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DINÁMICA ATMOSFÉRICA.
DINÁMICA ATMOSFÉRICA.GUIÓN.
1)
INTRODUCCIÓN.
CONDENSACIÓN DEL AGUA (Concepto intuitivo)
2)
MOVIMIENTOS VERTICALES DE LA ATMÓSFERA.
3)
2.1.- Cambios adiabáticos.
2.2.- Gradientes verticales: GVT, GAS, GAH.
2.3.- Condiciones de estabilidad e inestabilidad atmosférica:
 Condiciones de inestabilidad o convección: “D”.
 Condiciones de estabilidad o subsidencia: “A”.
2.4.- Formas de condensación.
 Causa: Irradiación: Rocío, escarcha y nieblas.
 Causa: Ascensión adiabática: Nubes y lluvia, nieve y
granizo.

MOVIMIENTOS HORIZONTALES DE LA ATMÓSFERA: VIENTO.
Fuerza de Coriolis.
4)
ESQUEMA GENERAL DE LA CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA.
4.1.- Distribución de “A” y “D” en la Tierra.
4.2.- Frente polar.
4.3.- La corriente en chorro.
5)
FENÓMENOS ASOCIADOS A LA DINÁMICA ATMOSFÉRICA: PRECIPITACIONES.
Causas:
 Convectivas.
 Orográficas.
 Ciclones o frontales.
1.- INTRODUCCIÓN.
En este apartado vamos a tratar de los movimientos del aire en la troposfera, tanto
verticales como horizontales.
 La causa principal que determina la circulación general atmosférica es el
calentamiento desigual de la superficie de la Tierra, que es máximo en el ecuador y
mínimo en los polos. La mayor radiación solar que se produce en el ecuador calienta el
aire, lo eleva y crea una zona de baja presión. Para equilibrarla, el aire frío y más
pesado de los polos desciende hacia el ecuador por las capas bajas de la atmósfera.
 Otro factor que influye es la rotación de la Tierra sobre su eje, que provoca el efecto de
la aceleración de Coriolis: el aire que se desplaza desde los polos al ecuador se desvía
hacia la derecha en el hemisferio norte (al contrario en el hemisferio sur). Debido a
esto, se establecen en la Tierra varias circulaciones parciales, con zonas de altas
presiones permanentes y zonas de bajas presiones permanentes (pág 97 del libro
editex).
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DINÁMICA ATMOSFÉRICA.
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CONDENSACIÓN DEL AGUA (concepto intuitivo).Una de las consecuencias de los movimientos atmosféricos son las precipitaciones que van
asociadas a la variación de uno de los parámetros siguientes: humedad, presión, temperatura o
volumen del aire. Veamos cómo se produce la condensación de agua.
PRESIÓN. Sabemos que lo que hace el calor es comunicar energía a las moléculas, haciendo que estas
se muevan con más rapidez. Si tenemos un gas encerrado en un recipiente, el resultado de
golpeteo de las moléculas contra las paredes es la presión del gas encerrado. Cuanto más
calor le demos, más aumenta la presión del gas interior.
 Si aumentamos la presión, si comprimimos el gas apretando hacia dentro las paredes del
recipiente, el gas se calienta, porque a las moléculas les queda menos espacio donde
moverse y chocan entre sí y contra las paredes del recipiente más veces, surgiendo calor en
cada choque.
 Por el contrario, si disminuimos la presión a que está sometido un gas, haciendo que se
expanda o dilate, éste se enfría, pues al tener más espacio donde moverse las moléculas,
disminuye el número de choques.
 También se puede razonar de otro modo: si damos calor a un gas encerrado en un globo de
goma, el gas se dilata porque las moléculas, al tener mayor energía, empujan con más fuerza
contra las paredes, que ceden. Pero si obligamos al gas a dilatarse sin darle calor:
EXPANSIÓN ADIABÁTICA (estirando la goma del globo, en todas direcciones al mismo
tiempo), el gas gasta de su propia energía para dilatarse, consume su propio calor para hacer
que sus moléculas recorran el mayor espacio que ahora tienen libre y, en consecuencia , se
enfría.
