2. VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL

Transcripción

1 2. VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 2.1 EL MOVIMIENTO ATMOSFÉRICO E NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA n cierto aspecto, la atmósfera se asemeja a una gigantesca máquina térmica en la que la diferencia constante de temperatura existente entre los polos y el Ecuador proporciona la energía necesaria para la circulación atmosférica. La transformación de energía calorífica en energía cinética 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 períodos de tiempo que oscilan entre algunos días y varios meses. Sin embargo, antes de considerar estos aspectos globales, es importante determinar las leyes que rigen el movimiento del aire. Cabría esperar que la diferencia de presión existente entre la superficie de la tierra y los niveles superiores de la atmósfera ocasionase el escape de ésta, hecho que no se produce a causa de la existencia del campo gravitatorio terrestre. El descenso de la presión del aire al aumentar la altura está compensado por la fuerza de la gravedad dirigida hacia abajo; esto es lo que se conoce como equilibrio hidrostático. Este equilibrio, junto con la estabilidad general de la atmósfera y su escaso espesor, limita en gran manera los movimientos verticales del aire. Por término 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 E l movimiento del aire en las proximidades de la superficie terrestre está controlado por cuatro factores: la fuerza del gradiente de presión, la fuerza de Coriolis, la aceleración centrípeta y la fuerza de rozamiento. De éstos, la fuerza de Coriolis y la aceleración centrípeta son, en rigor, ficticios, pero conviene atribuir a dichas fuerzas ciertos efectos sobre el movimiento del aire en las proximidades de la tierra. A continuación se realiza una breve explicación de estos factores que son de vital importancia en el desarrollo de los modelos matemáticos tridimensionales de orografía y viento empleados en este trabajo LA FUERZA DEL GRADIENTE DE PRESIÓN E s la componente horizontal de la fuerza de presión. La componente vertical de dicha fuerza se equilibra con la fuerza de la gravedad. La diferencia de presión en el espacio, que puede ser debida a causa mecánicas o térmicas, controlan los movimientos horizontales de las masas de aire. En CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 16

2 efecto, el gradiente de presión 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(líneas de igual presión). El gradiente de presión por unidad de masa, perpendicular a las isobaras se expresa matemáticamente como: 1 p - ρ n donde ρ = densidad del aire y Μp/Μn= gradiente horizontal de presión. Por consiguiente, cuanto más juntas estén las isobaras, más intenso será el gradiente de presión y mayor la velocidad el viento La fuerza del gradiente de presión es también inversamente proporcional a la densidad del aire y está relación es de especial importancia para comprender el comportamiento de los vientos en altura LA FUERZA DESVIADORA DE LA ROTACIÓN DE LA TIERRA (FUERZA DE CORIOLIS) L a fuerza de Coriolis una consecuencia del hecho de que el movimiento de las masas de aire sobre la superficie de la tierra está generalmente referido a un sistema de coordenadas móvil (por ejemplo, la red de meridiano y paralelos que gira con la tierra). FIGURA 2.1 Los vientos fluyen de la zona de Altas Presiones a las de Bajas Presiones y son desviados siempre por efecto de la rotación terrestre. Una vez puesto en movimiento el aire como nos encontramos sobre una esfera rotante se produce una desviación 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: CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 17

3 Fc = 2ω V sen φ donde: Τ= velocidad angular de rotación de la tierra (15 /h ó 2Β/24 radianes/h) Ν= latitud; V= velocidad de la masa de aire. Cabe destacar que esta fórmula se llama parámetro de Coriolis. La magnitud de la desviación es directamente proporcional a: 1.- La velocidad horizontal del aire (es decir, sobre el aire que se mueve, por ejemplo, a 11m/s, actúa una fuerza que es la mitad de la que actuaría si el aire se moviese a 22 m/s.) 2.- El seno de la latitud (sen 0 = 0, sen 90 = 1). FIGURA 2.2 Ecuador (FIGURA 2.1, 2.2). Por consiguiente, este efecto es máximo en los polos y disminuye con la latitud, anulándose en el VIENTO GEOSTRÓFICO L as observaciones realizadas en la "atmósfera libre" indican que el viento sopla en dirección aproximadamente perpendicular al gradiente de presión y que, siguiendo la trayectoria del viento, los núcleos 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 presión queda equilibrada completamente por la fuerza de Coriolis, que actúa en la misma dirección y en sentido opuesto. El viento ideal que cumple con esta condición se denomina "viento geostrófico" (FIGURA 2.3) y su velocidad Vg se expresa: Vg = 2 ω 1 ρ sen φ p n CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 18

