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Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica



                         TEMA 4.- DINÁMICA ATMOSFÉRICA


ÍNDICE

4.1.- Masas de aire. Definición y clasificación
4.2.- Movimientos de masas de aire
        4.2.1. Movimientos verticales. Gradientes adiabáticos y nivel de condensación
        4.2.2. Estabilidad e Inestabilidad atmosférica
        4.2.3. Lluvias orográficas y efecto föehn
        4.2.4. Inestabilidad convectiva
        4.2.5. Movimientos en latitud de masas de aire
        4.2.6. Frentes
4.3.- Circulación general de la atmósfera
4.4.- Vientos locales

4.1.- MASAS DE AIRE: DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN
El concepto de masa de aire fue desarrollado en Noruega por los meteorólogos
Bergeron y Bjerkness en los años 20 como parte de su teoría sobre el Frente Polar.
Una masa de aire se define como un volumen de aire de gran extensión cuyas
propiedades físicas, sobre todo temperatura y humedad, son uniformes en el plano
horizontal. Su tamaño cubre por lo general centenares e incluso miles de kilómetros
cuadrados, verticalmente puede alcanzar espesores de varios kilómetros, y sus
caracteres los obtiene por el contacto prolongado sobre extensas áreas oceánicas o
continentales con unas condiciones superficiales homogéneas, a las que se denomina
regiones manantial o fuente.
La adquisición de las características por parte de las masas de aire es un proceso
lento, por lo que se forman en zonas donde se encuentran sistemas barométricos
estacionarios, como el cinturón subtropical, Siberia, Norte de Canadá y ambos polos.
Las masas de aire se clasifican según su temperatura (determinada por su posición
sobre el globo, ártica, antártica, polar, tropical o ecuatorial) y por la humedad del aire
(continental o marítima), según se indica en la Tabla 4.1.
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica




                                                               Humedad
     Masa de aire        Símbolo     Temperatura(ºC)                                Propiedades
                                                            específica(g/kg)
Ártica continental                                                                 Muy fría, muy
                     Ac
Antártica                           -55 a –35             0.05 a 0.2               seca, muy
                     AAc
continental invierno                                                               estable
                                                                                   Fría, seca y
Polar continental
                        Pc                                                         muy estable
invierno                            -35 a –20             0.2 a 0.6
                                                                                   Fría, seca y
verano                              5 a 15                4a9
                                                                                   estable
                                                                                   Fresca, húmeda
Polar marítima
                        Pm          0 a 10                3a8                      e inestable
invierno
                                    2 a 14                5 a 10                   Fresca, húmeda
verano
                                                                                   e inestable
                                                                                   Cálida seca e
Tropical continental Tc             30 a 42               5 a 10
                                                                                   inestable
                                                                                   Cálida,
                                                                                   húmeda,
Tropical marítima
                        Tm          22 a 30               15 a 20                  estabilidad
verano
                                                                                   variable

                                                                                   Cálida, muy
Ecuatorial marítima     Em          Aprox. 27             Aprox. 19                húmeda e
                                                                                   inestable
Tabla 4.1. Clasificación de las masas de aire


Masas de aire ártico y antártico
Se originan en la proximidad de los polos, sobre las aguas heladas del océano Artico y
los casquetes de hielo de Groenlandia y la Antártida. Se caracterizan por sus bajas
temperaturas y su débil contenido de humedad, a consecuencia de lo cual la
nubosidad es escasa y el riesgo de precipitaciones muy reducido. Son muy estables
debido a la fuerte inversión térmica que crea el fuerte enfriamiento de las capas
inferiores de la atmósfera y la subsidencia del aire en las regiones de altas presiones.
Las invasiones de aire ártico que a finales de invierno o comienzo de primavera
afectan a Europa occidental se inestabilizan en su recorrido por el océano Atlántico
ocasionando fuertes nevadas y descenso anormal de las temperaturas.
Masas de aire polar
A pesar de su nombre, las regiones fuente de estas masas de aire se sitúan en zonas
alejadas de los polos, entre 50º y 70º de latitud. Las masas continentales son frías,
secas y de estratificación estable porque se forman en las zonas de altas presiones
del interior de Asia Central y Canadá. No existen manantiales en el hemisferio Sur
debido al dominio del océano en estas latitudes. Cuando se desplazan al Sur, sobre
regiones terrestres más cálidas, aumentan su temperatura y se inestabilizan, dando
lugar a la formación de cúmulos pero sin aporte de precipitación. Por el contrario,
cuando se desplazan sobre superficies oceánicas el aire inicialmente seco se puede
convertir en tropical marítimo formando bancos de niebla o nubes estratiformes (con
lloviznas asociadas). Sobre zonas más cálidas pueden desarrollarse sistemas
tormentosos.
Masas de aire tropical
Sus manantiales son las células oceánicas y continentales de altas presiones en las
latitudes tropicales. El aire seco procede de las extensas áreas desérticas que crea la
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica



subsidencia anticiclónica y es seco, estable y cálido. En verano, el intenso calor que
desprende el suelo causa remolinos y tormentas de arena (Sahara, Australia).
El aire tropical marítimo es muy húmedo. Propicia la formación de nieblas de
advección, asociadas a nubes estratiformes de poca altitud y lluvias débiles.
Masa de aire ecuatorial
En las latitudes bajas los contrastes térmicos son débiles y la identificación de la masa
de aire no es tan sencilla. El aire ecuatorial se caracteriza por tener elevadas
temperaturas, alto contenido en humedad y una elevada inestabilidad. Esto posibilita el
crecimiento de grandes torres de nubes cúmulos y cumulonimbus, de las que caen
lluvias intensas a causa del elevado contenido de humedad absoluta que contiene el
aire cálido.


4.2. MOVIMIENTOS DE MASAS DE AIRE

4.2.1. Movimientos verticales. Gradientes adiabáticos y nivel de condensación

Gradientes adiabáticos
Los procesos que se dan en la atmósfera en los que no existe intercambio calorífico
con el exterior del sistema se llaman adiabáticos. En la atmósfera los ascensos y
descensos del aire se producen tan rápido que no tiene tiempo de intercambiar
eficazmente calor con el aire del entorno.
Si un aire no saturado, como consecuencia de elevarse, disminuye su presión y
aumenta su volumen, la transformación adiabática exige que disminuya su
temperatura. Así, toda compresión adiabática lleva consigo un calentamiento y toda
expansión en las mismas condiciones, un enfriamiento.
Este gradiente adiabático del aire no saturado es de 0,98º C cada 100 m,. Como se
enfría al ascender, puede llegar a saturarse de vapor de agua. Si habiendo alcanzado
la saturación continúa el ascenso comienza la condensación del vapor en agua líquida,
proceso que libera calor (unas 600 cal/g). A condiciones de presión y temperatura
próximas a la superficie terrestre, el gradiente adiabático de aire saturado queda
reducido a unos 0,55ºC cada 100 m.
En grandes alturas y temperaturas muy bajas la masa de aire se va quedando sin
vapor de agua y el gradiente vuelve a acercarse al gradiente adiabático seco.
Nivel de condensación
Si un aire no saturado comienza a ascender y expansionarse llega un momento en
que puede alcanzar la saturación. Es el llamado nivel de condensación y tiene lugar
cuando la temperatura de la masa de aire alcanza el punto de rocío.
Si el aire tiene una temperatura inicial de T (ºC) y su punto de rocío inicial es de τ ºC,
se sabe que la temperatura de ese aire va a ir descendiendo a razón de 0,98ºC/100 m.
Pero el punto de rocío de ese aire va a disminuir también ya que con la expansión irá
descendiendo la humedad absoluta de la masa. El descenso del punto de rocío es de
0,17 ºC/100 m, por lo que el nivel de condensación vendrá dado por:
                                T – 0,98 H = τ - 0,17H
                                    H = (T - τ)/0,81
A partir de ese nivel de condensación, la masa de aire ascendente toma el gradiente
adiabático del aire saturado, que comienza valiendo 0,55 ºC/100 m y, al llegar a las
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zonas más altas y frías , aumenta en valor absoluto acercándose al correspondiente al
aire no saturado.