HUMEDAD. Si el aire se enfría, aumenta su humedad relativa (pudiendo llegar a alcanzar el
100%) y queda saturado (ya no puede contener más vapor). Si seguimos enfriándolo,
le sobra parte del que tiene y este vapor sobrante se condensa en forma de
gotitas de agua, que reunidas en millones de millones forman la nube. Por esta causa
se empaña por fuera el vaso que contiene una bebida bien fría en un día caluroso, ya
que se enfría el aire de alrededor del vaso y deposita sobre él el vapor que entonces le
sobra. Esta razón explica el empañado de los cristales de las ventanas en invierno y de
que se empañen las gafas al entrar en un sitio cálido cuando hace frío en la calle y del
chorro de vapor que sale por la boca y nariz en una mañana de crudo invierno.
CONDENSACIÓN. Si el aire se ve obligado a elevarse se expande (se dilata) pues va encontrando
valores cada vez más bajos de presión atmosférica. Dicha expansión produce un
enfriamiento, progresivamente más intenso, hasta que el vapor que contiene es ya
saturante. Si sigue la elevación y el consiguiente enfriamiento, el vapor sobrante se
condensará y la nube aparecerá a nuestros ojos. La nube, en este caso, no es más que
la parte visible del aire que sube. Siempre, pues, que se vean nubes, puede pensarse
que hay aire que se está elevando. Para que haya lluvia, previamente ha de haber
nubes y el aire debe verse obligado a ascender los suficiente, por cualquier causa.
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DINÁMICA ATMOSFÉRICA.
2. MOVIMIENTOS VERTICALES DE LA ATMÓSFERA.
2.1.- CAMBIOS ADIABÁTICOS.Con el fin de simplificar el modelo:
1. Sólo estudiaremos los movimientos verticales de la atmósfera en un lugar localizado
geográficamente, prescindiendo de los movimientos horizontales entre las diferentes latitudes
y del movimiento de rotación terrestre.
2. Consideraremos que cuando una “burbuja de aire” se mueve verticalmente, lo hace como un
todo y mantiene su propia identidad térmica ( sistema aislado), ya que esta porción de aire
no intercambia calor con el aire circundante. Cerca de la superficie de la tierra esto no ocurre
a causa de la tendencia que tiene el aire a mezclar y modificar sus características por
movimiento lateral o turbulencias.
3. Cuando una “burbuja de aire” se mueve verticalmente hacia una zona colindante con ella,
pero sometida a distinta presión, se produce en esta porción de aire en movimiento un
cambio de volumen y de temperatura, realizado sin aumento ni disminución del calor
(cambio adiabático).
4. El aire se rige según la ecuación general de los gases perfectos, que dice:
P . V
K.T
= K
T
P=
V
P = presión
V = volumen
T = temperatura
K = constante de cada gas
En consecuencia, cuando una masa de aire se eleva hasta un nivel con menor presión se
produce un aumento de su volumen . Este proceso supone un trabajo y un consumo de
energía que reduce la cantidad de calor disponible por unidad de volumen y esto provoca
un descenso de la temperatura (al aumentar su volumen habrá una menor probabilidad
de choque entre sus partículas).
5. Si consideramos una unidad de masa de aire, la ley de los gases perfectos dice:
P=
.R.T
donde 
es la densidad del aire
En consecuencia, cuando aumenta la temperatura del aire a presión constante, disminuye su
densidad y al revés. En conclusión, el aire cálido es ligero y el frío más pesado.
2.2.- GRADIENTES VERTICALES.Podemos considerar ahora los cambios que se producen cuando se eleva una masa de
aire, con unas determinadas características de temperatura, densidad y humedad, fluyendo
como un sistema aislado entre la masa de aire colindante, que posee otras características.