4 donde: Μp/Μn= gradiente de presión. Por consiguiente, la velocidad del viento geostrófico es inversamente proporcional al seno de la latitud, por lo que el mismo gradiente de presión asociado a velocidades de viento geostrófico de 13 m/s en latitudes de 50 producirá velocidades de sólo 10 m/s en latitudes e 90. A excepción de latitudes bajas donde la fuerza de Coriolis es casi nula, el viento geostrófico se aproxima mucho al movimiento del aire observado en la atmósfera libre. Puesto que los sistemas de presión son rara vez estacionarios, este hecho implica que el movimiento FIGURA 2.3 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 ACELERACIÓN CENTRÍPETA T odos los cuerpos que se mueve siguiendo una trayectoria curva se ven sometidos a una aceleración dirigida hacia su centro de rotación. Esta aceleración (c) se expresa como: c = - m V 2 r 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 centrífuga que actúa radialmente hacia el exterior. Esto es válido también en el caso de la tierra. De hecho, el efecto centrífugo debido a la rotación ha producido el ligero abultamiento del globo terráqueo en las proximidades del Ecuador y el ligero achatamiento en los polos. La disminución de la gravedad aparente a medida que nos acercamos al Ecuador refleja el efecto de la fuerza centrífuga que actúa contra la atracción gravitatoria dirigida hacia el centro de la tierra. Por consiguiente, sólo será necesario considerar las fuerzas que intervienen en la rotación del aire alrededor de un eje de altas o bajas presiones. En este caso la CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 19

5 trayectoria curvilínea que sigue el aire (paralelamente a las isobaras) se conserva por la acción de una aceleración dirigida hacia dentro o centrípeta. 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 presión. La diferencia entre ambos casos da la aceleración centrípeta. En el caso de un sistema cerrado de Altas presiones la aceleración centrípeta se debe a la diferencia entre ambos pero la fuerza de Coriolis es mayor que el gradiente de presión. La aceleración centrípeta en general es pequeña y sólo 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 meteorológica: 1.- Los ciclones intensos próximos al Ecuador donde se desprecia la Fuerza de Coriolis, y 2.- Los vórtices de pequeños diámetros tales como los tornados. En estas condiciones, cuando el fuerte gradiente de presión proporciona la aceleración centrípeta necesaria para que el flujo sea paralelo a las isobaras el movimiento se denomina ciclostrófico, 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 isobárico al moverse o cambiar de intensidad produce una aceleración del aire (positiva o negativa), que ocasiona un flujo a través de las isobaras. Los mismos cambios de presión dependen del desplazamiento del aire cuando se rompe el estado de equilibrio. Si el movimiento del aire fuese puramente geostrófico, no habría crecimiento ni debilitamiento de los sistemas de presión. La aceleración del aire que se mueve en los niveles superiores desde una región de curvatura isobárica ciclónica (viento subgeostrófico) hasta una de curvatura anticiclónica (viento supergeostrófico) ocasiona un descenso de presión en los niveles inferiores a causa del desplazamiento del aire en la altura FUERZA DE ROZAMIENTO C onsideremos, por último, 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 geostrófico, encontramos que en las proximidades CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 20

6 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 geostrófico. Esto influye sobre la fuerza deflectora, que depende de la velocidad y que, por consiguiente, disminuye también. A medida que continúan estas dos tendencias, el viento atraviesa cada vez más oblicuamente las isobaras en la dirección del gradiente de presión. 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 sobre tierra y a sobre el mar. Como consecuencia, el viento sigue una trayectoria en espiral análoga a la desviación que experimentan las corrientes oceánicas 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 científico quien investigó la variación de las corrientes marinas con la profundidad. FIGURA MOVIMIENTO VERTICAL E n estos dos conceptos se encierra la clave necesaria para comprender adecuadamente los estudios meteorológicos modernos sobre el viento y los sistemas isobáricos a escala global y sinóptica. La elevación o descenso del aire en masa se produce principalmente en respuesta a ciertos factores dinámicos relacionados con el movimiento horizontal del aire y son sólo afectados de un modo secundario por la estabilidad de la masa de aire DIVERGENCIA S e dice que se produce confluencia (o difluencia) cuando las líneas de corriente (líneas del movimiento instantáneo del aire) convergen (o divergencia). La confluencia ocasiona un aumento de la velocidad de las partículas del aire, pero sin producir acumulación de masa. La convergencia tiene lugar cuando CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 21

