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TEMA 6: CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA
• Objetivo
Describir la circulación general de la atmósfera y comparar el patrón de circulación de los vientos
real con aquel que resulta del modelo teórico.
• Contenido
6.1) Introducción
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera
6.3) Modelo de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de una sola celda
6.3.2) Modelo de tres celdas
6.4) Patrón de circulación observado realmente
6.4.1) Distribución real de vientos en superficie
6.4.2) Patrón de circulación real en altura
TEMA 6: CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA
• Objetivo
Describir la circulación general de la atmósfera y comparar el patrón de circulación de los vientos
observado con aquel que se obtiene del modelo de tres celdas.
• Contenido
6.1) Introducción
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera
6.3) Modelo de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de una sola celda
6.3.2) Modelo de tres celdas
6.4) Patrón de circulación observado realmente
6.4.1) Distribución real de vientos en superficie
6.4.2) Patrón de circulación real en altura
6.1) Introducción
• Tema 4: a nivel global existe un balance de energía en el
tope de la atmósfera. Sin embargo, tal balance no se
cumple a nivel latitudinal.
• En promedio anual, las latitudes tropicales reciben más
energía en forma de radiación solar que la que pierden en
forma de radiación de onda larga. Lo opuesto ocurre en
latitudes altas.
• Sin embargo, no se observa la existencia de un
calentamiento progresivo de los trópicos, ni un
enfriamiento gradual de los polos.
Balance neto de energía en el tope de la atmósfera. Línea amarilla
(roja): cantidad de energía en forma de radiación solar (de onda
larga) que llega (sale) al (del) tope de la atmósfera.
• Esto es así gracias a la existencia de una circulación
general de la atmosfera (CGA) que se encarga de
transporta el exceso de calor de los trópicos hacia el polo.
6.1) Introducción
• Circulación general de la atmósfera: flujo medio global
promediado durante un largo periodo de tiempo.
Funciones:
• Transportar calor de los trópicos hacia los polos.
• Transportar vapor de agua (definiendo las regiones de
precipitación y creando así diferentes zonas climáticas)
• Factores de los que depende la circulación:
•
•
•
•
Balance neto de energía en el tope de la atmósfera. Línea amarilla
(roja): cantidad de energía en forma de radiación solar (de onda
larga) que llega (sale) al (del) tope de la atmósfera.
Calentamiento diferencial entre los polos y el ecuador
Rotación del planeta
Topografía
Dinámica de movimiento de los fluidos geofísicos.
• El principal motor de la circulación general de la
atmósfera es el calentamiento diferencial existente entre
los polos y el ecuador.
• Objetivo
Describir la circulación general de la atmósfera y comparar el patrón de circulación de los vientos
observado con aquel que se obtiene del modelo de tres celdas.
• Contenido
6.1) Introducción
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera
6.3) Modelo de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de una sola celda
6.3.2) Modelo de tres celdas
6.4) Patrón de circulación observado realmente
6.4.1) Distribución real de vientos en superficie
6.4.2) Patrón de circulación real en altura
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la
atmósfera
• Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera


 

DU
1
   P 
2

U
gk  Fr






Dt

fuerza
fuerza
fuerza


 Coriolis
gravedad
rozamiento
fuerza
gradiente
presiones

U  u , v, w
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la
atmósfera
• Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera


 


DU
1
   P 
2

U
gk  Fr




U


Dt

fuerza
fuerza
fuerza


 Coriolis
gravedad
fuerza
gradiente
presiones
 u , v, w
rozamiento
• Fuerza del gradiente de presiones (FGP): se origina como consecuencia de la diferencia de presiones
existente entre dos puntos.
• es proporcional al gradiente de presión
• inversamente proporcional a la densidad
•
•
Cuando mas apretadas están las isobaras 
mayor es grad P  mayor es el FGP 
mayor es la intensidad del viento
Si grad P =cte con la altura  FGP aumenta
con la altura porque la densidad disminuye.

