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Introducción a la meteorología de las latitudes medias
1 - Propiedades de la atmósfera.
La atmósfera es una mezcla de gases, 78% de nitrógeno, 21% de oxígeno, el 1%
restante compuesto de otros gases y vapor de agua. Un punto determinado de la
atmósfera posee siete propiedades. Cuatro son propias de la mezcla de gases:
-presión (p)
-temperatura (T)
-densidad
-humedad (el contenido de vapor de agua)
Tres son propias de su movimiento:
-la componente del movimiento en el sentido W-E, llamado u.
-la componente del movimiento en el sentido S-N, llamado v.
-la componente del movimiento en sentido vertical, llamado omega.
A los fines prácticos, convertiremos u y v en dirección y velocidad del viento.
2 - Campos vectoriales. Convergencia y divergencia. Compensación de Dine
Un fluido en movimiento (tal cual lo es el aire) puede analizarse matemáticamente
como un campo vectorial. Un campo vectorial es un plano en el cual todos sus
puntos tienen asociados un vector que representa la dirección y velocidad del
movimiento. Un campo vectorial tiene varias características cinemáticas, la más
importante para nuestro análisis es la divergencia.
La divergencia puede producirse por:
-separación de las líneas de corriente
-aceleración del fluido
En ambos casos, la divergencia produce un distanciamiento entre las moléculas
del fluido, lo que disminuye su presión y densidad.
Lo contrario de la divergencia es la convergencia, que se produce por:
-acercamiento de las líneas de corriente
-desaceleración del fluido
La convergencia provoca acercamiento entre las moléculas, lo que aumenta la
presión y la densidad del fluido.
El principio de compensación de Dine, dice que cuando hay convergencia en las
capas altas habrá aumento de presión, descenso de aire y divergencia en las
capas bajas. Cuando haya divergencia en las capas altas, habrá disminución de
presión, ascenso de aire y convergencia en las capas bajas.
3 - Circulaciones térmicas
El calentamiento producido por el sol dilata el aire y provoca un engrosamiento de
la atmósfera. Cuando ese calentamiento no es parejo en toda la superficie, donde
el calentamiento es mayor se forman áreas con mayor grosor. Las áreas de mayor
grosor tienen más presión a una determinada altura geométrica que las áreas con
menor grosor, lo que provoca una circulación de aire desde el mayor grosor hacia
el menor grosor, es decir divergencia en capas altas y convergencia en capas
bajas.
4 - Circulación general de la atmósfera
El sol calienta el aire más sobre las zonas cercanas al Ecuador que sobre las
zonas cercanas a los Polos. La atmósfera en el Ecuador se engrosa, la troposfera
alcanza unos 12 km de altura en el Ecuador y solo unos 8 km de altura en los
Polos. Esto genera una circulación térmica en gran escala, el aire en altura sobre
el Ecuador circulando hacia los Polos, esta divergencia en altura baja la presión en
superficie, lo que a su vez provoca convergencia de aire en superficie hacia el
Ecuador. La zona donde el aire asciende se denomina la Zona de Convergencia
Intertropical, es un cinturón nuboso y lluvioso semi continuo. A medida que el aire
se mueve en altura hacia el Polo se encuentra con diámetros menores por la
esfericidad de la Tierra, lo que provoca convergencia, el aire desciende
aumentando la presión en superficie y formándose el cinturón de anticiclones semi
permanentes (aproximadamente a los 30 ° de latitud). Una parte del flujo en altura
sigue su camino hacia el Polo. En superficie el aire circula desde los anticiclones
hacia el Ecuador (lo que repone el aire que ascendió) y hacia los Polos.
En el Polo el intenso frio hace que el aire sea muy denso, lo que aumente la
presión en superficie y forma las altas polares. El aire en superficie circula de
estas altas hacia el Ecuador, lo que provoca descenso del aire en altura que es
reemplazado por el aire que viene desde el Ecuador.