7 existe una acumulación 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 distribución de isotacas (líneas de velocidad de viento constante) contrarresta el efecto de la confluencia de las líneas de corriente. Es importante destacar que si todos los vientos fuesen geostróficos, no podría haber convergencia ni divergencia y, por consiguiente, no existiría el tiempo. La convergencia y divergencia pueden producirse también 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 línea 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 MOVIMIENTO VERTICAL E l aporte o pérdida 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 anticiclón, produciéndose en compensación 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 convección y las ráfagas descendentes que se producen, por ejemplo, en los cúmulus. Las velocidades típicas en las grandes borrascas y anticiclones son del orden de los 5 m/s, mientras que las ráfagas ascendentes en los cúmulus pueden ser superiores a 10 m/s. 2.4 ANTICICLONES Y DEPRESIONES U n centro de bajas presiones se denomina depresión; un centro con altas presiones, anticiclón. Ambos pueden ser estacionarios o bien centros de presión móviles. En estos casos las isobaras se presentan en forma de líneas circulares que se constituyen alrededor de un anticiclón o depresión (FIGURA 2.5). FIGURA 2.5 CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 22

8 Para vientos superficiales, los cuales se mueven oblicuamente a través de las isobaras, los sistemas de anticiclones y depresiones configuran su dirección de forma opuesta en ambos hemisferios. En una depresión en el hemisferio sur, los vientos circulan en sentido horario y hacia el interior del espiral; así el aire converge hacia el centro debiendo ascender luego hasta situarse en niveles superiores. En un centro anticiclónico, en el hemisferio sur, los vientos circulan en sentido antihorario, hacia el exterior de la espiral, esto ocasiona una divergencia del flujo de aire acompañada por un descenso del mismo hacia el centro del anticiclón reemplazando el aire que circula hacia el exterior. 2.5 DISTRIBUCIÓN GENERAL DE LOS SISTEMAS DE PRESIÓN SOBRE LA SUPERFICIE P ara entender el sistema de vientos sobre la superficie terrestre, debemos estudiar la distribución de la presión barométrica. Una vez establecidos los modelos de isobaras y de los gradientes de presión, podemos predecir la predominancia o los vientos más comunes. La presión base sobre el nivel del mar está acordado que sea de 1013 hpa. Lecturas más altas que ésta se presentan, frecuentemente, sobre las latitudes medias, siendo en ocasiones superiores a 1040 hpa o más, este tipo de lecturas se interpretan como "altas". Presiones por debajo de 982 hpa o menores serán "bajas". Sobre la zona ecuatorial hallamos un cinturón de presiones algo más bajas de lo normal, entre 1011 y 1008 hpa, las cuales reciben el nombre de depresión ecuatorial. Esta contrasta con los cinturones de altas presiones centrados en latitudes próximas a los 30 N y S, denominados cinturones subtropicales de altas presiones que exceden los 1020 hpa. En el hemisferio sur este cinturón lo hallamos claramente definido, pero en centros de altas presiones conocidas como células de presión. En el hemisferio Austral, al sur del cinturón de altas presiones subtropicales, hallamos una amplia zona de baja presión que se extiende aproximadamente desde la zona de latitudes medias hasta la región antártica. El eje de éstas lo constituye la latitud 65 S. Esta depresión se denomina cinturón subantártico de bajas presiones. Sobre la Antártida existe un centro permanente de altas presiones conocido como alta polar que contrasta sobremanera con el círculo de bajas presiones subantártico. En el hemisferio sur la superficie oceánica representa el 81% de éste, por tanto, los anticiclones subtropicales son oceánicos, excepto sobre el sur de CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 23