4.2.2. Estabilidad e Inestabilidad atmosférica
Se dice que la atmósfera se halla estable cuando hay una gran resistencia a que en
ella se desarrollen movimientos verticales, por lo que si una "burbuja" o masa de aire
se desplaza de su posición de equilibrio tiende a recuperarlo. En caso de inestabilidad
ocurre lo contrario.
Veamos un ejemplo: Si sumergimos un trozo de corcho en el agua, al soltarlo sale
disparado hasta alcanzar la superficie. En cambio si lo elevamos a cierta altura sobre
el agua, en el aire, y lo soltamos, el corcho cae irremediablemente. ¿Qué ha ocurrido?.
La densidad del corcho es mayor que la del aire (pesa más que una masa de aire del
mismo tamaño) y menor que la del agua (pesa menos que la cantidad de líquido que
"desaloja").
Esta experiencia nos ayuda a comprender qué es lo que pasa con una "burbuja" de
aire que sea desplazada de su nivel de equilibrio por cualquier causa. Si es más fría
(por lo tanto, más densa) que el aire que encuentra, tenderá a bajar hasta recuperar su
nivel de equilibrio en el lugar en que el aire que la rodee tenga su misma densidad.
Pero si es más caliente (menos densa) que el aire de alrededor (como el corcho en el
agua) continúa ascendiendo y no vuelve a su punto de partida.
La temperatura que adquiere la burbuja o masa de aire es independiente de la que
encuentra en la atmósfera durante su ascenso, con la cual, ya vimos, apenas
intercambia calor.
Si la burbuja al ascender y enfriarse encuentra una atmósfera más caliente que ella,
bajará y volverá al nivel de partida (estabilidad) . Si el aire de alrededor es más frío
que ella, proseguirá su ascenso (inestabilidad).
El vapor de agua es sumamente importante en este proceso, ya que el aire húmedo
pesa menos que el aire seco y además desde el momento en el que se alcanza la
saturación por medio de ascensos adiabáticos (nivel de condensación) su dinamismo
se acelera, pues al recoger el calor desprendido en la condensación, su "flotabilidad"
aumenta y los movimientos verticales se aceleran.
Una partícula de aire se puede ver obligada a ascender por choque contra un
obstáculo geográfico o meteorológico o porque en contacto con el suelo se calienta y
disminuye su densidad (corrientes convectivas ascensionales). Así, la discusión de
estabilidad o inestabilidad, en cada caso, se hace comparando el recorrido adiabático
del aire que asciende con la temperatura de la atmósfera a la misma cota
(denominada temperatura de la línea de sondeos).
En el caso de choque contra un obstáculo pueden ocurrir tres circunstancias
diferentes:
   1. Que, llegado el final del obstáculo, el aire que asciende tenga una temperatura
      inferior a la que la línea de sondeos marca para esa cota. El aire, coronado el
      obstáculo, tenderá a descender al tener una densidad mayor: es un caso de
      Estabilidad atmosférica.
   2. Que, al llegar al final del obstáculo, el aire que asciende tenga una temperatura
      igual a la línea de sondeos. La masa de aire, superado el obstáculo, se
      mantiene en la cota alcanzada sin tender a subir o bajar: Equilibrio indiferente.
   3. Que, al final del obstáculo, el aire que asciende tenga una temperatura superior
      al de la línea de sondeos. Superado el obstáculo, el aire sigue ascendiendo
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       hasta igualar su temperatura con la que marque en una determinada cota la
       línea de sondeos: Equilibrio inestable
El encontrarnos en una u otra circunstancia dependerá de la humedad del aire, de la
altura del obstáculo y del perfil termométrico de la línea de sondeos.
El perfil termométrico de la atmósfera depende de las condiciones atmosféricas de
cada momento. Un valor medio se puede cifrar en una disminución de 0,65 ºC cada
100 m. Valores superiores en valor absoluto favorecen la inestabilidad mientras que
valores inferiores a 0,65 ºC/100 m favorecen la estabilidad. Si el gradiente vertical es
inferior a 0,55 º C se habla de condiciones de estabilidad absoluta mientras que
valores superiores a 0,98ºC/100m indican condiciones de inestabilidad absoluta.


4.2.3. Lluvias orográficas y efecto föehn
Si sopla el viento frente a una cadena montañosa y se ve obligado a remontarla, se
discutió en el punto anterior cómo, según la humedad del aire que asciende, la altura
del obstáculo y el perfil termométrico de la línea de sondeos, coronado dicho obstáculo
el aire tendía a descender por la línea de sotavento (equilibrio estable) o, por el
contrario, se mantenía en la cota alcanzada o seguía ascendiendo hasta igualar su
temperatura con la de la línea de sondeos.
Si se supone el primer caso, que es el más normal en España, la masa de aire, al
llegar a la cumbre comenzará su descenso por la ladera de sotavento. Si, además, el
aire alcanza su nivel de condensación en la ladera de barlovento a la cota h1 (Ver
figura 4.1) pero del agua condensada no se desprende ninguna precipitación, el aire,
al descender a sotaventolo hará con una evolución térmica similar pero invertida a la
de su ascenso. Es decir, los primeros h2 metros descenderá calentándose según el
gradiente adiabático del aire saturado. En la cota M habrá acabado de evaporar la
última gota y los h1 últimos metros descenderá calentándose a razón de 0,98ºC/100 m.
Por tanto en la base del monte a sotavento la temperatura será igual a la de partida.




         h2
                                                  M



         h1




Figura 4.1. Procesos de condensación y evaporación sin precipitación
Por el contrario (Figura 4.2), si a barlovento hay precipitación (lluvias orográficas), con
la consiguiente pérdida de humedad en el seno de la masa de aire, al comenzar a
descender se calentará h2´ < h2 metros a razón de 0,55ºC/100m, por lo que el punto
M´ en el que se evapora la última gotita de agua estará a una cota superior a M. En
definitiva, llega a la base sotavento con una temperatura final más alta que en la base
de la montaña a barlovento. Esto se denomina efecto foenh.
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica




                                                   h2 ´

                                                                             M´



                  M                                  h1 ´




Figura 4.2. Efecto Föenh
Si después de superar esta cordillera se encuentra otra paralela a la anterior, en ella el
nivel de condensación se encontrará en la cota M´ y, si vuelven a existir lluvias
orográficas en esta segunda cordillera, se irá incrementando el efecto föenh. Esto
explica por qué, en España, el viento norte provoca precipitaciones en amplias zonas
de la vertiente cantábrica, menos y en las cotas más elevadas de la vertiente norte del
Sistema Central, y menos aún o nada en las cordilleras situadas más al sur.
Cuando se produce el efecto foehn aparecen algunos signos muy característicos,
como la nubosidad que se estanca en la vertiente de barlovento y se deshace
enseguida al pasar la montaña; que la zona de sotavento esté despejada con una
atmósfera muy limpia y seca y por último, la formación de nubes con aspecto lenticular
que se observan mas o menos paralelas a la cordillera.
El nombre se originó en los Alpes donde mejor se desarrolla, especialmente en el
foehn sur en las laderas del norte y donde los valles norte-sur se abren a planicies, o
en valles este-oeste, como en Innsbruck. En otras regiones montañosas, el foehn tiene
una variedad de nombres locales; chinook de las Montañas Rocosas; zonda en
Argentina (para un foehn del oeste); puelche en los Andes (para un foehn del este);
ljuka en Carintia (noroeste de Yugoslavia); halny wiatr en Polonia; austru en Rumania;
favogn en Suiza. Un foehn del noreste que desciende del Masivo Central en Francia
se extiende sobre la planicie del Garona. Un viento seco del noroeste que desciende
las colinas de la costa en Mallorca es llamado el barredor del cielo. En Cádiz, el föenh
que se produce con viento del este se denomina matacabras
Además, el Föenh también juega un papel importante en el aumento del riesgo de
aludes y crecimientos fluviales, por el rápido deshielo que puede ocasionar. Además,
el Föhn seca la tierra, los árboles y los brotes, creando condiciones favorables para
incendios de bosques, o pérdida de cosechas. También es considerado perjudicial
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica



para la salud en muchos países del mundo y se realizan estudios para averiguar a qué
son debidos los problemas que origina.


4.2.4. Inestabilidad convectiva
Otra de las causas de formación de corrientes ascensionales es el recalentamiento de
los terrenos y, consiguientemente, del aire situado en su contacto.
Este recalentamiento tiene lugar, fundamentalmente, en las primeras horas de la tarde
y en la época de temperaturas más elevadas y, si el aire está suficientemente húmedo
o el recalentamiento es lo suficientemente fuerte, el aire ascendente alcanza su nivel
de condensación antes de igualar su temperatura a la línea de sondeos, aparecen
nubes de desarrollo vertical y surgen chubascos o aguaceros de tipo convectivo que,
cuando van acompañados de fenómenos eléctricos, denominamos tormentas.
En las zonas ecuatoriales y tropicales ésta es la causa fundamental de las
precipitaciones y, también, en las zonas templadas o frescas en las llamadas
tormentas de verano.
La existencia de corrientes ascensionales implica que el aire de las proximidades,
menos caliente, acuda al centro de bajas térmicas. Este aire se recalienta y, a su vez,
asciende, pero el suelo se va enfriando y termina por desaparecer la inestabilidad
4.2.5. Movimientos en latitud de masas de aire
Las masas de aire cálido, en la mayoría de los casos, son de origen tropical y se
mueven hacia latitudes más altas. Puede darse también el caso de aire marítimo
cálido que se desplaza sobre el suelo más frío o aire cálido continental que se
desplace sobre aguas 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. Encontraremos entonces nubes estratiformes y frecuentemente, nieblas.
Las masas de aire frío se dan, frecuentemente por el movimiento de aire polar hacia
latitudes más bajas, o por aire marítimo que se desplaza sobre la tierra más caliente o
aire continental moviéndose sobre un mar más cálido. Por este calentamiento de la
masa de aire, se desarrolla la convección y turbulencia. Se forman nubes de tipo
cúmulos y la visibilidad es generalmente buena.
La Península ibérica está afectada fundamentalmente por masas de aire tropical y
masas de aire polar (ver Tabla 4.2). En ocasiones pueden alcanzar la península
ibérica masa de aire ártico, que provocan las olas de frío invernales.
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica




  TIPO de
                           ORIGEN             Flujo viento                INFLUENCIA EN
   MASA

 Aire
                                                                  Litoral Mediterráneo, sur
 continental     Tc       Sahara         S ó SE
                                                                  Atlántico y Canarias
 tropical

 Aire
 tropical        Tc       Sahara         E                        Baleares y costa Mediterránea
 africano

 Aire                                                             Galicia, meseta norte,
 marítimo        Tm       Atlántico      SW                       Extremadura y mitad sur de la
 tropical                                                         península

 Aire
                          Islandia y     W (llegando al
 marítimo        Pm                                               Toda la península en invierno
                          Groenlandia    Mediterráneo)
 polar

                          Oeste de
 Aire polar                              N, NW ó NE
                 Pc, Ac   Islandia,
 continental                             llegando por             Toda la península y Baleares
                 ó Am     Ártico y
 o ártico                                Europa
                          Siberia

Tabla 4.2. Principales masas de aire que afectan a la Península ibérica


4.2.6. Frentes
Las masas de aire se desplazan en conjunto y se "empujan" unas a otras. En cambio,
raramente se mezclan. Esta propiedad es la causante del acentuado dinamismo de la
atmósfera en la llamada superficie frontal, como se denomina a la superficie de
contacto entre dos masas de aire.
Como la atmósfera tiene tres dimensiones, la separación entre las masas de aire es
una superficie llamada superficie frontal, siendo el frente, la línea determinada por la
intersección de la superficie frontal y el suelo. En la Figura 4.4. se aprecia una
superficie frontal y el frente.
Este término fue introducido por la Escuela de Bjerkness en Noruega (1918) para
describir una superficie de discontinuidad que separa dos masas de aire de distinta
densidad o temperatura.
Los frentes pueden tener una longitud de 500 a 5000 km., un ancho de 5 a 50 km. y
una altura de 3 a 20 km. La pendiente de la superficie frontal puede variar entre1:100 y
1:500.
La formación de los frentes se llama frontogénesis y el proceso inverso se llama
frontolisis. Los frentes se clasifican en frentes fríos, cálidos o calientes estacionarios y
ocluidos.
1. Frente frío
Cuando 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. Como la masa de aire frío es más densa, “ataca" al aire caliente por debajo, como
si fuese una cuña, lo levanta, lo desaloja y lo obliga a trepar cuesta arriba sobre la
empinada superficie frontal. El fenómeno es muy violento y en estos ascensos se
producen abundantes nubes de desarrollo vertical.
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica



En los mapas se los representa con una línea azul continua o una negra orlada de
"picos".




Figura. 4.3. Representación de un frente frío




Figura 4.4. Precipitación y formación de nubes en un frente frío


2. Frente cálido
En este caso, el aire caliente avanza sobre el frío, pero al ser este último más pesado,
se pega al suelo y a pesar de retirarse la masa fría, no es desalojada totalmente, de
manera que el aire cálido asciende suavemente por la superficie frontal que hace de
rampa.
En general la nubosidad es estratiforme y las precipitaciones menos intensas que en
un frente frío. En los mapas se representa con una línea continua roja o una negra
orlada por semicírculos.
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica




Figura. 4.5. Representación de un frente cálido




Fig. 4.6. Precipitación y formación de nubes en un frente cálido


3. Frente estacionario
Es aquel que marca la separación entre dos masas de aire, entre las que no se
manifiesta desplazamiento de una respecto de la otra. La sección es similar a la de un
frente cálido.




Figura. 4.7. Representación de un frente estacionario

4. Frente ocluido
Dado que los frentes fríos se desplazan más rápidamente que los frentes cálidos,
acaban por alcanzarlos. En estas condiciones el sector cálido desaparece
progresivamente de la superficie, quedando solamente en altitud. Cuando los frentes
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica



se han unido forman un frente ocluido o una oclusión. La Figura 4.8. muestra la
formación y evolución de un frente ocluido y la 4.9 la distribución de la nubosidad en
estos frentes




Figura. 4.8. Representación y evolución de un frente ocluido
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica




Figura 4.9. Distribución de masas nubosas en el paso de un frente cálido y un frente frío


El frente polar y las borrascas ondulatorias

Las perturbaciones atmosféricas más importantes en latitudes medias son las
borrascas ondulatorias, también llamadas tormentas ciclónicas. Éstas se forman por la
interacción de masas de aire cálido de origen tropical con otras de aire frío de origen
polar, que se forman, desarrollan y finalmente se deshacen a lo largo del Frente Polar.
Este frente es una zona de bajas presiones hacia donde convergen vientos con
direcciones opuestas, procedentes de las altas presiones tropicales y polares,
generando una situación inestable. Los vientos, en vez de mezclarse libremente,
producen invaginaciones y evaginaciones en las masas de aire frías y cálidas,
formándose las borrascas ondulatorias. La posición del frente polar se indica en la
Figura 4.10.

El proceso de formación de una borrasca ondulatoria se indica en la figura 4.11.
Comienza cuando, a lo largo del frente polar, una masa de aire polar, frío y seco,
comienza a desplazarse hacia el sur, mientras que una masa de aire tropical, cálido y
húmedo, lo hace hacia el norte (Fig. 4.11 a). En la siguiente fase, la ondulación se
intensifica (Fig. 4.11 b). La masa de aire polar penetra más hacia el sur junto con su
frente frío, mientras que la tropical hace lo propio junto con su frente cálido (Fig. 4.11 c
y d). A lo largo de ambos frentes se producen precipitaciones, que son más intensas
en el frente frío. En la fase final, el frente frío atrapa totalmente al cálido, reduciéndolo
de extensión y aislándolo del resto del aire tropical, , cesando de esta forma el aporte
de humedad y energía desde el sur (Fig. 4.11 e y f). En este momento se forma el
frente ocluido y, a partir de aquí, la tormenta se irá extinguiendo hasta que se
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica




Figura 4.10 Posición del frente polar

restablece la forma original del frente polar. La perturbación atmosférica que constituye
una tormenta ciclónica se manifiesta en precipitaciones, nubosidad y vientos variables
en función del frente que se encuentre en una determinada zona.




Fig 4.11. Formación de borrascas ondulatorias
El frente polar varía mucho de posición, pues las masas de aire están en perpetuo
movimiento, y se ve afectado, entre otras causas, por la estación del año en la que nos
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica



encontramos. De la situación del frente polar y de sus ondulaciones, depende en gran
medida la tendencia meteorológica de las regiones templadas, como es el caso de la
Península Ibérica.
Las borrascas formadas en este proceso no suelen ser únicas, sino que el propio
movimiento de giro arrastra, a su vez, al aire frío del norte hacia latitudes más bajas, y
de ello se deduce la formación de una nueva borrasca situada eal suroeste de la
anterior. Así se llega a la constitución de familias de perturbaciones, de tres o cuatro
individuos, que irán evolucionando en su recorrido de W a E. Si la borrasca dinámica
primera se forma a los 55 o 60º de latitud, se comprende que los países del sur de
Europa sólo son alcanzados, en parte, por las últimas perturbaciones de cada familia.
Una familia de borrascas se identifica en la Figura 4.12.




Figura 4.12. Formación de una familia de borrascas


4.3.- CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA
Existe en la Tierra una circulación general de la atmósfera de carácter zonal en la que
entran en juego las masas de aire, la temperatura, la humedad y la rotación y
traslación de la Tierra. Estas variables, junto con la posición con respecto al
continente, son las que definen los climas zonales más importantes del globo.
El viento, al moverse desde las altas a las bajas presiones, no sigue una trayectoria
rectilínea como en un principio podíamos pensar, sino espiral. Como nuestro planeta
gira sobre su eje de Oeste a Este, influye en el movimiento del viento, impidiendo que
se desplace en línea recta y dándole un giro hacia la derecha en el Hemisferio Norte y
hacia la izquierda en el Hemisferio Sur (ver Figura 4.13.)
De manera general, el aire ecuatorial asciende por calentamiento hasta el límite de la
tropopausa donde se expande hacia las latitudes altas. El enfriamiento que supone el
ascenso del aire ecuatorial y la fuerza de Coriolis, junto con el aire frío de componente
noroeste que se encuentra en altura, provoca un descenso dinámico del aire, en una
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica




Figura 4.13. Cualquier cuerpo fluido que se desplace sobre la superficie terrestre tiende a
desviarse hacia la derecha en el Hemisferio Norte y hacia su izquierda en el Hemisferio Sur. La
desviación es resultante de la fuerza ejercida por el movimiento de rotación de la Tierra
latitud aproximada de unos 30º. Este descenso provoca el calentamiento adiabático
del aire, y su estabilidad, generando los grandes anticiclones subtropicales (ver Figura
4.14). Se trata del cinturón anticiclónico tropical, que produce normalmente cielos
despejados, pocas precipitaciones y vientos casi encalmados y que coincide con las
grandes zonas desérticas del planeta. Esta primera célula, llamada tropical, se cierra
al emitir vientos hacia el Ecuador con dirección nordeste-suroeste en nuestro
Hemisferio, los llamados vientos alisios, de gran importancia en la navegación a vela,
con una intensidad media de 10 a 15 nudos y que suelen ser más intensos en verano.
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica




Figura 4.14. Circulación general atmosférica
Al converger hacia el Ecuador crean una zona permanente depresionaria, es la zona
de convergencia intertropical o zona de calmas ecuatoriales. Zona con precipitaciones
muy regulares y fuertes ascendencias verticales de aire. En esta zona se producen los
contra alisios, vientos en altura que viajan hacia los Polos.
En los anticiclones subtropicales hay una parte del aire en superficie que continua su
camino hacia los Polos y forma la zona de los Oestes predominantes situada en las
latitudes medias de ambos Hemisferios. Forman la célula de las latitudes medias o
célula de Ferrel, caracterizada por las bajas presiones relativas.
La Circulación General se completa con la célula polar. En ella el aire se eleva de las
zonas de bajas presiones de las latitudes medias, se va enfriando en altura y
desciende sobre los Polos, dando lugar a los anticiclones polares, con aire muy frío y
muy seco, y que en las capas bajas atmosféricas desciende de latitud, tomando una
dirección este y dirigiéndose, aproximadamente, hacia los 60º de latitud, dependiendo
de la época del año, donde se acumula y forma el frente polar, línea que separa el aire
frío y seco procedente de los Polos del aire más cálido y húmedo de la zona de los
Oestes predominantes.
Es en esta latitud donde se forman la mayoría de las perturbaciones que afectan a
nuestro país. Es una zona con un equilibrio muy inestable, porque si los anticiclones
subtropicales avanzan hacia el norte pueden llegar a interrumpir los vientos del Oeste
y la llegada de las borrascas, con lo cual se establecen períodos secos; o si el frente
polar desciende de latitud alcanzándonos, nos encontraremos con períodos muy fríos
y variabilidad de precipitaciones.
Además, las grandes diferencias de temperatura y la fuerza de Coriolis, que en altura
actúa con mayor eficacia, provocan un fuerte viento de componente oeste conocido
como corriente en chorro. Actúan a modo de "grandes ríos" por donde circula el aire a
gran velocidad, superando los 300 kilómetros por hora. La corriente situada en
nuestras latitudes se encuentra a una altura de 5.000 metros y es utilizada a veces por
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica



los aviones comerciales en su viaje desde América hacia Europa para ahorrar
combustible. La corriente subtropical, situada a unos 30º en cada hemisferio, discurre
a una altitud entre 9.000 y 10.000 metros.
Son precisamente las trayectorias marcadas por la corriente en chorro las que definen
en superficie las trayectorias de las borrascas. Las latitudes reseñadas varían un poco
con el balanceo anual que marcan las estaciones.
Podemos definir, pues, para el conjunto del planeta, una serie de altas y bajas
presiones a las que llamaremos centros de acción ya que son responsables de los
tipos de tiempo que actúan en un determinado clima zonal. Estos centros de acción
son: las bajas presiones ecuatoriales, las altas presiones subtropicales que por su
estabilidad tienen nombre: como los anticiclones de la Azores, Hawai, Índico, del
Pacífico Sur o del Atlántico Sur; las bajas presiones polares del frente polar; y las altas
presiones polares, que también tienen nombre, como los anticiclones ártico, antártico,
canadiense o siberiano (ver Figura 4.15).




Figura 4.15. Distribución de altas y bajas presiones en el mes de Enero
Estos centros de acción no son estáticos y se desplazan de norte a sur en verano y en
invierno, con el desplazamiento aparente del Sol, modificando su extensión y latitud,
hasta llegar a desaparecer; como en el caso de los anticiclones térmicos, o incluso
llegar a aparecer otros más pequeños y secundarios. (ver Figura 4.16, para la
distribución de presiones en Julio). Los centros de acción de las bajas presiones no
suelen tener nombre, por su carácter temporal, salvo los huracanes o las regiones en
las que aparecen borrascas de forma permanente, como la borrasca de Islandia.
Existen, además, otros centros de acción secundarios que afectan a lugares concretos
y en determinadas estaciones, y que provocan tipos de tiempo específicos, como las
borrascas la del mar de Liguria o la de Sonora. A España, por ejemplo, la afectan las
bajas presiones saharianas en verano, que provocan calima de calor, o la depresión
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica




Figura 4.16. Distribución de altas y bajas presiones en el mes de Julio


del mar de Liguria en otoño, que alimenta las lluvias torrenciales y las gotas frías, o los
anticiclones térmicos que aparecen en el centro de la península en invierno y generan
tiempo estable, seco, soleado y frío.
Así, como resumen de la circulación general se pueden indicar las siguientes
características:
    1. Ausencia de componente general de vientos en las proximidades del Ecuador
    2. Entre los 7 y los 30º de latitud, vientos del este de carácter anticiclónico
       (vientos alisios)
    3. Entre los 30 y 40º de latitud, vientos del oeste, unas veces anticiclónicos y
       otras borrascosos
    4. Entre 40 y 60º de latitud, vientos generalmente del oeste(algunas veces del
       este, en el borde superior de las borrascas secundarias) y siempre de carácter
       borrascoso
    5. Entre 60 y 75º de latitud vientos del este, del borde superior de las borrascas
       dinámicas.
    6. En latitudes más elevadas, calmas polares.
Este esquema se ve modificado por las siguientes circustancias:
    1. En verano las borrascas y anticiclones dinámicos se desplazan a latitudes más
       elevadas, subiendo unos 10º en latitud. Esta modificación tiene una
       importancia trascendental para la península ibérica: las zonas situadas entre
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica



       los 30 y 40º de latitud tienen en verano una componente de vientos del E
       anticiclónicos.
   2. El desigual reparto de tierras y mares origina la aparición de borrascas y
      anticliclones térmicos. Las primeras causan la inestabilidad convectiva y afecta
      al centro de los continentes en la época de temperaturas más altas. Las
      segundas aparecen también en el centro de los continentes, en latitudes
      elevadas y en invierno: el aire frío, pegado al suelo, constituye un obstáculo
      que, con su carácter de divergencia, impide, por ejemplo, el paso normal de las
      borrascas extratropicales.
   3. Cuando en zonas relativamente bajas de latitud existen tierras elevadas
      próximas al mar, ellas se enfrían más que este en invierno y se calientan
      mucho más en verano. Surgen así los monzones: en verano, la tierra actúa
      como centro de bajas, el monzón sopla de mar a tierra y es húmedo; en
      invierno, el monzón sopla de tierra a mar y es seco


4.4.- VIENTOS LOCALES
La naturaleza del flujo atmosférico se ve modificada de sus trayectorias teóricas por
todas las variaciones que tiene la superficie terrestre: discontinuidades océano-tierra,
diferencias de altitud, bosques, ciudades, etc.; provocando la existencia de los vientos
locales, que aunque no suelen afectar a grandes extensiones de terreno, suelen ser
más predominantes en ciertas zonas que el flujo general.
Entre los más importantes están:
1. Brisa de montaña y de valle
En las cercanías de los sistemas montañosos se observa en el transcurso de las
noches claras, como el aire se mueve a lo largo de las pendientes de las colinas mas
escarpadas y desciende hacia los valles donde continúa moviéndose hasta los llanos.
Este viento se llama brisa de montaña o viento catabático.
Este fenómeno se produce porque en las horas nocturnas el aire cercano al suelo se
enfría por irradiación, volviéndose más denso que el aire que le rodea; entonces la
gravedad le obliga a descender por la pendiente del terreno, en dirección al valle,
refrescando su temperatura. En general suele ser débil, pero si la pendiente es fuerte y
lisa (como sucede cuando el suelo se encuentra cubierto de hielo o nieve) o si el valle
encauza el viento, puede alcanzar fuerza considerable.
Durante el día, en especial si son calurosos, se establece el movimiento contrario, la
brisa de valle o viento anabático, estableciéndose un flujo ascendente por la pendiente
de las montañas. Esta brisa suele ser débil, aunque en los días muy calurosos se
refuerza y llega a formar movimientos de inestabilidad convectivos con la formación de
pequeños cúmulos.
2. Brisa de tierra y de mar
Al viento que se establece en las zonas costeras entre la tierra y el mar se le conoce
con el nombre de brisa de tierra o de mar, según de donde proceda el aire. En las
proximidades de las costas, frecuentemente al final de la mañana, se establece un
viento que sopla del mar, alcanza su máxima intensidad al comienzo de la tarde para ir
disminuyendo progresivamente y finalizar al anochecer. Es la brisa de mar, su
intensidad es mayor en los días calurosos y refresca las zonas próximas a la costa.
La causa básica de este movimiento del aire es el diferente calentamiento causado por
la radiación solar, que hace que suba con más rapidez la temperatura en la superficie
de la tierra que en la del mar. Esto provoca que el aire más cercano al suelo se
Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica



caliente con facilidad, se inestabilice y tienda a elevarse; por tanto se crea un vacío en
superficie, que será llenado por el aire más fresco y mas denso procedente del mar.
Durante la noche se establece un flujo en dirección contraria al anterior, debido al mas
rápido enfriamiento de la superficie terrestre, es la brisa de tierra; generalmente más
débil que la de mar, ya que las diferencias de temperaturas establecidas son
menores.que durante el día.