1 
1  P P P 

FFGP   P   
,
,

  x y z 
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la
atmósfera
• Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera


 

DU
1
   P 
2

U
gk  Fr






Dt

fuerza
fuerza
fuerza


 Coriolis
gravedad
rozamiento

U  u , v, w
fuerza
gradiente
presiones
• Fuerza de Coriolis (Fco): aparece en aquellas parcelas de aire que se encuentran en movimiento en la
atmósfera y es consecuencia de la rotación del planeta.
• es proporcional a la velocidad de rotación de la Tierra y a la velocidad de las parcelas de aire
• Actúa sobre cuerpos en movimiento
• Desvía las parcelas de aire hacia la derecha (izquierda)

 
FCO  2    U 
con respecto a su dirección de desplazamiento en el
hemisferio norte (sur).
 2w  cos   v  sen , u  sen ,u  cos  
• El efecto de la fuerza de Coriolis varía también según la
escala espacial y temporal de movimiento, es decir, no en
todos los fenómenos atmosféricos la Fco adquiere importancia.
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la
atmósfera
• Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera
La fuerza de Coriolis actúa
sobre cuerpos en movimiento,
pero su efecto varía con la
escala temporal y espacial.
Una estimación de su
magnitud se obtiene
comparando el tiempo de vida
del fenómeno con el periodo
de rotación planetaria (24hrs).
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la
atmósfera
• Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera


 

DU
1
   P 
2

U
gk  Fr






Dt

fuerza
fuerza
fuerza


 Coriolis
gravedad
rozamiento

U  u , v, w
fuerza
gradiente
presiones
• Fuerza de rozamiento (Fr): esta fuerza adquiere importancia cuando el aire se mueve dentro
de la capa límite (primeros 1000 ó 1500 m de altura) y está asociada al rozamiento del aire con
la topografía. Tiende a reducir la intensidad del viento.
• Fuerza de la gravedad (Fg): esta fuerza sólo aparece en la dirección vertical y está asociada al
peso de la parcela de aire.
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la
atmósfera
• Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera
 du
1 P



 2w  cos   2v  sen  Frx
 dt
 x

dv
1 P




 2usen  Fry

dt


y

dw
1 P




 2u cos   g  Frz

dt


z

Aproximaciones:
w  u, v Frz : despreciable g  u
 du
1 P
 dt     x  2v  sen  Frx

1 P
 dv
 
 2usen  Fry

dt


y

1 P


 g



z

Ecuaciones de movimiento
en la atmósfera
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la
atmósfera
• Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera
• Consideremos las ecuaciones de movimiento horizontal y supongamos que nos encontramos por
encima de la capa límite ( Fr despreciable)
 du
1 P
 dt     x  2v  sen  Frx

1 P
 dv
 
 2usen  Fry

dt


y

1 P


 g



z

• Si
du
dv
 0;  0 
dt
dt
1 P

f x
1 P
ug  

f y
vg 
1
P 1 P



2sen x f x
1
P
1 P
ug  



2usen y
f y
vg 
Viento geostrófico
du
1 P
 
 2v  sen
dt
 x
dv
1 P
 
 2usen
dt
 y
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la
atmósfera
• Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera
• Consideremos las ecuaciones de movimiento horizontal y supongamos que nos encontramos por
encima de la capa límite ( Fr despreciable)
• En aquellos casos en los que
du
dv
 0;  0  Viento geostrófico
dt
dt
1 P