9 Australia en verano. Las bajas presiones en el hemisferio sur son virtualmente circumpolares. 2.6 LA CIRCULACIÓN GENERAL L as distribuciones de viento y presión sugieren el estudio de los mecanismos que mantienen la "circulación general" (ESQUEMA 2.1)de la atmósfera. El desigual calentamiento de la tierra y su atmósfera por la radiación solar genera energía potencial, parte de la cual se transforma en energía cinética por la elevación del aire caliente y el descenso del aire frío. ESQUEMA 2.1 La energía cinética del movimiento atmosférico a escala general se disipa por rozamiento y, a pequeña escala, a través de los remolinos. Para mantener la circulación general la creación de energía cinética debe estar compensada por su disipación. Interviene en la configuración de la circulación general, como factor importante, el momento cinético de la tierra y su atmósfera, que es la tendencia que tiene ésta a girar, junto con la tierra, alrededor de su eje de rotación. La FIGURA 2.6 representa los campos planetarios de circulación de los vientos y la ubicación de los vientos y la ubicación de los cinturones de altas y bajas presiones. CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 24

10 FIGURA 2.6 CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 25

11 2.7 LOS VIENTOS EN UN PLANETA SIN ROTACIÓN C NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA onsideremos un planeta imaginario sin movimientos de rotación que es calentado uniformemente alrededor del cinturón ecuatorial (donde existe un excedente de radiación). El aire caldeado del Ecuador se expandirá volviéndose menos denso pues todos los gases se dilatan cuando se les suministra calor. Debido a que las capas bajas de aire estarán expandidas, serán por lo tanto menos densas y en consecuencia la presión atmosférica sobre la superficie terrestre será menor que el promedio. El aire calentado tenderá a ascender hasta alcanzar cotas elevadas en la atmósfera y se extenderá horizontalmente en dirección a los polos. El aire enfriado en los polos aumentará su densidad creando una alta presión en la superficie terrestre. Este descenderá y se propagará horizontalmente desplazándose hacia el Ecuador, donde existen bajas presiones. Una vez que queda establecido, se crea un sistema de vientos meridional. Los vientos del planeta estarán configurados en dos células de circulación, uno en cada hemisferio y con tanto tiempo de permanencia como calor siga suministrándose al cinturón ecuatorial. Tenemos aquí una máquina de calor, que es un sistema mecánico movido por un aporte de energía calorífica. El modelo de una tierra sin movimiento de rotación nos sirve para explicar un hecho verídico de la circulación atmosférica terrestre: un cinturón 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 atmósfera, sólo cabe entenderlo tendiendo en cuenta el efecto Coriolis LA CÉLULA DE CIRCULACIÓN DE HADLEY L a atmósfera puede transportar calor y energía de dos maneras. Una de ellas es por circulación en el plano vertical, tal como se indica en la FIGURA 2.7 que representa tres células meridianas. La célula de latitudes bajas (o de Hadley) y la opuesta a ella en el hemisferio sur son consideradas análogas a las circulaciones convectivas que se originan cuando se calienta sobre una llama un recipiente con agua; se conocen como células "térmicamente directas". La célula de latitudes medias que es térmicamente indirecta es requerida por la presencia de las otras dos. La distribución de las células en la superficie refleja la influencia de los manantiales de calor. Las células son estacionarias y de forma alargada en dirección norte-sur sobre los océanos del hemisferio norte en verano, cuando el calentamiento de los continentes crea bajas presione y además el gradiente meridiano de temperatura es débil. En invierno, por el contrario, el flujo zonal es más fuerte a causa de un mayor gradiente meridiano de temperatura, y el enfriamiento de los continentes produce un alargamiento de las células en dirección este-oeste. (FIGURA 2.8) CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 26

12 FIGURA 2.7 FIGURA ONDAS DE ROSSBY Y CORRIENTE EN CHORRO A lrededor de la Baja Polar, los vientos del oeste comprenden todo el espesor de la troposfera. Esta es más delgada en las altas latitudes que en las bajas. El flujo derivado de éste tipo de viento se halla frecuentemente perturbado por la formación 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 cálido 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 atmosféricas. 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 línea de contacto entre el aire frío y el cálido. La Corriente en Chorro del Frente Polar es como un pulso de aire, semejante a la circulación de agua por una manguera. La velocidad es máxima en el centro o núcleo, el cual se encuentra rodeado de zonas con movimientos más lento. La máxima velocidad en el centro es de 300 Km./h. Su altura sobre la superficie terrestre es de 11 Km. CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 27