El aire de la atmósfera (aire colindante), presenta un descenso real de la temperatura en
relación a la altura, tal como sería registrado por un observador que ascendiese en un globo. La
“velocidad de enfriamiento” se conoce como GRADIENTE VERTICAL DE TEMPERATURA (GVT) y,
suele ser de unos 0,65ºC/100 m (por cada 100 m de ascenso la temperatura desciende 0,65ºC).
Realmente, esta cantidad no es uniforme, sino que varía con la altura, la latitud, la estación, etc.
En ocasiones, podemos encontrar zonas dentro de la troposfera en las que la temperatura
aumenta con la altura en vez de disminuir. A este hecho se le denomina inversión térmica .
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DINÁMICA ATMOSFÉRICA.
Existe también el GRADIENTE ADIABÁTICO del aire SECO (GAS) y del aire HÚMEDO (GAH) ,
que se aplican a las masas de aire que se elevan moviéndose a través de aire que las rodea.
Cuando la masa de aire que asciende no produce condensación, entonces la energía
empleada en la expansión (baja la presión y aumenta el volumen), hará descender la
temperatura de toda la masa a una “velocidad” que se denomina “GRADIENTE ADIABÁTICO
DEL AIRE SECO” (GAS), que es siempre de 1ºC/100 m (valor constante).
Cuando a cierta altura, la disminución de la temperatura es suficiente (punto de rocío), el
vapor de agua se condensa (se forma una nube) y se libera una energía (calor de vaporización)
que provoca un enfriamiento más lento de la masa de aire ascendente. El gradiente adiabático
dependerá de la cantidad de agua que se condensa pero siempre es menor de uno (0,30,6ºC/100 m). La velocidad de enfriamiento en estas condiciones se conoce como “ GRADIENTE
ADIABÁTICO HÚMEDO” (GAH).
A medida que el aire pierde humedad el GAH va aumentando progresivamente, hasta
que se alcanzan de nuevo los valores del GAS.
En total pueden distinguirse tres gradientes distintos, uno de ellos estático y los otros dos
dinámicos. Está en primer lugar el gradiente vertical de temperatura (GVT), que es el
descenso real de temperatura en el ambiente con la altura y dos gradientes adiabáticos
dinámicos o velocidades de enfriamiento (GAS y GAH), que se aplican a porciones de aire
que se elevan moviéndose a través del aire que las rodea.
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DINÁMICA ATMOSFÉRICA.
2.3.- CONDICIONES DE ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICAS.
Vamos a ver ahora, qué condiciones hacen que la atmósfera esté estable o inestable, así
como sus consecuencias.
No hay que confundir la variación de la temperatura del aire ambiente o colindante
(GVT) con la variación de temperatura que sufre una misma masa de aire cuando asciende o
desciende (GAS).
 CONDICIONES DE INESTABILIDAD o CONVECCIÓN.Cuando una masa de aire, por la razón que sea, tiende a ascender; varia su temperatura de
acuerdo con el gradiente GAS. El ascenso se produce entre una masa aérea estática o
ambiental, cuyas variaciones térmicas verticales se corresponden con el GVT.
Si al elevarse la masa de aire alcanza una temperatura superior a la del ambiente, sigue
ascendiendo. El aire ascendente va a crear una especie de vacío en superficie que da lugar a un
área de bajas presiones, llamadas ciclones, depresiones o borrascas y una afluencia del
viento circundante que es atraído hacia el centro de la misma. En los mapas de tiempo se escribe
a manera de identificación una D, inicial de depresión, porque esta palabra empieza por D en la
mayor parte de los idiomas más usados.
El aire al ascender se enfría y el vapor de agua se condensa en nubes que van creciendo y
pueden dan lugar a precipitaciones.
Para que el ascenso sea posible se tiene que cumplir la relación GVT GAS o, lo que es lo
mismo, que el aire exterior se enfríe más deprisa (sea más denso) que el interior. En la
representación gráfica se observa que la línea que representa GVT está a la izquierda de la que
representa el GAS.
Altura (m)
GAS
GVT
Temperatura (ºC)
 CONDICIONES DE ESTABILIDAD o SUBSIDENCIA.Cuando una masa de aire frío tiende a descender hacia la superficie terrestre, va siendo
calentado en su caída y el agua que está condensada se va evaporando por lo que las nubes
van disminuyendo de tamaño.