Figura 4.17. Brisa de tierra y de mar

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Dinamica atmosférica España. 2ª Parte

  • 1. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica TEMA 4.- DINÁMICA ATMOSFÉRICA ÍNDICE 4.1.- Masas de aire. Definición y clasificación 4.2.- Movimientos de masas de aire 4.2.1. Movimientos verticales. Gradientes adiabáticos y nivel de condensación 4.2.2. Estabilidad e Inestabilidad atmosférica 4.2.3. Lluvias orográficas y efecto föehn 4.2.4. Inestabilidad convectiva 4.2.5. Movimientos en latitud de masas de aire 4.2.6. Frentes 4.3.- Circulación general de la atmósfera 4.4.- Vientos locales 4.1.- MASAS DE AIRE: DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN El concepto de masa de aire fue desarrollado en Noruega por los meteorólogos Bergeron y Bjerkness en los años 20 como parte de su teoría sobre el Frente Polar. Una masa de aire se define como un volumen de aire de gran extensión cuyas propiedades físicas, sobre todo temperatura y humedad, son uniformes en el plano horizontal. Su tamaño cubre por lo general centenares e incluso miles de kilómetros cuadrados, verticalmente puede alcanzar espesores de varios kilómetros, y sus caracteres los obtiene por el contacto prolongado sobre extensas áreas oceánicas o continentales con unas condiciones superficiales homogéneas, a las que se denomina regiones manantial o fuente. La adquisición de las características por parte de las masas de aire es un proceso lento, por lo que se forman en zonas donde se encuentran sistemas barométricos estacionarios, como el cinturón subtropical, Siberia, Norte de Canadá y ambos polos. Las masas de aire se clasifican según su temperatura (determinada por su posición sobre el globo, ártica, antártica, polar, tropical o ecuatorial) y por la humedad del aire (continental o marítima), según se indica en la Tabla 4.1.
  • 2. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica Humedad Masa de aire Símbolo Temperatura(ºC) Propiedades específica(g/kg) Ártica continental Muy fría, muy Ac Antártica -55 a –35 0.05 a 0.2 seca, muy AAc continental invierno estable Fría, seca y Polar continental Pc muy estable invierno -35 a –20 0.2 a 0.6 Fría, seca y verano 5 a 15 4a9 estable Fresca, húmeda Polar marítima Pm 0 a 10 3a8 e inestable invierno 2 a 14 5 a 10 Fresca, húmeda verano e inestable Cálida seca e Tropical continental Tc 30 a 42 5 a 10 inestable Cálida, húmeda, Tropical marítima Tm 22 a 30 15 a 20 estabilidad verano variable Cálida, muy Ecuatorial marítima Em Aprox. 27 Aprox. 19 húmeda e inestable Tabla 4.1. Clasificación de las masas de aire Masas de aire ártico y antártico Se originan en la proximidad de los polos, sobre las aguas heladas del océano Artico y los casquetes de hielo de Groenlandia y la Antártida. Se caracterizan por sus bajas temperaturas y su débil contenido de humedad, a consecuencia de lo cual la nubosidad es escasa y el riesgo de precipitaciones muy reducido. Son muy estables debido a la fuerte inversión térmica que crea el fuerte enfriamiento de las capas inferiores de la atmósfera y la subsidencia del aire en las regiones de altas presiones. Las invasiones de aire ártico que a finales de invierno o comienzo de primavera afectan a Europa occidental se inestabilizan en su recorrido por el océano Atlántico ocasionando fuertes nevadas y descenso anormal de las temperaturas. Masas de aire polar A pesar de su nombre, las regiones fuente de estas masas de aire se sitúan en zonas alejadas de los polos, entre 50º y 70º de latitud. Las masas continentales son frías, secas y de estratificación estable porque se forman en las zonas de altas presiones del interior de Asia Central y Canadá. No existen manantiales en el hemisferio Sur debido al dominio del océano en estas latitudes. Cuando se desplazan al Sur, sobre regiones terrestres más cálidas, aumentan su temperatura y se inestabilizan, dando lugar a la formación de cúmulos pero sin aporte de precipitación. Por el contrario, cuando se desplazan sobre superficies oceánicas el aire inicialmente seco se puede convertir en tropical marítimo formando bancos de niebla o nubes estratiformes (con lloviznas asociadas). Sobre zonas más cálidas pueden desarrollarse sistemas tormentosos. Masas de aire tropical Sus manantiales son las células oceánicas y continentales de altas presiones en las latitudes tropicales. El aire seco procede de las extensas áreas desérticas que crea la
  • 3. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica subsidencia anticiclónica y es seco, estable y cálido. En verano, el intenso calor que desprende el suelo causa remolinos y tormentas de arena (Sahara, Australia). El aire tropical marítimo es muy húmedo. Propicia la formación de nieblas de advección, asociadas a nubes estratiformes de poca altitud y lluvias débiles. Masa de aire ecuatorial En las latitudes bajas los contrastes térmicos son débiles y la identificación de la masa de aire no es tan sencilla. El aire ecuatorial se caracteriza por tener elevadas temperaturas, alto contenido en humedad y una elevada inestabilidad. Esto posibilita el crecimiento de grandes torres de nubes cúmulos y cumulonimbus, de las que caen lluvias intensas a causa del elevado contenido de humedad absoluta que contiene el aire cálido. 4.2. MOVIMIENTOS DE MASAS DE AIRE 4.2.1. Movimientos verticales. Gradientes adiabáticos y nivel de condensación Gradientes adiabáticos Los procesos que se dan en la atmósfera en los que no existe intercambio calorífico con el exterior del sistema se llaman adiabáticos. En la atmósfera los ascensos y descensos del aire se producen tan rápido que no tiene tiempo de intercambiar eficazmente calor con el aire del entorno. Si un aire no saturado, como consecuencia de elevarse, disminuye su presión y aumenta su volumen, la transformación adiabática exige que disminuya su temperatura. Así, toda compresión adiabática lleva consigo un calentamiento y toda expansión en las mismas condiciones, un enfriamiento. Este gradiente adiabático del aire no saturado es de 0,98º C cada 100 m,. Como se enfría al ascender, puede llegar a saturarse de vapor de agua. Si habiendo alcanzado la saturación continúa el ascenso comienza la condensación del vapor en agua líquida, proceso que libera calor (unas 600 cal/g). A condiciones de presión y temperatura próximas a la superficie terrestre, el gradiente adiabático de aire saturado queda reducido a unos 0,55ºC cada 100 m. En grandes alturas y temperaturas muy bajas la masa de aire se va quedando sin vapor de agua y el gradiente vuelve a acercarse al gradiente adiabático seco. Nivel de condensación Si un aire no saturado comienza a ascender y expansionarse llega un momento en que puede alcanzar la saturación. Es el llamado nivel de condensación y tiene lugar cuando la temperatura de la masa de aire alcanza el punto de rocío. Si el aire tiene una temperatura inicial de T (ºC) y su punto de rocío inicial es de τ ºC, se sabe que la temperatura de ese aire va a ir descendiendo a razón de 0,98ºC/100 m. Pero el punto de rocío de ese aire va a disminuir también ya que con la expansión irá descendiendo la humedad absoluta de la masa. El descenso del punto de rocío es de 0,17 ºC/100 m, por lo que el nivel de condensación vendrá dado por: T – 0,98 H = τ - 0,17H H = (T - τ)/0,81 A partir de ese nivel de condensación, la masa de aire ascendente toma el gradiente adiabático del aire saturado, que comienza valiendo 0,55 ºC/100 m y, al llegar a las
  • 4. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica zonas más altas y frías , aumenta en valor absoluto acercándose al correspondiente al aire no saturado. 4.2.2. Estabilidad e Inestabilidad atmosférica Se dice que la atmósfera se halla estable cuando hay una gran resistencia a que en ella se desarrollen movimientos verticales, por lo que si una "burbuja" o masa de aire se desplaza de su posición de equilibrio tiende a recuperarlo. En caso de inestabilidad ocurre lo contrario. Veamos un ejemplo: Si sumergimos un trozo de corcho en el agua, al soltarlo sale disparado hasta alcanzar la superficie. En cambio si lo elevamos a cierta altura sobre el agua, en el aire, y lo soltamos, el corcho cae irremediablemente. ¿Qué ha ocurrido?. La densidad del corcho es mayor que la del aire (pesa más que una masa de aire del mismo tamaño) y menor que la del agua (pesa menos que la cantidad de líquido que "desaloja"). Esta experiencia nos ayuda a comprender qué es lo que pasa con una "burbuja" de aire que sea desplazada de su nivel de equilibrio por cualquier causa. Si es más fría (por lo tanto, más densa) que el aire que encuentra, tenderá a bajar hasta recuperar su nivel de equilibrio en el lugar en que el aire que la rodee tenga su misma densidad. Pero si es más caliente (menos densa) que el aire de alrededor (como el corcho en el agua) continúa ascendiendo y no vuelve a su punto de partida. La temperatura que adquiere la burbuja o masa de aire es independiente de la que encuentra en la atmósfera durante su ascenso, con la cual, ya vimos, apenas intercambia calor. Si la burbuja al ascender y enfriarse encuentra una atmósfera más caliente que ella, bajará y volverá al nivel de partida (estabilidad) . Si el aire de alrededor es más frío que ella, proseguirá su ascenso (inestabilidad). El vapor de agua es sumamente importante en este proceso, ya que el aire húmedo pesa menos que el aire seco y además desde el momento en el que se alcanza la saturación por medio de ascensos adiabáticos (nivel de condensación) su dinamismo se acelera, pues al recoger el calor desprendido en la condensación, su "flotabilidad" aumenta y los movimientos verticales se aceleran. Una partícula de aire se puede ver obligada a ascender por choque contra un obstáculo geográfico o meteorológico o porque en contacto con el suelo se calienta y disminuye su densidad (corrientes convectivas ascensionales). Así, la discusión de estabilidad o inestabilidad, en cada caso, se hace comparando el recorrido adiabático del aire que asciende con la temperatura de la atmósfera a la misma cota (denominada temperatura de la línea de sondeos). En el caso de choque contra un obstáculo pueden ocurrir tres circunstancias diferentes: 1. Que, llegado el final del obstáculo, el aire que asciende tenga una temperatura inferior a la que la línea de sondeos marca para esa cota. El aire, coronado el obstáculo, tenderá a descender al tener una densidad mayor: es un caso de Estabilidad atmosférica. 