Aproximadamente a los 60° de latitud, en superficie el aire proveniente del cinturón
de anticiclones de los 30° (cálido) colisiona con el aire que viene de las altas
polares (frio), formándose un frente estacionario, semi continuo, llamado frente
polar. En el frente polar el contraste de temperaturas es alto, lo que se traduce en
importante diferencias de grosor (y por ende de presión en altura) de la atmosfera.
Este fuerte gradiente de presión en altura provoca un flujo de aire muy rápido,
denominado jetstream (o corriente en chorro). Sobre el frente polar y por las
ondulaciones N-S del jetstream, se forman los ciclones extratropicales, lo que
forma un cinturón de bajas, donde el aire asciende y se dirige en altura hacia el
Polo.
Es importante entender que siempre el flujo en altura es desde el Ecuador hacia
los Polos. En el caso del hemisferio S, la fuerza de Coriolis desvía hacia la
izquierda el flujo, lo que provoca que el viento en altura sea del W. En el
hemisferio N la fuerza de Coriolis desvía el flujo a la derecha, lo que determina
que el viento en altura sea también del W.
El espacio comprendido entre el cinturón de anticiclones semi permanentes y el
frente polar con su cinturón de ciclones extratropicales, se denomina “latitudes
medias”, y los fenómenos que ahí suceden son el objeto de este escrito.
5 - Movimiento horizontal en superficie. Viento geostrófico, supergeostrófico
y subgeostrófico.
El aire, empujado por la fuerza de gradiente de presión (la cual depende de la
distancia entre las isobaras), se mueve de las altas presiones (anticiclones) hacia
las bajas presiones (ciclones), siendo desviado por la fuerza de Coriolis. Cuando
la isobara es curva el aire, además de estar sometido a la fuerzas de gradiente de
presión y de Coriolis, sufre la acción de la fuerza centrífuga. El equilibrio entre la
fuerza de gradiente de presión, la fuerza de Coriolis y la fuerza centrífuga
determina que el aire se mueva en forma casi paralela a las isobaras.
Cuando la isobara es recta la fuerza centrífuga es cero, y el equilibrio entre la
fuerza de gradiente de presión y la fuerza de Corilis determina un viento
denominado geostrófico.
En las isobaras curvas alrededor de un anticiclón, la fuerza centrífuga empuja en
el mismo sentido que la fuerza de gradiente de presión, provocando (a un mismo
espaciamiento entre isobaras) una mayor velocidad del aire que en la condición de
equilibrio geostrofico. Este viento se denomina supergeostrofico.
En las isobaras curvas alrededor de una baja, la fuerza centrífuga empuja en
sentido contrario que la fuerza de gradiente de presión, provocando (a un mismo
espaciamiento entre isobaras) una menor velocidad del aire que en la condición
de equilibrio geostrofico. Este viento se denomina subgeostrofico.
6 - Movimiento horizontal en altura.
En altura se utilizan los contornos en lugar de las isobaras para analizar el
movimiento del aire. Las líneas de contorno unen puntos de igual altura para una
determinada presión del aire. La altura del contorno depende principalmente de la
temperatura del aire, por eso los contornos más altos están siempre del lado del
Ecuador y los más bajos del lado de los Polos. Un contorno más alto significa
mayor presión que uno más bajo (ya que a la misma altura geométrica el contorno
más alto tiene más milibares que el más bajo), con lo cual el aire en altura circula
de los contornos más altos hacia los más bajos, de N a S en el hemisferio S, y al
intervenir la fuerza de Coriolis y desviarlo a la izquierda, termina dando el viento
predominante del W en altura.
Cuña es la ondulación de los contornos en dirección a los polos, implica contornos
de mayor altura (y por ende de mayor presión) metiéndose en una zona de
contornos de menor altura (y por ende de menor presión), y en definitiva
constituyen una alta en altura.
