Sistemas Meteorológicos

Geodinámica Externa.
Sistemas Meteorológicos
Juan D Centeno
Actualizado el 14 de febrero de 2008
Sistemas meteorológicos
SISTEMAS METEOROLÓGICOS
SISTEMAS DE TORMENTA
Desarrollo de un tormenta
2 VIENTOS LOCALES
Brisas de valle y montaña
Brisas de mar y tierra
Brisa de montaña y valle
BORRASCAS, ZONA DE CONVERGENCIA INTERTROPICAL Y DEPRESIONES
FRONTALES
Zona de Convergencia Intertropical
Frente polar y borrascas frontales
ANTICICLONES
Masas de Aire
CIRCULACIÓN GENERAL ATMOSFÉRICA
CIRCULACIÓN OCEÁNICA
Estructura y composición de los océanos
Las corrientes oceánicas
Circulación termo-halina
BIBLIOGRAFÍA
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Una vez que se conocen los fundamentos de funcionamiento de la atmósfera y el océano, se pueden entender los
sistemas meteorológicos principales. Estos tienen escalas espaciales y temporales muy diversas y algunos sistemas
forman parte de otros más complejos. Aquí veremos los más importantes:
Sistemas de tormenta
Vientos locales (brisas)
Borrascas y borrascas frontales
Anticiclones
Perturbaciones tropicales
Circulación General Atmosférica
Sistemas de tormenta
Las tormentas no son el sistema meteorológico que concentra más energía (comparado con los huracanes, por
ejemplo) pero su frecuencia es enorme (16 millones de tormentas al año o 200 tormenta por hora) y se producen en
muchas partes del planeta (se dan en casi cualquier lugar de latitudes entre los 0º y los 60º). Por otra parte, las
tormentas son elementos importantes de otros sistemas meteorológicos, como las borrascas frontales.
Además, las tormentas dan lugar a cortos periodos de precipitación de gran intensidad que actúan como
desencadenantes de muchos procesos geomórficos como avenidas, deslizamientos y cambios en los sistemas fluviales
y litorales. Las tormentas se desplazan bastante rápido y es difícil predecir su trayectoria, pero si pasan a lo largo de
una cuenca de drenaje, especialmente si lo hacen viajando aguas abajo, pueden dar lugar a consecuencias catastróficas
que sólo puede evitar una adecuada ordenación territorial.
Para que se produzca una tormenta debe producirse una convección profunda con condensación abundante y deben
darse las siguientes condiciones:
- Inestabilidad atmosférica profunda (absoluta o relativa)
- Suministro abundante de vapor de agua desde la superficie
- Fuertes vientos en la tropopausa que permitan la evacuación del aire ascendente
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Los desencadenantes más frecuentes de la convección son los siguientes (figura 1):
- Calentamiento desde la base (térmico)
- Ascenso forzado por la orografía (orográfico)
- Convergencia de aire en superficie (dinámico)
- Ascenso frontal (frontal)
Térmico
Orográfico
Dinámico - Convergencia
Frontal
Figura 1. Desencadenantes del ascenso y, consecuentemente, de la convección profunda y la
formación de tormentas
Desarrollo de un tormenta
En esencia una tormenta se produce cuando una masa de aire templada y húmeda, inestable, inicia un ascenso que da
lugar a la formación de nubes de tipo cúmulo que se desarrollan hasta formar cumulo-nimbos de tormenta. Cada
tormenta se compone de varias células de convección y en cada célula se pueden distinguir tres fases.
La figura 2 muestra las tres fases de evolución de una célula de tormenta.
En la fase de cúmulo, se inicia el ascenso de burbujas de aire y la formación de nubes por encima del nivel de
condensación. Todo el movimiento es ascendente dentro de la nube (hay subsidencia del aire fuera de la nube), la
temperatura dentro de la nube es mayor que en exterior y la isoterma 0º se eleva en el centro de la nube. Los
procesos de esta fase se refuerzan (retroalimentan positivamente) por la energía que libera la condensación. En este
estadio no hay ni lluvia ni rayos o relámpagos.
Dentro de la nube, conforme crece, se van formando gotas de agua y partículas de nieve y hielo.
En la fase de madurez de la tormenta, se alcanza el máximo en todos los procesos. En el centro de la nube se
produce ascenso de aire, pero en algunos sectores la caída de grandes masas de gotas o partículas de hielo empuja
hacia abajo grandes masas de aire. La isoterma de 0º se eleva en las columnas ascendentes, pero desciende en las
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Figura 2. Fases de una célula de tormenta (traducido de Musk, 1988)
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columnas descendentes. La masa de aire descendente llega al suelo antes que el agua y produce el frescor que precede
a la lluvia. La lluvia se produce con gran instensidad.