2. Que, al llegar al final del obstáculo, el aire que asciende tenga una temperatura igual a la línea de sondeos. La masa de aire, superado el obstáculo, se mantiene en la cota alcanzada sin tender a subir o bajar: Equilibrio indiferente. 3. Que, al final del obstáculo, el aire que asciende tenga una temperatura superior al de la línea de sondeos. Superado el obstáculo, el aire sigue ascendiendo
  • 5. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica hasta igualar su temperatura con la que marque en una determinada cota la línea de sondeos: Equilibrio inestable El encontrarnos en una u otra circunstancia dependerá de la humedad del aire, de la altura del obstáculo y del perfil termométrico de la línea de sondeos. El perfil termométrico de la atmósfera depende de las condiciones atmosféricas de cada momento. Un valor medio se puede cifrar en una disminución de 0,65 ºC cada 100 m. Valores superiores en valor absoluto favorecen la inestabilidad mientras que valores inferiores a 0,65 ºC/100 m favorecen la estabilidad. Si el gradiente vertical es inferior a 0,55 º C se habla de condiciones de estabilidad absoluta mientras que valores superiores a 0,98ºC/100m indican condiciones de inestabilidad absoluta. 4.2.3. Lluvias orográficas y efecto föehn Si sopla el viento frente a una cadena montañosa y se ve obligado a remontarla, se discutió en el punto anterior cómo, según la humedad del aire que asciende, la altura del obstáculo y el perfil termométrico de la línea de sondeos, coronado dicho obstáculo el aire tendía a descender por la línea de sotavento (equilibrio estable) o, por el contrario, se mantenía en la cota alcanzada o seguía ascendiendo hasta igualar su temperatura con la de la línea de sondeos. Si se supone el primer caso, que es el más normal en España, la masa de aire, al llegar a la cumbre comenzará su descenso por la ladera de sotavento. Si, además, el aire alcanza su nivel de condensación en la ladera de barlovento a la cota h1 (Ver figura 4.1) pero del agua condensada no se desprende ninguna precipitación, el aire, al descender a sotaventolo hará con una evolución térmica similar pero invertida a la de su ascenso. Es decir, los primeros h2 metros descenderá calentándose según el gradiente adiabático del aire saturado. En la cota M habrá acabado de evaporar la última gota y los h1 últimos metros descenderá calentándose a razón de 0,98ºC/100 m. Por tanto en la base del monte a sotavento la temperatura será igual a la de partida. h2 M h1 Figura 4.1. Procesos de condensación y evaporación sin precipitación Por el contrario (Figura 4.2), si a barlovento hay precipitación (lluvias orográficas), con la consiguiente pérdida de humedad en el seno de la masa de aire, al comenzar a descender se calentará h2´ < h2 metros a razón de 0,55ºC/100m, por lo que el punto M´ en el que se evapora la última gotita de agua estará a una cota superior a M. En definitiva, llega a la base sotavento con una temperatura final más alta que en la base de la montaña a barlovento. Esto se denomina efecto foenh.
  • 6. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica h2 ´ M´ M h1 ´ Figura 4.2. Efecto Föenh Si después de superar esta cordillera se encuentra otra paralela a la anterior, en ella el nivel de condensación se encontrará en la cota M´ y, si vuelven a existir lluvias orográficas en esta segunda cordillera, se irá incrementando el efecto föenh. Esto explica por qué, en España, el viento norte provoca precipitaciones en amplias zonas de la vertiente cantábrica, menos y en las cotas más elevadas de la vertiente norte del Sistema Central, y menos aún o nada en las cordilleras situadas más al sur. Cuando se produce el efecto foehn aparecen algunos signos muy característicos, como la nubosidad que se estanca en la vertiente de barlovento y se deshace enseguida al pasar la montaña; que la zona de sotavento esté despejada con una atmósfera muy limpia y seca y por último, la formación de nubes con aspecto lenticular que se observan mas o menos paralelas a la cordillera. El nombre se originó en los Alpes donde mejor se desarrolla, especialmente en el foehn sur en las laderas del norte y donde los valles norte-sur se abren a planicies, o en valles este-oeste, como en Innsbruck. En otras regiones montañosas, el foehn tiene una variedad de nombres locales; chinook de las Montañas Rocosas; zonda en Argentina (para un foehn del oeste); puelche en los Andes (para un foehn del este); ljuka en Carintia (noroeste de Yugoslavia); halny wiatr en Polonia; austru en Rumania; favogn en Suiza. Un foehn del noreste que desciende del Masivo Central en Francia se extiende sobre la planicie del Garona. Un viento seco del noroeste que desciende las colinas de la costa en Mallorca es llamado el barredor del cielo. En Cádiz, el föenh que se produce con viento del este se denomina matacabras Además, el Föenh también juega un papel importante en el aumento del riesgo de aludes y crecimientos fluviales, por el rápido deshielo que puede ocasionar. Además, el Föhn seca la tierra, los árboles y los brotes, creando condiciones favorables para incendios de bosques, o pérdida de cosechas. También es considerado perjudicial
  • 7. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica para la salud en muchos países del mundo y se realizan estudios para averiguar a qué son debidos los problemas que origina. 4.2.4. Inestabilidad convectiva Otra de las causas de formación de corrientes ascensionales es el recalentamiento de los terrenos y, consiguientemente, del aire situado en su contacto. Este recalentamiento tiene lugar, fundamentalmente, en las primeras horas de la tarde y en la época de temperaturas más elevadas y, si el aire está suficientemente húmedo o el recalentamiento es lo suficientemente fuerte, el aire ascendente alcanza su nivel de condensación antes de igualar su temperatura a la línea de sondeos, aparecen nubes de desarrollo vertical y surgen chubascos o aguaceros de tipo convectivo que, cuando van acompañados de fenómenos eléctricos, denominamos tormentas. En las zonas ecuatoriales y tropicales ésta es la causa fundamental de las precipitaciones y, también, en las zonas templadas o frescas en las llamadas tormentas de verano. La existencia de corrientes ascensionales implica que el aire de las proximidades, menos caliente, acuda al centro de bajas térmicas. Este aire se recalienta y, a su vez, asciende, pero el suelo se va enfriando y termina por desaparecer la inestabilidad 4.2.5. Movimientos en latitud de masas de aire Las masas de aire cálido, en la mayoría de los casos, son de origen tropical y se mueven hacia latitudes más altas. Puede darse también el caso de aire marítimo cálido que se desplaza sobre el suelo más frío o aire cálido continental que se desplace sobre aguas 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. Encontraremos entonces nubes estratiformes y frecuentemente, nieblas. Las masas de aire frío se dan, frecuentemente por el movimiento de aire polar hacia latitudes más bajas, o por aire marítimo que se desplaza sobre la tierra más caliente o aire continental moviéndose sobre un mar más cálido. Por este calentamiento de la masa de aire, se desarrolla la convección y turbulencia. Se forman nubes de tipo cúmulos y la visibilidad es generalmente buena. La Península ibérica está afectada fundamentalmente por masas de aire tropical y masas de aire polar (ver Tabla 4.2). En ocasiones pueden alcanzar la península ibérica masa de aire ártico, que provocan las olas de frío invernales.
