones de masas de aire, polares y tropicales.

c) Frente Intertropical: Este frente se forma como resultado del

encuentro y convergencia de los vientos alisios, de ambos hemisferios, sobre las regiones tropicales. La posicin de la zona de encuentro debe desplazarse en forma estacional, de acuerdo a los desplazamientos de la zona de las calmas ecuatoriales. Cuando el sol se encuentra prximo al ecuador, las condiciones trmicas existentes en las dos masas de aire, a ambos lados de los frentes son casi uniformes. Pero, cerca de mitad del verano o al final del mismo, al igual que en invierno, los contrastes trmicos llegan a un valor mximo, dado que las diferencias de temperatura entre ambos hemisferios son muy marcadas.

circulacion y vientos

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