Vaguada es la ondulación de los contornos en dirección al Ecuador, implica
contornos de menor altura (y por ende de menor presión) metiéndose en una zona
de contornos de mayor altura (y por ende de mayor presión), y en definitiva
constituyen una baja en altura.
Los vientos en altura son paralelos a las líneas de contorno. El tramo entre el
extremo N de la vaguada y el extremo S de la cuña se denomina delantera de
vaguada. En el extremo N de la vaguada el viento es subgeostrófico, ya que por la
curvatura del contorno el sentido de la fuerza centrífuga es contrario al de la fuerza
de gradiente de presión. En el extremo S de la cuña el viento es supergeostrófico,
ya que por la curvatura del contorno el sentido de la fuerza centrífuga es igual al
de la fuerza de gradiente de presión. Entre ambos extremos los contornos son
rectos y el viento es geostrófico. La transición de subgeostrófico a geostrofico y
luego a supergeostrófico significa que el flujo se acelera, lo que provoca
divergencia, con disminución de presión y ascenso de aire. En la delantera de
cuña sucede lo contrario, el viento pasa de supergeostrófico a geostrófico y luego
a subgeostrófico, lo que provoca convergencia, con aumento de presión y
descenso de aire.
7 - Advección. Atmósfera barotrópica y baroclínica.
La advección es el transporte horizontal de una magnitud física producido por el
viento. Lo que nos va a interesar para nuestro análisis es la advección de
temperatura.
En lugar de analizar la temperatura utilizando isotermas, que solo representan la
temperatura en un nivel determinado, es más conveniente utilizar las líneas de
espesor 1000-500. El espesor 1000-500 es la distancia vertical entre el nivel
donde al aire tiene una presión de 1000 mb y el nivel donde el aire tiene una
presión de 500 mb. El espesor depende exclusivamente de la temperatura de la
columna de aire, con las ventajas de que:
-muestra el estado térmico de la atmósfera desde el nivel del suelo hasta
aproximadamente los 5500 m de altura
-no posee variaciones diurnas por el calentamiento del sol, ya que el sol calienta
solo la capa inferior cercana al suelo y esto tiene poca influencia en el total de la
columna
Para cuantificar aproximadamente la advección se utilizan los solenoides de
advección. Un solenoide de advección es una figura geométrica de forma
cuadrada o romboidal, delimitada en dos lados opuestos por dos isobaras y en los
otros dos lados por dos líneas de espesor. La advección es mayor cuanto:
-menor es la distancia entre las isobaras (lo que significa que la fuerza de
gradiente de presión es mas fuerte y por lo tanto el viento es de mayor velocidad)
-menor es la distancia entre las líneas de espesor (lo que significa que es mayor el
gradiente térmico)
-más cercano a 90° es el ángulo entre las isobaras y las líneas de espesor, o sea
más cuadrado es el solenoide (lo que implica que el viento sopla en una dirección
más cercana a la del gradiente de temperatura)
La atmósfera es barotrópica cuando las líneas de espesor son paralelaso casi
paralelas a las isobaras, lo que implica que hay nula o poca adveccíon de
temperatura. Es baroclínica cuando las líneas de espesor cruzan las isobaras,
formando solenoides de advección y existiendo adveccíon de temperatura.
8 - Movimiento vertical. Anticiclones y bajas.
En superficie el aire circula de los anticiclones hacia las bajas, pero el anticiclón no
puede proveer aire ni las bajas recibirlo indefinidamente sin que la presiones se
equilibren y desparezca la circulación. El anticiclón para mantener la circulación
necesita aporte de aire, y este solo puede provenir de altura. De la misma forma la
baja necesita ventear todo el aire que recibe y solo puede hacerlo hacia arriba.
Entonces, el anticiclón es una zona donde hay descenso de aire, y la baja donde
hay ascenso de aire.
En la baja el aire asciende, y como tampoco puede acumularse indefinidamente
en altura, necesita distribuirse horizontalmente en altura para mantener la
circulación. La baja tiene entonces convergencia en capas bajas y divergencia en
capas altas, mientras que el anticiclón tiene convergencia en capas altas y
divergencia en capas bajas.