f y
1 P
vg 

f x
ug  
• Su intensidad es proporcional al gradiente de presiones e inversamente proporcional a la densidad.
• Supongamos el caso de la atmósfera. En ella, la densidad disminuye con la altura, por lo que si suponemos que un gradiente de
presiones constante con la altura, la intensidad del viento gesotrófico aumentaría conforme ascendemos en la atmósfera.
• Es paralelo a las isobaras.
En el caso de isobaras rectas
Pero si las isobaras son curvas?
Si las isobaras son curvas:
• El viento también es paralelo a las isobaras
• Es un viento acelerado (su módulo es constante pero su
dirección no, existe aceleración)
• En este caso hablamos de viento de gradiente
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la
atmósfera
• Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera
• ¿Qué pasa si nos encontramos dentro de la capa límite?
• La fuerza de rozamiento ya no podemos despreciarla
• El rozamiento con la topografía debilita la intensidad del viento
• El viento ya no se mueve paralelo a las isobaras sino que las corta
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la
atmósfera
• Teorema del espesor
El espesor (Z2 - Z1) entre dos superficies de presión constante (P2 y P1) es proporcional a la temperatura promedio (T)
de la columna vertical de aire que se encuentra entre las dos superficies de presión constante.
P
 ln  1
g
 P2
Z 2  Z 1   RT



A mayor T  mayor (Z2 - Z1)
Aplicado al caso de la atmósfera, como la temperatura promedio de la
columna vertical de aire es mayor en el ecuador que en los polos,
el espesor de la columna de aire (Z2 - Z1) situado entre las superficies
de presión constante (P2 y P1) es mayor en el trópico.
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la
atmósfera
• Teorema del espesor
El espesor (Z2 - Z1) entre dos superficies de presión constante (P2 y P1) es proporcional a la temperatura promedio (T)
de la columna vertical de aire que se encuentra entre las dos superficies de presión constante.
P
 ln  1
g
 P2
Z 2  Z 1   RT