13 La tropopausa baja considerablemente en altura en el Frente Polar, siendo más baja en la zona fría que sobre la cálida. La presión atmosférica también cambia abruptamente: las superficies isobáricas decaen considerablemente en altura y se obtiene la máxima pendiente a nivel del núcleo central de la Corriente en Chorro. La fuerte disminución del gradiente de presión 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 además otras dos corrientes en chorro: una que se configura en la zona subtropical y la última en latitudes más bajas (ecuatorial) CORRIENTES OCEÁNICAS U na corriente oceánica es un flujo persistente de agua de componente predominantemente horizontal y cuya importancia radica en su papel como regulador térmico en la superficie terrestre. A escala planetaria, éstos 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 cálidas de agua moderan la rigurosidad climática de las costas de latitudes Árticas, mientras que las corrientes frías alivian el calor de los desiertos tropicales a lo largo de las estrechas franjas costeras. Prácticamente la totalidad de las importantes corrientes superficiales oceánicas se ponen en movimiento debido a la presencia de vientos superficiales permanentes. La energía se transfiere desde el flujo de vientos hacia el agua por rozamiento sobre la superficie acuática LA CIRCULACIÓN EN ALTITUD L 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 esté afectado por vientos del oeste que soplan en el sentido de rotación de la Tierra, a excepción de una franja ecuatorial de 1500 a 2500 km de anchura con vientos del este. Ello corresponde evidentemente al campo de presión en altitud, cuya simplificación ya hemos mencionado. Como no hay turbulencia vertical ni rugosidad de los relieves, los vientos son allí rigurosamente paralelos a las isobaras cuyo trazado configura en consecuencia las líneas de flujo. L 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 CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 28

14 observa una zona estrecha de vientos del oeste muy rápidos (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 isobáricos por un pronunciado ceñimiento 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 más común. Cuando la velocidad de la corriente de chorro aumenta, su trazado se endereza y ciñe, del mismo modo que, cuando su velocidad disminuye, su cauce se convierte en sinuoso y correlativamente más 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 posición en altitud sería distinta, lo mismo que su posición zonal MASAS DE AIRE E l concepto de masas de aire fue introducido por Bergeron en 1929 (escuela Noruega), quién las definió como "una porción de la atmósfera cuyas propiedades físicas son más o menos uniformes en la horizontal y su cambio abrupto en los bordes". En la actualidad, para el análisis del tiempo es necesario la identificación de las distintas masas de aire, sus propiedades y sus desplazamientos Una masa de aire se caracteriza por su gran extensión 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 identificación de las masas de aire se efectúa mediante la observación meteorológica. El hombre suele acusar la presencia de las mismas, asociándolas con determinadas reacciones de su organismo. Todos sufrimos el calor agobiante de las olas de calor del verano y también nos damos cuenta del final del período de tiempo cálido y húmedo, cuando, luego de una gran tormenta nos encontramos ante una ola de aire frío y seco. Lo que ha ocurrido, en este caso, fue un cambio de masa de aire ORIGEN Y CLASIFICACIÓN DE LAS MASAS DE AIRE U na de las principales preocupaciones de los pronosticadores es determinar las condiciones del tiempo dentro de cada masa de aire, la dirección de su desplazamiento y los cambios que experimentan sus propiedades durante el desplazamiento. Las propiedades resultantes serán las características del tiempo que se darán a lo largo de su desplazamiento. Las masas de aire adquieren sus propiedades en contacto con CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 29