De acuerdo a la forma de la divergencia en altura, las bajas pueden ser de dos
tipos:
-baja térmica: cuando la divergencia es producida por la separación de las líneas
de corriente. Sucede donde la atmósfera se engrosa por calentamiento intenso de
la superficie. Es un fenómeno poco común y solo sucede sobre tierra. El gráfico
correspondiente es el de arriba. Las siguientes denominaciones son sinónimos:
-baja térmica
-baja de núcleo cálido
-baja barotrópica (ya que se forma en zonas cálidas donde prácticamente
no existe contraste de temperaturas en superficie)
-baja dinámica: cuando la divergencia es producida por la aceleración del aire.
Sucede debajo de la delantera de vaguada. Las siguientes denominaciones son
sinónimos
-baja dinámica
-baja de núcleo frío
-baja baroclínica (ya que en una vaguada la atmósfera es baroclínica con
advección de temperatura en superficie)
-ciclón extratropical (el nombre “oficial” del fenómeno)
El gráfico que sigue es un corte vertical de una vaguada con un ciclón extratropical
debajo. SFC es el nivel de superficie, con los vientos convergiendo en la baja. Los
vientos de arriba son los del nivel de los 500 mb, A es el extremo de la vaguada y
B el extremo de la cuña, A-B es entonces la delantera de la vaguada. El viento en
500 mb pasa de un mínimo en A a un máximo en B, como se ve en el largo de los
vectores, lo que produce la divergencia y el ascenso de aire (el vector vertical),
que termina formando la baja en superficie.
A los fines prácticos, cuando se habla de baja se entiende que se refiere a un
ciclón extratropical.
9 - Sistemas frontales
Siempre que se forme un ciclón extratropical, la circulación ciclónica alrededor de
la baja provocará advección fría al W de la baja y advección cálida al E de la baja.
La advección fría formará un frente frío, con aire más frío y denso desalojando
hacia arriba aire cálido y húmedo. La advección cálida formará un frente cálido,
con aire cálido y húmedo deslizándose y ascendiendo sobre el aire más frio y
denso. El ascenso de aire en ambos frentes provoca enfriamiento del aire que
asciende, con condensación y lluvias. El conjunto (de W a E) de frente frío-bajafrente cálido se denomina sistema frontal.
La teoría clásica de frentes dice que un sistema frontal se genera sobre el frente
polar. Posteriormente se determinó que no es necesario la existencia de un frente
estacionario previo para la formación de un sistema frontal.
El sistema frontal es un fenómeno tridimensional que no se limita solamente a los
desplazamientos en superficie descriptos. Hay tres flujos de altura que interactúan
con el sistema:
-por delante y casi paralelo al frente frío existe un flujo llamado “corriente
conducente cálida”, que es el mayor aportante de aire cálido y húmedo al frente
frío y es el responsable de la mayor cantidad de precipitaciones y del largo arco
nuboso que se ve en las fotos de satélite
-por detrás del frente frío desciende un flujo frío y seco de la tropósfera alta
llamado “intrusión seca”, que provoca la rápida limpieza de los cielos y el aumento
de presión una vez pasado el frente frío
-por delante y paralelo al frente cálido esta la “corriente conducente fría”
10 - Estabilidad atmósferica y CAPE
El gráfico que sigue es un corte vertical de la atmósfera. El eje horizontal son
temperaturas, el vertical es presión en escala logarítmica, de manera de simular
visualmente la variación de la presión con la altura, la cual no es lineal. Hay dos
líneas negras de forma irregular. La de la derecha es la temperatura del aire. La
de la izquierda es la temperatura del punto de rocío, que es la temperatura por
debajo de la cual, de acuerdo a las condiciones de presión y humedad, el vapor
contenido en el aire se condensa. Muy cerca de la línea de la derecha hay una
línea punteada celeste. Es la temperatura que tendría una parcela de aire
subiendo desde la superficie. A medida que sube se enfría a razón de 9.5°C/1000
m, hasta una temperatura y presión donde la parcela alcanza la saturación de
vapor y a partir de ahí empieza a condensar, lo que libera calor y disminuye el
enfriamiento a 6.5°C/1000 m. La primera se llama "adiabática seca" y la segunda
"adiabática saturada".