A mayor T  mayor (Z2 - Z1)
Considerando un nivel de altura z=constante, la presión en PA > PB.
Ese gradiente meridional de presiones que se establece como consecuencia
de la diferencia de temperaturas entre el polo y el ecuador induce un
flujo de aire de la zona de mayor presión (PA) a la de menor (PB).
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la
atmósfera
• Densidad en la atmósfera
• La densidad de los fluidos depende de la
presión y de la temperatura:
• Si aumenta P  aumenta la densidad
• Si aumenta T  disminuye la densidad
• En el caso de la atmósfera, si la densidad sólo
dependiera de P  sería completamente estable
porque la P disminuye con la altura.
• Pero como también depende de T, y T disminuye
con la altura, podemos encontrarnos capas más
densas por encima de otras menos densas. Esta
configuración es inestable y propicia la
existencia de movimientos de ascenso y
descenso de las parcelas de aire en la atmósfera.
• Objetivo
Describir la circulación general de la atmósfera y comparar el patrón de circulación de los vientos
observado con aquel que se obtiene del modelo de tres celdas.
• Contenido
6.1) Introducción
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de una sola celda
6.3.2) Modelo de tres celdas
6.4) Patrón de circulación observado realmente
6.4.1) Distribución real de vientos en superficie
6.4.2) Patrón de circulación real en altura
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de una sola celda
Hipótesis de partida
1.
Asume la Tierra como un planeta uniforme cubierto de
agua en el que no existen continentes (no existe un
calentamiento diferencial entre la superficie y los océanos).
2. No existe una inclinación del eje de la Tierra (la radiación
llega perpendicularmente al ecuador y no existen variaciones
estacionales en los vientos)
3. La Tierra no rota  La única fuerza que genera
movimiento a nivel horizontal (movimiento paralelo a la
superficie del planeta) es la fuerza del gradiente de
presiones.
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de una sola celda
Hipótesis de partida
1.
Asume la Tierra como un planeta uniforme cubierto de
agua en el que no existen continentes (no existe un
calentamiento diferencial entre la superficie y los océanos).
2. No existe una inclinación del eje de la Tierra (la radiación
llega perpendicularmente al ecuador y no existen variaciones
estacionales en los vientos)
3. La Tierra no rota  La única fuerza que genera
movimiento a nivel horizontal (movimiento paralelo a la
superficie del planeta) es la fuerza del gradiente de
presiones.
Resultado:
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de una sola celda
Resultado:
1.
La circulación general está descrita por la existencia de una única celda en
cada hemisferio (celda de Hadley).
2.
Es una celda térmicamente directa porque los ascensos de aire se producen
en la región más cálida (ecuador) y los descensos en la mas fría (polos).
3.
El calentamiento diferencial existente entre los polos y el ecuador genera la
aparición de un gradiente meridional de presiones en niveles altos (Teorema
del espesor).
4.
Tal gradiente induce un flujo de aire desde la zonas de presión más alta a la
de menor (es decir, desde el ecuador hacia el polo).
•
•
•
5.
El calentamiento excesivo del ecuador junto con la divergencia en altura sobre el mismo
genera la aparición de un cinturón de bajas presiones sobre esta región  ascensos de
aire.
El aire cálido que se mueve hacia los polos, conforme se va acercando a los mismos se
va enfriando.
La convergencia de los vientos en altura en el polo y el consiguiente descenso de aire,
genera una región de altas presiones sobre el polo.
En respuesta al gradiente horizontal de presiones existente en superficie
entre el polo y el ecuador, se establece un flujo de aire desde los polos hacia
el ecuador.
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de una sola celda
Resultado:
• Esta circulación tan simple no existe en la atmósfera real por una razón,
la tierra rota.
•
•
•
•
•
La fuerza de Coriolis asociada a rotación de la tierra desvía a las parcelas de aire de su
movimiento, hacia la derecha en el hemisferio norte, y hacia la izquierda en el hemisferio
sur.
En ambos hemisferios se estarían generando en superficie vientos del este (es decir, se
desplazan del este hacia el oeste), en dirección opuesta al sentido de rotación de la tierra.
Si esto fuera así, la fricción de los vientos con el suelo frenaría la velocidad de rotación
del planeta.
Sin embargo, sabemos que la rotación de la tierra en realidad permanece constante.
Por otro lado, en latitudes medias los vientos en superficie tienden a prevalecer del oeste
(se desplazan hacia el este), al contrario de lo que indica el modelo.
• Estas observaciones (los vientos en superficie y constancia en la
velocidad de rotación) sugieren que este modelo no es el apropiado para
planeta con rotación.
• Objetivo
Describir la circulación general de la atmósfera y comparar el patrón de circulación de los vientos