15 las superficies sobre las que se forman. Dada la poca conductividad calorífica del aire, los grandes volúmenes deben circular lentamente sobre las zonas denominadas regiones fuentes, para poder adquirir una distribución homogénea de temperatura y humedad. Según la región donde adquieren sus propiedades básicas (clasificación absoluta) las podemos clasificar en: 1 ) Aire Ártico o Antártico (A): se genera en la región cubierta de hielo y nieve, con circulación preferentemente anticiclónica. Es fría, seca y estable. 2) Aire Polar Continental (Pc): se genera en la región continental subpolar. Es fría y seca. 3) Aire Polar Marítimo (Pm): se genera en las zonas subpolar y ártica. Es fría y húmeda.(figura 2.9) 4) Aire Tropical Continental (Tc): se genera en la zona continental subtropical de altas presiones. Es cálida y seca. 5) Aire Tropical Marítimo (Tm): se genera en los anticiclones subtropicales, sobre los océanos. Es cálida y húmeda. 6) Aire Ecuatorial (E): se genera en los mares tropicales y ecuatoriales. Es caliente y muy húmeda. Según su comportamiento termodinámico se las puede dividir en masa de aire; 1 ) Fría (K): se la denomina de esta forma cuando es más fría que las masas de aire próximas o que la superficie sobre la cual se desplaza. 2) Cálida (W): se la denomina de esta forma cuando es más caliente que las masas de aire próximas o que la superficie sobre la cual se desplaza. FIGURA CARACTERÍSTICAS as condiciones del tiempo dentro de una masa de aire en Lmovimiento esta ligada a la temperatura existente en la CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 30

16 superficie subyacente. Las masas de aire cálido, en la mayoría de los casos, son de origen tropical y se mueven hacia latitudes más altas. También puede darse el caso de aire marítimo cálido que se desplaza sobre suelo más frío o aire cálido continental que se desplaza sobre aguas que están más frías. En estos casos hay un lento transporte de calor desde la masa de aire hacia la superficie subyacente, con la consecuente estratificación dentro del aire, con ausencia de cualquier movimiento vertical o turbulencia, por lo que todas las nubes que encontremos serán del tipo estratiforme. Las nieblas serán muy frecuentes en este tipo de aire. Las masas de aire frío se dan, frecuentemente, por el movimiento de aire polar hacia latitudes menores, o por aire marítimo que se desplaza sobre tierra más caliente, o aire continental que se mueve sobre un mar más cálido. Por este calentamiento de la masa de aire, se desarrolla la convección y la turbulencia, por lo que se forman nubes del tipo cúmulus. La visibilidad es generalmente buena. A efectos de poder determinar los movimientos de las masas de aire y así determinar el tiempo asociado a ellas, es necesario tener en cuenta algunas características que se mantienen constantes durante el movimiento de las mismas. Para ello se puede tomar en consideración: 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 específica 5) La visibilidad 6) La influencia del período 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 características 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 características iniciales. 2.9 FRENTES D entro de una masa de aire se observan propiedades del tiempo relativamente uniformes. Al desplazarse esta masa de aire se pondrá en contacto con otra masa de aire de propiedades diferentes, dándose una repentina variación en las condiciones del tiempo. Así podremos observar cambios en la temperatura, la humedad, el viento la presión, la nubosidad, etc. En un viaje, durante el cual nos desplazamos de norte a sur, dentro de una masa de aire cálido, iríamos registrando un ligero CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 31

17 descenso de la temperatura. Al entrar en el aire frío notaríamos un rápido descenso de la temperatura. De esta forma al cambiar de una masa de aire a otra, tenemos estas rápidas variaciones en las condiciones meteorológicas, lo que se da al cruzar una determinada línea o superficie que separa a dichas masas. En meteorología se ha generalizado la expresión superficie frontal para referirse a la superficie de separación de dos masas de aire de diferentes características. Llamaremos frente a la línea determinada por la intersección de la superficie frontal y el suelo. Cuando las masas de aire frío y cálido se encuentran, el aire frío penetra por debajo del aire cálido, debido a su mayor densidad, obligando al aire cálido a ascender por sobre la superficie que separa ambas masas de aire. Los frentes pueden tener una longitud de 500 km a 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: FORMACIÓN DE FRENTES E n la mayoría 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 formación de un frente se denomina frontogénesis.(figura 2.10) Hay dos condiciones que motivan la formación 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 desaparece se denomina frontolisis. frente FIGURA 2.10 CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 32