Las masas de aire que descienden dan lugar a áreas de altas presiones, llamadas
anticiclones y despiden aire a nivel de la superficie, generando unos vientos que partirán desde
el centro hacia afuera, impidiendo la entrada de precipitaciones, con lo que el tiempo será seco
y soleado.
Hay dos situaciones de estabilidad:
 Que el GVT sea positivo y menor que el GAS : 0 GVT GAS (1) .- Se trata de una
situación de estabilidad atmosférica en la que no se producen movimientos verticales, al
enfriarse más rápidamente la masa ascendente que el aire del exterior.
 Que el GVT sea negativo : GVT 0 . En este caso nos encontramos con un fenómeno de
inversión térmica que forma nubes a ras del suelo (niebla), y que atrapa la
contaminación por subsidencia o aplastamiento contra la superficie.
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DINÁMICA ATMOSFÉRICA.
Altura (m)
GAS
GVT
GAS
GVT  0
P
Temperatura (ºC)
Por encima de “p” se detiene la ascensión.
2.4.- FORMAS DE CONDENSACIÓN.Para que se produzca la condensación es necesario que la humedad relativa del aire sea
del 100%, pero también que exista una superficie o partículas sólidas que actúen como núcleos de
condensación, sobre los cuales se puedan reunir las moléculas de agua en número suficiente para
formar pequeñas gotas.
Según cómo se produzca el enfriamiento del aire húmedo, la condensación puede ser por:
 Irradiación, debido al enfriamiento del suelo. El vapor se condensa sobre la superficie terrestre
más fría dando lugar al rocío (forma líquida) o la escarcha (forma sólida). Hay que señalar
que la escarcha se produce si la temperatura es menor de 0ºC por sublimación (el vapor de
agua pasa de gas a sólido sin pasar por el estado líquido).
Cuando la condensación se produce en un aire estable y en las capas más bajas de la
atmósfera en contacto con la superficie terrestre fría se originan las nieblas. Se diferencian de
las auténticas nubes en que el proceso de condensación procede del suelo.
 Ascensión adiabática: se debe al ascenso de las masas de aire y la consiguiente
disminución de presión. Cuando se alcanza el punto de rocío, se originan pequeñas gotas de
agua que se mantienen en suspensión formando las nubes o precipitan en forma de lluvia.
Cuando el aire saturado alcanza una temperatura menor de 0ºC, se forman cristales de hielo;
si es de forma ordenada y lenta da origen a la nieve, y si es desordenada y rápida, al granizo.
Cuando el peso de las gotas de agua, copos de nieve o granizo, es mayor que las corrientes
ascendentes que los mantienen en suspensión, se producen las precipitaciones.
3. MOVIMIENTOS HORIZONTALES DE LA ATMÓSFERA : VIENTO.
 Los anticiclones despiden aire, mientras que las borrascas lo absorben.
 El trasiego de aire (viento) no tiene lugar en línea recta, por el camino más corto, sino
que el viento escapa como contorneando las líneas isobaras, fluye encarrilado por las
isobaras hasta ir llenando la borrasca.
 En cuanto al sentido de la circulación, los vientos del hemisferio norte circulan
alrededor de los anticiclones en el mismo sentido en que se mueven las agujas del reloj,
haciéndolo en sentido contrario en las borrascas. En el hemisferio sur la circulación del
viento es al revés.
FUERZA DE CORIOLIS.- La razón de que los anticiclones suministren aire a las borrascas y
que este suministro no se haga en línea recta sino dando un rodeo, se debe a la fuerza de Coriolis.
Esta fuerza hace que todo cuerpo (incluido el aire, naturalmente) que se mueve paralelamente al
suelo se desvíe hacia la derecha de su trayectoria si está en el hemisferio norte y hacia la
izquierda si en el hemisferio sur.
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DINÁMICA ATMOSFÉRICA.