observado con aquel que se obtiene del modelo de tres celdas.
• Contenido
6.1) Introducción
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de una sola celda
6.3.2) Modelo de tres celdas
6.4) Patrón de circulación observado realmente
6.4.1) Distribución real de vientos en superficie
6.4.2) Patrón de circulación real en altura
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de tres celdas
Hipótesis de partida
1.
Asume la Tierra como un planeta uniforme cubierto de
agua en el que no existen continentes (no existe un
calentamiento diferencial entre la superficie y los océanos).
2. No existe una inclinación del eje de la Tierra (la radiación
llega perpendicularmente al ecuador y no existen variaciones
estacionales en los vientos)
3. La Tierra SI rota  La fuerza que genera movimiento a
nivel horizontal es la fuerza del gradiente de presiones.
Ni bien empiecen a desplazarse las parcelas de aire, la
fuerza de Coriolis va a desviar las parcelas de aire hacia
la derecha (izquierda) en el HN (HS).
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de tres celdas
Hipótesis de partida
1.
Asume la Tierra como un planeta uniforme cubierto de
agua en el que no existen continentes (no existe un
calentamiento diferencial entre la superficie y los océanos).
2. No existe una inclinación del eje de la Tierra (la radiación
llega perpendicularmente al ecuador y no existen variaciones
estacionales en los vientos)
3. La Tierra SI rota  La fuerza que genera movimiento a
nivel horizontal es la fuerza del gradiente de presiones.
Ni bien empiecen a desplazarse las parcelas de aire, la
fuerza de Coriolis va a desviar las parcelas de aire hacia
la derecha (izquierda) en el HN (HS).
Resultado:
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de tres celdas
Resultados:
1. Como consecuencia de la rotación del planeta: la celda de
Hadley obtenida en el modelo de una celda ahora se divide en
tres:
• Celda de Hadley (sobre el trópico)
• Celda de Ferrel (sobre latitudes medias)
• Celda polar (sobre los polos).
2. Similitudes con el modelo anterior:
• Ecuador: sigue apareciendo una banda de bajas presiones
• Polos: siguen apareciendo altas presiones.
Resultado:
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de tres celdas
Resultados:
• Desde el ecuador hasta los 30º se desarrolla la celda de Hadley (una en cada
hemisferio). En esta zona el aire está caliente y el gradiente de presiones es
pequeño.
• El aire caliente asciende y el vapor de agua que lleva consigo condensa,
librando grandes cantidades de calor latente.
• Ese flujo de calor es absorbido por el entono, calentándole y caracterizándole
de una mayor flotabilidad. De esta manera se le proporciona energía a la
celda de Hadley.
• Este aire ascendente llega hasta la tropopausa, la cuál actúa como barrera y
le obliga de moverse meridionalmente hacia los polos (una parte del aire se
desplaza hacia el polo norte y otra hacia el sur).
• Sobre la franja ecuatorial se forma un cinturón de bajas presiones
• La fuerza de Coriolis desvía el flujo que se mueve hacia el polo hacia la
derecha (izquierda) en el HN (HS) proporcionando vientos del oeste en
ambos hemisferios en altura.
• Conforme el aire se mueve hacia los polos, se enfría por pérdida de radiación
IR y aproximadamente a los 30º de latitud se encuentra con una zona de
convergencia. Esta convergencia de aire en altura, genera subsidencia, un
incremento de la presión y divergencia en superficie.  cinturones de altas
presiones subtropicales
Resultado:
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de tres celdas
Resultados:
• Conforme ese aire seco converge (30º de latitud) y desciende, se va
calentando por compresión adiabática.
• Estas regiones de subsidencia están asociadas a zonas de cielos claros, donde
prácticamente no llueve y dónde la superficie se calienta bastante. A estas
regiones de subsidencia se suelen asociar los desiertos (por ejemplo: el
Sahara).
• Desde los cinturones de altas presiones en superficie, parte del aire retorna
hacia el ecuador (siendo desviado por Coriolis y dando lugar a los vientos
del este o aliseos de latitudes tropicales) y otra parte se desplaza hacia los
polos (siendo también desviado por Coriolis y dando lugar a la aparición de
vientos del oeste en latitudes medias).
• La convergencia de los vientos aliseos en el ecuador genera la zona de
convergencia intertropical (ITCZ).
• Conforme el aire en superficie se desplaza hacia los polos en la celda de
Ferrel, llega un momento en el que se encuentra con el aire que proviene de
los polos y se desplaza hacia el ecuador (de la celda polar). Estas dos masas
de aire con un gran contraste de temperaturas no se llegan a mezclar
realmente. Están separadas por un frente polar.
Resultado:
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de tres celdas
Resultados:
• Parte del aire que asciende, en niveles altos se desplaza hacia el sur
siguiendo la celda de Ferrel hasta llegar a la zona de los 30º de latitud donde
al converger con el aire que procede de la celda de Hadley, empieza a