18 2.9.2 CLASIFICACIÓN DE LOS FRENTES S NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA egún el movimiento del aire y los cambios de temperatura resultante pueden darse distintos tipos de frentes, cada uno de los cuales con sus características propias. Ellos son: frente frío, frente caliente, frente estacionario y frente ocluido. I. Frente Frío C uando una superficie frontal se desplaza de tal manera que es el aire frío el que desplaza al aire caliente en superficie, se dice que estamos en presencia de un frente frío (FF). Asociado con el pasaje del frente se producen aumento de presión, rotación del viento, disminución 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 precipitación muy intensa. Otra característica de este tipo de frente es el lento avance de nubes que van cubriendo lentamente el cielo, para luego espesarse, observándose 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 fríos se aproximan al centro del país con una orientación NW-SE, con viento del sector sur por detrás de los mismos. Es así que el Pampero, viento frío y seco del sector SW sólo puede producirse después del pasaje de un frente de este tipo. Cuando el aire fresco posterior al frente, atraviesa por sobre suelo que había estado calentado por el aire cálido, el calentamiento de la masa fría produce ascenso, con la aparición de los típicos cúmulos de buen tiempo.(figura 2.11) FIGURA 2.11 CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 33

19 II. Frente Caliente C uando la superficie frontal se desplaza de tal manera que es el aire caliente el que desaloja al aire frío en superficie, se dice que estamos en presencia de un frente caliente (FC). En este caso la cuña de aire frío es empujada por el aire caliente, el cual trepa sobre la superficie frontal. Cuando este aire que asciende se enfría hasta llegar a la condensación del vapor de agua que contiene, se origina una capa nubosa extensa, en el aire cálido, 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 irá presentando una secuencia cirrus (Ci), cirrostratus (Cs), altostratus (As), estratus (St) y los nimbostratus (Ns) asociados con cúmulonimbus (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 darán las condiciones del tiempo típicas de una masa cálida, con cielo despejado. En la FIGURA 2.12 podemos observar la evolución de un frente caliente que se desplaza en dirección NE-SW y la de un frente frío que se mueve en dirección WSW-ENE, con el correspondiente campo de presión. FIGURA 2.12 CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 34

20 III. Frente Estacionario NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA s aquí el que marca la separación entre dos masas de aire, entre las que no se manifiesta el desplazamiento de una respecto de la otra. No se representa la sección de este tipo de frente, en lo referente a los meteoros asociados, por ser similar al de un frente caliente. IV. E Frente Ocluido D ado que los frentes fríos 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 oclusión. Las oclusiones pueden ser de dos tipos: a) Oclusión del tipo de frente frío: Es la que se produce cuando el aire que se encuentra por delante del frente caliente es menos frío que el que llega por detrás del frente frío. En este caso el aire que está por detrás del frente frío, al ser el más denso, hará de cuña y levantará al primero. b) Oclusión del tipo de frente caliente: Es la que se produce cuando el aire que está por delante del frente caliente es más frío que el que está por detrás del frente frío, este último aire por ser más liviano trepará por sobre el primero. Cada una de las oclusiones es acompañada por un frente complementario, caliente para la primera y frío para la segunda, en altitud. En ambos casos, a medida que se aproxima un frente ocluído, el sistema nuboso y las precipitaciones que lo acompañan son muy similares a las que corresponden a un frente cálido. En cuanto el frente haya pasado, tanto las nubes como la precipitación serán las correspondientes a un frente frío. Como se ha mencionado anteriormente, la nubosidad y la precipitación en la oclusión de carácter caliente se extiende sobre una zona mayor que en la oclusión de carácter frío. Dicha nubosidad y precipitación dependerán del grado de inestabilidad del aire contenido en el sector caliente, el cual perdura en altitud FRENTES EN EL GLOBO H emos tratado sobre las características generales de las masas de aire y frentes, nos ocuparemos ahora de las zonas frontales asociadas a las principales masas de aire. CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 35

21 a) Frente Ártico: Cuando el aire ártico (A) se encuentra con aire marítimo más cálido (Pm), se observan fuertes contrastes entre ambas masas de aire, dando lugar a las típicas 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 característica 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 posición 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 próximo al ecuador, las condiciones térmicas 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 térmicos llegan a un valor máximo, dado que las diferencias de temperatura entre ambos hemisferios son muy marcadas. CAPÍTULO 2: VIENTOS Y CIRCULACIÓN GENERAL 36