  • 8. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica TIPO de ORIGEN Flujo viento INFLUENCIA EN MASA Aire Litoral Mediterráneo, sur continental Tc Sahara S ó SE Atlántico y Canarias tropical Aire tropical Tc Sahara E Baleares y costa Mediterránea africano Aire Galicia, meseta norte, marítimo Tm Atlántico SW Extremadura y mitad sur de la tropical península Aire Islandia y W (llegando al marítimo Pm Toda la península en invierno Groenlandia Mediterráneo) polar Oeste de Aire polar N, NW ó NE Pc, Ac Islandia, continental llegando por Toda la península y Baleares ó Am Ártico y o ártico Europa Siberia Tabla 4.2. Principales masas de aire que afectan a la Península ibérica 4.2.6. Frentes Las masas de aire se desplazan en conjunto y se "empujan" unas a otras. En cambio, raramente se mezclan. Esta propiedad es la causante del acentuado dinamismo de la atmósfera en la llamada superficie frontal, como se denomina a la superficie de contacto entre dos masas de aire. Como la atmósfera tiene tres dimensiones, la separación entre las masas de aire es una superficie llamada superficie frontal, siendo el frente, la línea determinada por la intersección de la superficie frontal y el suelo. En la Figura 4.4. se aprecia una superficie frontal y el frente. Este término fue introducido por la Escuela de Bjerkness en Noruega (1918) para describir una superficie de discontinuidad que separa dos masas de aire de distinta densidad o temperatura. Los frentes pueden tener una longitud de 500 a 5000 km., un ancho de 5 a 50 km. y una altura de 3 a 20 km. La pendiente de la superficie frontal puede variar entre1:100 y 1:500. La formación de los frentes se llama frontogénesis y el proceso inverso se llama frontolisis. Los frentes se clasifican en frentes fríos, cálidos o calientes estacionarios y ocluidos. 1. Frente frío Cuando 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. Como la masa de aire frío es más densa, “ataca" al aire caliente por debajo, como si fuese una cuña, lo levanta, lo desaloja y lo obliga a trepar cuesta arriba sobre la empinada superficie frontal. El fenómeno es muy violento y en estos ascensos se producen abundantes nubes de desarrollo vertical.
  • 9. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica En los mapas se los representa con una línea azul continua o una negra orlada de "picos". Figura. 4.3. Representación de un frente frío Figura 4.4. Precipitación y formación de nubes en un frente frío 2. Frente cálido En este caso, el aire caliente avanza sobre el frío, pero al ser este último más pesado, se pega al suelo y a pesar de retirarse la masa fría, no es desalojada totalmente, de manera que el aire cálido asciende suavemente por la superficie frontal que hace de rampa. En general la nubosidad es estratiforme y las precipitaciones menos intensas que en un frente frío. En los mapas se representa con una línea continua roja o una negra orlada por semicírculos.
  • 10. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica Figura. 4.5. Representación de un frente cálido Fig. 4.6. Precipitación y formación de nubes en un frente cálido 3. Frente estacionario Es aquel que marca la separación entre dos masas de aire, entre las que no se manifiesta desplazamiento de una respecto de la otra. La sección es similar a la de un frente cálido. Figura. 4.7. Representación de un frente estacionario 4. Frente ocluido Dado que los frentes fríos se desplazan más rápidamente que los frentes cálidos, acaban por alcanzarlos. En estas condiciones el sector cálido desaparece progresivamente de la superficie, quedando solamente en altitud. Cuando los frentes
  • 11. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica se han unido forman un frente ocluido o una oclusión. La Figura 4.8. muestra la formación y evolución de un frente ocluido y la 4.9 la distribución de la nubosidad en estos frentes Figura. 4.8. Representación y evolución de un frente ocluido
  • 12. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica Figura 4.9. Distribución de masas nubosas en el paso de un frente cálido y un frente frío El frente polar y las borrascas ondulatorias Las perturbaciones atmosféricas más importantes en latitudes medias son las borrascas ondulatorias, también llamadas tormentas ciclónicas. Éstas se forman por la interacción de masas de aire cálido de origen tropical con otras de aire frío de origen polar, que se forman, desarrollan y finalmente se deshacen a lo largo del Frente Polar. Este frente es una zona de bajas presiones hacia donde convergen vientos con direcciones opuestas, procedentes de las altas presiones tropicales y polares, generando una situación inestable. Los vientos, en vez de mezclarse libremente, producen invaginaciones y evaginaciones en las masas de aire frías y cálidas, formándose las borrascas ondulatorias. La posición del frente polar se indica en la Figura 4.10. El proceso de formación de una borrasca ondulatoria se indica en la figura 4.11. Comienza cuando, a lo largo del frente polar, una masa de aire polar, frío y seco, comienza a desplazarse hacia el sur, mientras que una masa de aire tropical, cálido y húmedo, lo hace hacia el norte (Fig. 4.11 a). En la siguiente fase, la ondulación se intensifica (Fig. 4.11 b). La masa de aire polar penetra más hacia el sur junto con su frente frío, mientras que la tropical hace lo propio junto con su frente cálido (Fig. 4.11 c y d). A lo largo de ambos frentes se producen precipitaciones, que son más intensas en el frente frío. En la fase final, el frente frío atrapa totalmente al cálido, reduciéndolo de extensión y aislándolo del resto del aire tropical, , cesando de esta forma el aporte de humedad y energía desde el sur (Fig. 4.11 e y f). En este momento se forma el frente ocluido y, a partir de aquí, la tormenta se irá extinguiendo hasta que se
  • 13. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica Figura 4.10 Posición del frente polar restablece la forma original del frente polar. La perturbación atmosférica que constituye una tormenta ciclónica se manifiesta en precipitaciones, nubosidad y vientos variables en función del frente que se encuentre en una determinada zona. Fig 4.11. Formación de borrascas ondulatorias El frente polar varía mucho de posición, pues las masas de aire están en perpetuo movimiento, y se ve afectado, entre otras causas, por la estación del año en la que nos
  • 14. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica encontramos. De la situación del frente polar y de sus ondulaciones, depende en gran medida la tendencia meteorológica de las regiones templadas, como es el caso de la Península Ibérica. Las borrascas formadas en este proceso no suelen ser únicas, sino que el propio movimiento de giro arrastra, a su vez, al aire frío del norte hacia latitudes más bajas, y de ello se deduce la formación de una nueva borrasca situada eal suroeste de la anterior. Así se llega a la constitución de familias de perturbaciones, de tres o cuatro individuos, que irán evolucionando en su recorrido de W a E. Si la borrasca dinámica primera se forma a los 55 o 60º de latitud, se comprende que los países del sur de Europa sólo son alcanzados, en parte, por las últimas perturbaciones de cada familia. Una familia de borrascas se identifica en la Figura 4.12. Figura 4.12. Formación de una familia de borrascas 4.3.- CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA Existe en la Tierra una circulación general de la atmósfera de carácter zonal en la que entran en juego las masas de aire, la temperatura, la humedad y la rotación y traslación de la Tierra. Estas variables, junto con la posición con respecto al continente, son las que definen los climas zonales más importantes del globo. El viento, al moverse desde las altas a las bajas presiones, no sigue una trayectoria rectilínea como en un principio podíamos pensar, sino espiral. Como nuestro planeta gira sobre su eje de Oeste a Este, influye en el movimiento del viento, impidiendo que se desplace en línea recta y dándole un giro hacia la derecha en el Hemisferio Norte y hacia la izquierda en el Hemisferio Sur (ver Figura 4.13.) De manera general, el aire ecuatorial asciende por calentamiento hasta el límite de la tropopausa donde se expande hacia las latitudes altas. El enfriamiento que supone el ascenso del aire ecuatorial y la fuerza de Coriolis, junto con el aire frío de componente noroeste que se encuentra en altura, provoca un descenso dinámico del aire, en una
  • 15. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica Figura 4.13. Cualquier cuerpo fluido que se desplace sobre la superficie terrestre tiende a desviarse hacia la derecha en el Hemisferio Norte y hacia su izquierda en el Hemisferio Sur. La desviación es resultante de la fuerza ejercida por el movimiento de rotación de la Tierra latitud aproximada de unos 30º. Este descenso provoca el calentamiento adiabático del aire, y su estabilidad, generando los grandes anticiclones subtropicales (ver Figura 4.14). Se trata del cinturón anticiclónico tropical, que produce normalmente cielos despejados, pocas precipitaciones y vientos casi encalmados y que coincide con las grandes zonas desérticas del planeta. Esta primera célula, llamada tropical, se cierra al emitir vientos hacia el Ecuador con dirección nordeste-suroeste en nuestro Hemisferio, los llamados vientos alisios, de gran importancia en la navegación a vela, con una intensidad media de 10 a 15 nudos y que suelen ser más intensos en verano.