descender.
• En este modelo, la celda de Ferrel es una celda indirecta porque los ascensos
se producen en la zona más fría y los descensos en la zona más cálida.
• A su vez, el aire que viene en superficie desde los polos a la zona de los 60º
es desviado por la fuerza de Coriolis volviendo a generar vientos del este en
superficie.
• La parte del aire que se mueve por encima del frente polar también es
desviada por Coriolis generando vientos del oeste en latitudes altas (mayores
60º) y en altura. Cuando este aire llega al polo, converge, desciende y vuelve
hacia el frente polar en superficie cerrando la celda de Hadley.
Resultado:
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de tres celdas
En resumen: como consecuencia de este modelo
de circulación lo que tendríamos que, en
superficie:
• Dos áreas de altas presiones (30º, 90º) y otras dos de bajas presiones (0º,
60º).
• Los vientos del este en superficie (aliseos) se extienden por todas las
latitudes tropicales.
• Los vientos del oeste predominan en latitudes medias.
• Detrás del frente polar tendríamos los vientos del este polares.
Resultado:
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
La Figura ilustra la posición promedio de los jet streams, la tropopausa y circulación general
durante el invierno del hemisferio norte. Jet streams localizados en la tropopausa, uno a los
13km de altura cerca de los 30º de latitud (jet subtropical), y otro a los 10km de altura cerca
de los 60º de latitud (jet subplolar).
Jet streams polar (azul) y subtropical (naranja)
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de tres celdas
¿Cuán bueno es este modelo comparado
con las observaciones?
• Objetivo
Describir la circulación general de la atmósfera y comparar el patrón de circulación de los vientos
observado con aquel que se obtiene del modelo de tres celdas.
• Contenido
6.1) Introducción
6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera
6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera
6.3.1) Modelo de una sola celda
6.3.2) Modelo de tres celdas
6.4) Patrón de circulación observado realmente
6.4.1) Distribución real de vientos en superficie
6.4.2) Patrón de circulación real en altura
6.4) Patrones de circulación observados realmente
Enero
Este modelo concuerda bastante con la distribución
de vientos y presiones en superficie.
Julio
Sea level pressure distribution and Surface wind flow patterns
6.4) Patrones de circulación observados realmente
Enero
Sistemas semipermanentes
Estos anticiclones se desarrollan en
respuesta a la convergencia de aire en
altura de la celda de Hadley y de Ferrel
Julio
Como giran en sentido horario vamos a
encontrar vientos del este en latitudes
tropicales y del oeste en las medias.
Sea level pressure distribution and Surface wind flow patterns
6.4) Patrones de circulación observados realmente
Enero
Sistemas semipermanentes
Estos anticiclones se desarrollan en
respuesta a la convergencia de aire en
altura de la celda de Hadley y de Ferrel
Julio
Como giran en sentido antihorario vamos
a encontrar vientos del este en latitudes
tropicales y del oeste en las medias.
Sea level pressure distribution and Surface wind flow patterns
6.4) Patrones de circulación observados realmente
Enero
Donde se esperaría encontrar el frente
polar (entre los 40º y 65º de latitud), hay
dos bajas subpolares semipermanentes,
una en el atlántico norte (baja de Islandia)
y otra sobre el golfo de Alaska y el mar
de Bering, cerca de las Aleutianas en el
pacífico norte (baja de las Aleutianas).
Julio
Sea level pressure distribution and Surface wind flow patterns
6.4) Patrones de circulación observados realmente
Sobre Asia, hay un gran anticiclón térmico
llamado anticiclón de Siberia, el cuál se forma
como consecuencia de un intenso enfriamiento de
la superficie.
Enero
A medida que el verano se acerca, el
calentamiento de la superficie continental hace
que el anticiclón continental de invierno se vaya
debilitando (cielos despejados con una radiación
solar incidente que conforme nos vamos
acercando al verano va aumentando y calentando
la superficie). Ese debilitamiento es tal que
conforme llega el verano va apareciendo una baja
térmica.
Julio
Sea level pressure distribution and Surface wind flow patterns
Éste es el caso también de la baja al suroeste de
Estados Unidos que aparece en julio.
6.4) Patrones de circulación observados realmente
Enero
El cinturón de bajas presiones que rodea el
ecuador (la ITCZ) se desplaza hacia el norte en
julio (verano del hemisferio norte) y hacia el sur
en enero (verano del hemisferio sur).
Julio
Sea level pressure distribution and Surface wind flow patterns
6.4) Patrones de circulación observados realmente
Enero
Julio
En niveles altos y en latitudes medias los vientos
generalmente soplan del oeste (viajan del oeste al
este). La celda de Ferrel, sin embargo, sugiere que
los vientos sean del este en altura (viajan del este al
oeste).
Influencia de los continentes en la circulación general