4. ESQUEMA GENERAL DE LA CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA.Sobre el ecuador, el aire recalentado por contacto con el suelo caliente se hace más
ligero y se eleva. Como no se puede acumular indefinidamente arriba, se dirige por los altos
niveles hacia los polos. A medida que camina hacia el polo sufre la acción desviadora de
Coriolis, encurvándose su trayectoria hacia su derecha en el hemisferio norte (HN). La desviación
es tan fuerte que, a unos 30 grados de latitud (Canarias, New Orleans, Porto Alegre.....), sigue ya el
aire una dirección oeste-este, soplando como viento de poniente. Al mismo tiempo, ya enfriado el
aire, va cayendo, y una vez en el suelo retorna al ecuador, siendo un viento del nordeste en el
HN.
En los polos ocurre lo contrario. Al acumularse en ellos aire frío y pesado, abandona el
casquete polar a ras del suelo. La fuerza de Coriolis lo convierte en viento del nordeste en el HN.
Cuando, a fuerza de alejarse del polo, se ha calentado lo suficiente, asciende, volviendo al polo
por arriba, como viento del sudoeste en el HN. Sobre el polo desciende y se cierra el ciclo.
Las regiones que despiden aire a nivel de la superficie se conocen como ANTICICLÓNICAS
y las que los succionan BORRASCAS. Así, y limitándonos al hemisferio norte, el esquema de los
movimientos generales de la atmósfera, desde el polo al ecuador, queda del siguiente modo:
4.1.- DISTRIBUCIÓN DE “A” y “D” EN LA TIERRA. Sobre el polo una zonas de ALTAS PRESIONES (anticiclón), puesto que el aire se acumula en él
bajando de las capas altas y sale expulsado por el suelo.
 Una zona de BAJAS PRESIONES (borrasca) situada aproximadamente a los 60º de latitud, a la
que acuden vientos polares del nordeste por un borde y vientos tropicales del sudoeste por el
borde opuesto.
 Alrededor del los 30º de latitud, una zona de ALTAS PRESIONES (anticiclones) que expulsan
vientos del sudoeste hacia las regiones templadas y del nordeste (los alisios) hacia la región
ecuatorial. Como se ve, los vientos de la zona templada tienen una marcada componente del
oeste y por eso la podemos llamar “zona de los ponientes”.
De la época del descubrimiento y colonización de América datan los alisios (anticiclón de
las Azores), bajo cuyo impulso iban las carabelas hasta las fabulosas Américas. Los
ponientes del Atlántico Norte permitían el regreso de las mismas.
 En la zona ecuatorial convergen los alisios del nordeste en el hemisferio septentrional (HN) y
los alisios del sudeste del hemisferios meridional (HS) en una “zona de convergencia
intertropical” (ZCIT). Es una zona sin vientos sobre la superficie terrestre, pero con fuertes
corrientes verticales ascendentes: zona de BAJAS PRESIONES ECUATORIALES.
4.2.- FRENTE POLAR.¿Qué ocurre en la zona intermedia situada entre el lugar donde baja al suelo el aire
procedente del ecuador y aquel donde sube a las capas altas el procedente del polo?. En el
borde que mira al polo, este aire se comporta como caliente, tendiendo a ascender (movimiento
favorecido por la corriente ascendente del aire polar que hay en ese borde). En el otro lado, en su
borde ecuatorial, se comporta como frío, que tiende a bajar (tendencia favorecida por la
corriente descendente de aire ecuatorial). Esto se resuelve en el HN con unos vientos del sur
(sudoeste por la desviación de Coriolis) a nivel de la superficie terrestre y unos vientos del norte por
las capas altas (a nivel de la estratosfera). Con tal distribución de vientos nos encontramos que en
la zona de ascendencia, los vientos de la zona templada transportan aire tropical y los que bajan
desde el polo, llevan aire polar. Ambas clases de aire chocan, con direcciones de viento
opuestas.