Si la línea celeste esta a la derecha de la negra, significa que la parcela de aire a
medida que asciende y se enfría está más caliente que el aire que la rodea, por lo
que seguirá ascendiendo, si esta a la izquierda significa que está más fría y
descenderá. En el primer caso se dice que la atmósfera esta inestable, en el
segundo estable. En el gráfico hay inestabilidad entre la superficie y el nivel de los
825 mb aproximadamente, y luego entre los 700 y los 250 mb. Una parcela de aire
que comience a ascender desde los 700 mb no se detendrá hasta muy arriba en la
atmósfera, condensando en el ascenso y dando una nube de gran desarrollo
vertical.
El CAPE es la suma, a lo alto de toda la columna atmosférica, de las diferencias
de temperatura entre la parcela de aire que asciende y la temperatura real de la
atmósfera. El valor del CAPE del sondeo esta en el cuadro que dice "Superficie" y
es de 1576, lo que es bastante alto.
En comparación, a continuación hay un sondeo con CAPE cero. La línea celeste
queda siempre a la izquierda de la línea negra, lo que significa que el aire que
asciende está más frío que la columna y por lo tanto tiende a volver al nivel inicial.
Las razones de un CAPE alto son:
-temperatura muy alta en capas bajas: por advección de temperatura o por
calentamiento solar
-temperatura muy baja en capas altas
-combinación de ambas
Un CAPE de más de 300 provee condiciones para la formación de tormentas. En
caso de estar presente un frente o una vaguada las tormentas se formarán en el
100% de los casos. En la ausencia de ambos, debería estar presente algo que
dispare el ascenso. Hay varios fenómenos que pueden causar esto, por ejemplo
las "ondas de gravedad" y las "ondas internas”. Se trata de movimientos
ondulatorios verticales propios de la atmósfera, que terminan generando el
ascenso.
11 - Precipitaciones
Para que se produzcan precipitaciones, el vapor de agua contenido en el aire debe
primero condensar en forma de gotas de agua microscópicas, formando nubes.
Posteriormente, al aglutinarse las gotas en gotas más grandes, estas precipitan a
tierra por la gravedad. La ascensión del aire produce la condensación del vapor, al
enfriarlo por expansión.
Existen dos tipos de precipitaciones. La lluvia, provocada por las nubes Nimbus
stratus, donde solo hay caída de agua. Las tormentas, provocadas en condiciones
de inestabilidad donde se forman nubes Cumulus nimbus, que producen además
de lluvias, truenos, relámpagos y caída de granizo.
En el cuadro siguiente se resumen las situaciones sinópticas que pueden producir
lluvias y tormentas;
baja
frente frío/cálido
delantera de vaguada
cualquier otra
CAPE = o
lluvia
lluvia
lluvia
nada
CAPE > 0
tormenta
tormenta
tormenta
tormenta
12 - Análisis de cartas
Recordando del punto 1 las siete propiedades de la atmósfera
-presión: visible mediante las isobaras
-temperatura: visible mediante las líneas de espesor 1000-500
-densidad: la descartamos, queda implícita en la presión y temperatura
-humedad: solo nos interesa en forma de precipitaciones
-dirección del viento: asumimos que es paralelo a las isobaras
-intensidad del viento: visible mediante las isotacas
-omega (velocidad vertical): para simplificar asumimos que hay descenso de aire
en las altas, y ascenso en las bajas, frentes y áreas de precipitación no frontales
(vaguadas)
Eliminada la densidad, agregamos otra propiedad que es el CAPE, que no es una
propiedad primaria sino derivada de la distribución vertical del temperaturas, con lo
cual nos quedan siete propiedades nuevamente.