  • 16. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica Figura 4.14. Circulación general atmosférica Al converger hacia el Ecuador crean una zona permanente depresionaria, es la zona de convergencia intertropical o zona de calmas ecuatoriales. Zona con precipitaciones muy regulares y fuertes ascendencias verticales de aire. En esta zona se producen los contra alisios, vientos en altura que viajan hacia los Polos. En los anticiclones subtropicales hay una parte del aire en superficie que continua su camino hacia los Polos y forma la zona de los Oestes predominantes situada en las latitudes medias de ambos Hemisferios. Forman la célula de las latitudes medias o célula de Ferrel, caracterizada por las bajas presiones relativas. La Circulación General se completa con la célula polar. En ella el aire se eleva de las zonas de bajas presiones de las latitudes medias, se va enfriando en altura y desciende sobre los Polos, dando lugar a los anticiclones polares, con aire muy frío y muy seco, y que en las capas bajas atmosféricas desciende de latitud, tomando una dirección este y dirigiéndose, aproximadamente, hacia los 60º de latitud, dependiendo de la época del año, donde se acumula y forma el frente polar, línea que separa el aire frío y seco procedente de los Polos del aire más cálido y húmedo de la zona de los Oestes predominantes. Es en esta latitud donde se forman la mayoría de las perturbaciones que afectan a nuestro país. Es una zona con un equilibrio muy inestable, porque si los anticiclones subtropicales avanzan hacia el norte pueden llegar a interrumpir los vientos del Oeste y la llegada de las borrascas, con lo cual se establecen períodos secos; o si el frente polar desciende de latitud alcanzándonos, nos encontraremos con períodos muy fríos y variabilidad de precipitaciones. Además, las grandes diferencias de temperatura y la fuerza de Coriolis, que en altura actúa con mayor eficacia, provocan un fuerte viento de componente oeste conocido como corriente en chorro. Actúan a modo de "grandes ríos" por donde circula el aire a gran velocidad, superando los 300 kilómetros por hora. La corriente situada en nuestras latitudes se encuentra a una altura de 5.000 metros y es utilizada a veces por
  • 17. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica los aviones comerciales en su viaje desde América hacia Europa para ahorrar combustible. La corriente subtropical, situada a unos 30º en cada hemisferio, discurre a una altitud entre 9.000 y 10.000 metros. Son precisamente las trayectorias marcadas por la corriente en chorro las que definen en superficie las trayectorias de las borrascas. Las latitudes reseñadas varían un poco con el balanceo anual que marcan las estaciones. Podemos definir, pues, para el conjunto del planeta, una serie de altas y bajas presiones a las que llamaremos centros de acción ya que son responsables de los tipos de tiempo que actúan en un determinado clima zonal. Estos centros de acción son: las bajas presiones ecuatoriales, las altas presiones subtropicales que por su estabilidad tienen nombre: como los anticiclones de la Azores, Hawai, Índico, del Pacífico Sur o del Atlántico Sur; las bajas presiones polares del frente polar; y las altas presiones polares, que también tienen nombre, como los anticiclones ártico, antártico, canadiense o siberiano (ver Figura 4.15). Figura 4.15. Distribución de altas y bajas presiones en el mes de Enero Estos centros de acción no son estáticos y se desplazan de norte a sur en verano y en invierno, con el desplazamiento aparente del Sol, modificando su extensión y latitud, hasta llegar a desaparecer; como en el caso de los anticiclones térmicos, o incluso llegar a aparecer otros más pequeños y secundarios. (ver Figura 4.16, para la distribución de presiones en Julio). Los centros de acción de las bajas presiones no suelen tener nombre, por su carácter temporal, salvo los huracanes o las regiones en las que aparecen borrascas de forma permanente, como la borrasca de Islandia. Existen, además, otros centros de acción secundarios que afectan a lugares concretos y en determinadas estaciones, y que provocan tipos de tiempo específicos, como las borrascas la del mar de Liguria o la de Sonora. A España, por ejemplo, la afectan las bajas presiones saharianas en verano, que provocan calima de calor, o la depresión
  • 18. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica Figura 4.16. Distribución de altas y bajas presiones en el mes de Julio del mar de Liguria en otoño, que alimenta las lluvias torrenciales y las gotas frías, o los anticiclones térmicos que aparecen en el centro de la península en invierno y generan tiempo estable, seco, soleado y frío. Así, como resumen de la circulación general se pueden indicar las siguientes características: 1. Ausencia de componente general de vientos en las proximidades del Ecuador 2. Entre los 7 y los 30º de latitud, vientos del este de carácter anticiclónico (vientos alisios) 3. Entre los 30 y 40º de latitud, vientos del oeste, unas veces anticiclónicos y otras borrascosos 4. Entre 40 y 60º de latitud, vientos generalmente del oeste(algunas veces del este, en el borde superior de las borrascas secundarias) y siempre de carácter borrascoso 5. Entre 60 y 75º de latitud vientos del este, del borde superior de las borrascas dinámicas. 6. En latitudes más elevadas, calmas polares. Este esquema se ve modificado por las siguientes circustancias: 1. En verano las borrascas y anticiclones dinámicos se desplazan a latitudes más elevadas, subiendo unos 10º en latitud. Esta modificación tiene una importancia trascendental para la península ibérica: las zonas situadas entre
  • 19. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica los 30 y 40º de latitud tienen en verano una componente de vientos del E anticiclónicos. 2. El desigual reparto de tierras y mares origina la aparición de borrascas y anticliclones térmicos. Las primeras causan la inestabilidad convectiva y afecta al centro de los continentes en la época de temperaturas más altas. Las segundas aparecen también en el centro de los continentes, en latitudes elevadas y en invierno: el aire frío, pegado al suelo, constituye un obstáculo que, con su carácter de divergencia, impide, por ejemplo, el paso normal de las borrascas extratropicales. 3. Cuando en zonas relativamente bajas de latitud existen tierras elevadas próximas al mar, ellas se enfrían más que este en invierno y se calientan mucho más en verano. Surgen así los monzones: en verano, la tierra actúa como centro de bajas, el monzón sopla de mar a tierra y es húmedo; en invierno, el monzón sopla de tierra a mar y es seco 4.4.- VIENTOS LOCALES La naturaleza del flujo atmosférico se ve modificada de sus trayectorias teóricas por todas las variaciones que tiene la superficie terrestre: discontinuidades océano-tierra, diferencias de altitud, bosques, ciudades, etc.; provocando la existencia de los vientos locales, que aunque no suelen afectar a grandes extensiones de terreno, suelen ser más predominantes en ciertas zonas que el flujo general. Entre los más importantes están: 1. Brisa de montaña y de valle En las cercanías de los sistemas montañosos se observa en el transcurso de las noches claras, como el aire se mueve a lo largo de las pendientes de las colinas mas escarpadas y desciende hacia los valles donde continúa moviéndose hasta los llanos. Este viento se llama brisa de montaña o viento catabático. Este fenómeno se produce porque en las horas nocturnas el aire cercano al suelo se enfría por irradiación, volviéndose más denso que el aire que le rodea; entonces la gravedad le obliga a descender por la pendiente del terreno, en dirección al valle, refrescando su temperatura. En general suele ser débil, pero si la pendiente es fuerte y lisa (como sucede cuando el suelo se encuentra cubierto de hielo o nieve) o si el valle encauza el viento, puede alcanzar fuerza considerable. Durante el día, en especial si son calurosos, se establece el movimiento contrario, la brisa de valle o viento anabático, estableciéndose un flujo ascendente por la pendiente de las montañas. Esta brisa suele ser débil, aunque en los días muy calurosos se refuerza y llega a formar movimientos de inestabilidad convectivos con la formación de pequeños cúmulos. 2. Brisa de tierra y de mar Al viento que se establece en las zonas costeras entre la tierra y el mar se le conoce con el nombre de brisa de tierra o de mar, según de donde proceda el aire. En las proximidades de las costas, frecuentemente al final de la mañana, se establece un viento que sopla del mar, alcanza su máxima intensidad al comienzo de la tarde para ir disminuyendo progresivamente y finalizar al anochecer. Es la brisa de mar, su intensidad es mayor en los días calurosos y refresca las zonas próximas a la costa. La causa básica de este movimiento del aire es el diferente calentamiento causado por la radiación solar, que hace que suba con más rapidez la temperatura en la superficie de la tierra que en la del mar. Esto provoca que el aire más cercano al suelo se
  • 20. Edafología y Climatología Forestal. Tema 4.- Dinámica atmosférica caliente con facilidad, se inestabilice y tienda a elevarse; por tanto se crea un vacío en superficie, que será llenado por el aire más fresco y mas denso procedente del mar. Durante la noche se establece un flujo en dirección contraria al anterior, debido al mas rápido enfriamiento de la superficie terrestre, es la brisa de tierra; generalmente más débil que la de mar, ya que las diferencias de temperaturas establecidas son menores.que durante el día. Figura 4.17. Brisa de tierra y de mar