En la superficie de contacto entra ambas masas de aire se originan una serie de
perturbaciones en forma de grandes ondulaciones, que son el inicio de borrascas, constituidas por
una masa de aire frío anterior, otra de aire frío posterior y otra de aire cálido intermedio, separadas
por un frente frío y otro cálido. Un frente de aire es una frontera o “pared” donde dos masas de
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DINÁMICA ATMOSFÉRICA.
aire diferentes se ponen en contacto, de forma que de un lado al otro del frente, las propiedades
del aire cambian bruscamente
Si nos fijamos en un mapa meteorológico, veremos que cualquier borrasca tiene su frente
cálido y frío. El aire cálido, al sur de los frentes, constituye una sola “masa” más o menos
homogénea y lo mismo ocurre con el aire frío que queda al norte. Además, los dos frentes
asociados a una borrasca se enlazan a los de la borrasca siguiente y los de esta segunda a los de
otra que sigue detrás, de manera que forman un sólo frente, con trozos cálidos y fríos
sucesivamente alternados que, como si fuesen un cinturón, rodean el globo terrestre y penetran
en las latitudes medias. A este frente único se le conoce como “ frente polar”; a las masas que
separa, “masa tropical” a la más cálida y “masa polar” a la más fría.
Entre cada dos borrascas con sus frentes, hay un anticiclón o una cuña anticiclónica.
Sólo en teoría resulta el frente polar una línea continua como la de la figura, ya que esta
línea está rota porque hay trozos de frente que carecen totalmente de actividad (que es lo mismo
que si no existiesen). Este frente es el que determina el tiempo meteorológico en las latitudes
medias.
Cuando el aire frío se desplaza con más rapidez que el cálido, provoca la elevación de
éste y queda en las capas más bajas el aire frío: Oclusión del frente. En esta situación, las
borrascas se van debilitando y cuando el aire caliente superior se enfría y deja las últimas lluvias,
terminan por desaparecer, restaurándose el frente polar.
4.3.- LA CORRIENTE EN CHORRO (Jeat stream).La corriente en chorro es una corriente situada a unos 11.000 metros de altitud que se
origina en el límite superior de la troposfera. Existen dos corrientes en chorro en cada hemisferio,
una el chorro subtropical y otra, el chorro polar, debida ésta al contraste que se produce entre el
aire frío polar y el tropical cálido.
Al igual que el frente polar, la corriente en chorro sufre perturbaciones describiendo
grandes meandros denominados ondas de Rossby que originan núcleos de baja presión al norte y
núcleos de alta presión al sur, en las latitudes medias. Cuando algunos de estos meandros se
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DINÁMICA ATMOSFÉRICA.
estrangula, queda una gota de aire frío en latitudes más cálidas; se forma así la conocida gota
fría.
5.FENÓMENOS
PRECIPITACIONES.-
ASOCIADOS
A
LA
DINÁMICA
ATMOSFÉRICA:
Uno de los parámetros más importantes para definir un clima es la precipitación que se da
en una determinada región. Según el modo en que se efectúa la ascensión del aire, las
precipitaciones se clasifican en:
a)
CONVECTIVAS. Se producen cuando el aire asciende (movimientos verticales) por
diferencias de temperatura a causa de un calentamiento local (ascensión convectiva).
Para ello, el gradiente adiabático tiene que se menor que el gradiente vertical medio
de temperatura; entonces el aire inestable asciende espontáneamente y se forman
nubes de desarrollo vertical (cúmulos y cumulonimbos), que dan lugar a
precipitaciones tormentosas, acompañadas de granizo. Estas lluvias son propias de las
regiones tropicales y, en latitudes medias, ocasionan las típicas tormentas de verano.
b) OROGRÁFICAS. Ocurren cuando una masa de aire se mueve horizontalmente y al
encontrarse con una montaña, es obligada a ascender para salvarla (ascensión
orográfica). En un primer momento se produce un ascenso adiabático por expansión,
hasta alcanzar el nivel de condensación, a lo que sigue un ascenso higroadiabático,
que da lugar a la formación de grandes nubes estratificadas (estratocúmulos) en la
vertiente de barlovento, donde se producen las precipitaciones. Una vez llega a la
cumbre, la masa de aire ya desecada desciende por sotavento calentándose de
nuevo, según el gradiente adiabático seco. Este viento descendente cálido y seco se
denomina en el Tirol Foehn, y por extensión, el efecto foehn se refiere en general a este
fenómeno.