Las cartas recomendadas son las de la Universidad de Wyoming. Con tres cartas
se puede visualizar la distribución de las siete propiedades, el cuadro en la
descripción de cada carta contiene en negrita las propiedades presentes.
12 - 1 - carta de presión en superficie (isobaras), espesores 1000-500 y
precipitaciones
Presión
Temperatura
Precipitaciones
Dirección del viento
Velocidad del viento
Omega
CAPE
Permite determinar los anticiclones y bajas, los frentes, las áreas de
precipitaciones y la dirección del viento.
Teniendo presente la circulación general de la atmósfera, lo normal es encontrar
los anticiclones alrededor de los 30°, y las bajas alrededor de los 50°. Algunas
bajas se forman más al N de esa latitud, pero nunca más al N que los anticiclones.
Los anticiclones tienen poco movimiento. Las bajas tienen como abanico de
posible movimiento un arco que va de NE a SE de la posición actual, rara vez se
mueven en el arco comprendido de SE a S. Esto es solo informativo, para ver la
trayectoria futura de una baja lo mejor es ver las cartas que siguen en la previsión.
Los frentes fríos se mueven rotando en sentido de las agujas del reloj, pivotando
en la baja del sistema frontal. El frente cálido prácticamente no tiene avance, lo
que lleva a la oclusión cuando el frente frío en su rotación lo alcanza. A su vez
todo el conjunto frente frío-baja-frente cálido se mueve arrastrado por el
movimiento de la baja.
En la carta ejemplo siguiente se ve un frente frío:
-baja de 980 mb, en línea recta al E de Madryn.
-el área de precipitaciones en forma de arco, por la forma de coma muy marcada
el frente ya está en fase de oclusión.
-las isobaras alrededor de la baja central no son concéntricas, sino que se estiran
en un sentido. En este caso comienzan estirándose al E por la oclusión, y luego a
medida que nos alejamos mas del centro, se estiran hacia el NW, siempre debajo
del área de precipitaciones. El frente frió siempre se encuentra justo donde las
isobaras presentan este estiramiento.
-hay líneas de espesor curvadas, partiendo de la baja, indican que hay gradiente
térmico. Las líneas de espesor siempre están por detrás del frente.
-detrás del frente siempre hay una alta, en este caso 1012 mb sobre Mendoza.
Adicionalmente hay dos altas, una en el Pacífico S con 1036 mb y otra en el
Atlántico con 1012 mb, y una amplia área de precipitaciones en el S.
12 - 2 - carta de presión en superficie (isobaras), espesores 1000-500 y
velocidad del viento
Presión
Temperatura
Precipitaciones
Dirección del viento
Velocidad del viento
Omega
CAPE
Usada en conjunción con la anterior para determinar la velocidad del viento. En
turquesa se aprecian áreas con vientos de 40 nudos alrededor de la baja de 988
mb del Atlántico S y de la de 976 mb del Pacífico S, incluso una zona de 50 nudos
al WNW de esta última.
12 - 3 - Carta de presión en superficie (isobaras), espesores 1000-500 y CAPE
Presión
Temperatura
Precipitaciones
Dirección del viento
Velocidad del viento
Omega
CAPE
Permite determinar las áreas donde el CAPE positivo y pueden ocurrir tormentas.
En la carta siguiente un área con CAPE positivo sobre el Rio de la Plata, Entre
Ríos, Córdoba y luego hacia el N. Se puede ver también una baja al SE de
Malvinas, con un frente frío hacia el N. Es una situación típica de un frente frío que
provocará tormentas.
Las zonas con CAPE positivo mas al N sobre Brasil y a ambos lados sobre el
Atlántico y sobre el Pacífico corresponden a la Zona de Convergencia Intertropical.