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DINÁMICA ATMOSFÉRICA.
c)
CICLÓNICAS o FRONTALES.- Surgen cuando dos masas de aire de características
distintas se ponen en contacto, como ocurre en la zona templada, donde converge
aire frío procedente del polo con aire cálido procedente del trópico
 Frente frío: se origina cuando el aire frío en su desplazamiento entra en contacto
con el aire cálido y al ser más denso se introduce bajo éste elevándose. La
superficie frontal es muy inclinada de modo que la condensación se efectúa en
forma de nubes de desarrollo vertical (cumulonimbos), que causan fuertes
chubascos y tormentas.
 Frente cálido: en este caso es el aire caliente el que choca contra el aire frío, pero
al ser más ligero se ve obligado a deslizarse sobre él siguiendo una superficie poco
inclinada. Esto da lugar a una condensación que origina nubes de desarrollo
horizontal, es decir, estratificadas: en las capas más bajas, estratos, que dan lugar a
precipitaciones débiles pero persistentes, y en las capas más altas, cirros, que no
originan precipitaciones.
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DINÁMICA ATMOSFÉRICA.
 Ocluido: se produce cuando el frente frío se desplaza con más rapidez que el
frente cálido y lo alcanza, provocando la elevación del aire caliente (oclusión) y
quedando en las capas más bajas el aire frío de los dos frentes. Cuando la masa de
aire frío del frente que avanza más rápido es menos fría que la del que va más
despacio, la oclusión es cálida; en caso contrario, la oclusión es fría. Las
precipitaciones son las asociadas a ambos frentes.
LA GOTA FRÍA.MAPA ISOBÁRICO (22- octubre 2000)
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DINÁMICA ATMOSFÉRICA.
Se trata de una borrasca de aire frío situada a gran altura, no reconocible en los mapas
meteorológicos de superficie, en donde existe una situación anticlónica. Se origina por ruptura de
las ondulaciones de la corriente en chorro, dejando así paso libre al aire polar que puede penetrar
hasta los 30-45 grados al sur en el hemisferio norte, quedando aislada una pequeña masa de aire
(proporcionalmente una “gota”) en medio de un océano de aire caliente (aire tropical).
Este área de baja presión en altura, al poco tiempo de su formación origina una depresión
en los niveles bajos, que ocupa la misma posición que la de altura. Entre ambas borrascas se
establece una enorme chimenea, casi completamente vertical, por donde asciende el aire cálido
superficial. Si la masa de aire ascendente está cargada de humedad causa grandes
precipitaciones (en invierno puede provocar copiosas nevadas).
EL CLIMA DE ESPAÑA.El clima de la península ibérica está dominado por el anticiclón subtropical de las Azores,
que asciende durante el verano y desciende en invierno.
Durante el invierno España se comporta como un continente, apareciendo un anticiclón
continental sobre la Península que da lugar a un intenso enfriamiento con heladas nocturnas e
impide la entrada de las lluvias, desviándolas a la cornisa cantábrica y al norte de Europa. Las
lluvias invernales son sólo posibles en los casos en los que la corriente del chorro favorezca una
circulación zonal intensa y que, mediante la acción de borrascas ondulatorias, se deshaga el
anticiclón.
Cuando la temperatura aumenta en primavera y en otoño, desaparece el anticiclón
continental, lo que permite la aparición de las precipitaciones.
En verano, el anticiclón de las Azores asciende y bloquea la entrada de precipitaciones en
la Península, desviándolas hacia la costa del norte de Europa. El anticiclón que afecta a nuestro
país durante la época estival es el de Africa, que nos envía un viento cálido y seco que produce
calimas al transportar arena del desierto del Sahara.
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