Esta masa de aire, al chocar contra el suelo fluye horizontalmente por debajo del aire relativamente templado que le
rodea, formando un frente entre los dos tipos de aire y da lugar a un ascenso de aire y formación de nubes en la
periferia de la tormenta.
En la parte superior se forma un yunque que supone la salida lateral de aire que llega ascendiendo hasta la
tropopausa.
Cuando las corrientes ascendentes son muy veloces y turbulentas, y se forman gotas de agua sobrenfriada, se forma
granizo, que son grandes masas de hielo en capas concéntricas. El sobrenfriamiento y la formación de hielo también
es reponsable de la separación de cargas eléctricas que acaba por producir relámpagos y rayos.
La fase de disipación se inicia cuando se corta el suministro de aire caliente en la base. Durante un tiempo, la parte
inferior de la nube aloja movimiento descendente y sólo en la parte superior hay ascenso de aire. La lluvia pierde
progresivamente intensidad.
La mayor parte de las tormentas están compuestas por varias células de tormenta que evolucionan sucesivamente.
Los tornados son un caso especial de célula de tormenta en el que la convergencia en superficie, la divergencia en
altura y las corrientes ascendente.
2 Vientos locales
Algunas configuraciones del relieve dan lugar a vientos locales que se reproducen con periodicidad diaria y reciben el
nombre de brisas. En concreto, la línea de costa da lugar a las brisas de mar y tierra y las áreas montañosas dan
lugar a las brisas de valle y montaña.
Brisas de valle y montaña
Brisas de mar y tierra
El calentamiento y el enfriamiento del mar y la tierra emergida siguen pautas diferentes en el ciclo diurno como
consecuencia de su diferente capacidad calorífica. Esas diferencias aparecen reflejadas en la figura 3ª y pueden
sintetizarse en que el calentamiento y el enfriamiento son más rápidos en tierra que en mar. Como consecuencia la
tierra se mantiene más caliente que el mar durante el día y más fría durante la noche.
Durante el día, el aire se comprime sobre el relativamente frío mar y se expande sobre el suelo relativamente frío,
provocando una situación de alta presión en mar y baja en tierra y el consecuente flujo de aire del mar a tierra en
superficie. Como consecuencia, en tierra se dan condiciones de ascenso y frecuentemente formación de nubosidad
en la zona de costa (figura 3C).
Durante la noche, el proceso se invierte, provocando alta presión relativa en tierra y baja en el mar, con el
consecuente flujo de tierra a mar en superficie. Además, el descenso de aire seco y frío sobre tierra refuerza estas
A
990 mb
B
Mar
Tierra
990 mb
Temperatur
1010 mb
1020 mb
1. Calma de madrugada
C
Divergencia
Convergencia
0
5
10
15
Horas
20
25
Ascenso
30
B
Descenso
A
2. Brisa de mar (día)
Figura 3. El origen de las brisas de
mar y tierra (modificado de Musk,
1988)
D
Divergencia
Ascenso
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meteorológicos
B
Convergencia
Descenso
A
3. Brisa de tierra (noche)
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condiciones durante buena parte de la noche (figura 3D).
Brisa de montaña y valle
En regiones montañosas y en días
Calentamiento
despejados,
el
enfriamiento
y Enfriamiento
Cielos claros
Cielos claros
calentamiento diferenciales de las zonas de
Ascenso suave
cumbres y valles da lugar a un fenómeno
similar al de la costa.
Durante la noche, las zonas elevadas se
Niebla
Viento
enfrían rápidamente como consecuencia
catabático
Viento
anabático
del gradiente térmico de la troposfera y
porque la delgada atmósfera permite que
A. Noche – Brisa de Montaña
B. Día – Brisa de Valle
la radiación infrarroja escape rápidamente.
Figura 4. El origen de las brisas de montaña y valle (modificado
El aire en contacto con el suelo se enfría y
de Musk, 1988)
aumenta de densidad, de forma que
literalmente “cae” ladera abajo (ver el concepto de viento catabático, por ejemplo en
http://en.wikipedia.org/wiki/Katabatic_wind) y se acuña bajo el aire templado del fondo de valle, al que expulsa
hacia arriba. La llegada de aire frío al fondo de valle se traduce en un descenso de temperatura y en condensación del
vapor de agua y formación de niebla. Estas condiciones son muy importantes en las ciudades situadas entre
montañas donde evita la dispersión de la contaminación y, además, la formación de niebla se combina con la
contaminación hasta formar smog, con todos los problemas que acarrea para la salud (figura 4A).
Durante la noche, la situación se invierte; las cumbres se calienta porque tienen más horas de exposición al sol y
porque la radiación solar atraviesa menos atmósfera que para llegar a los valles. El aire se calienta en contacto con el
suelo, asciende y succiona aire a lo largo de las laderas. El resultado es un viento ascendente a lo largo de las laderas
(ver concepto de viento anabático, por ejemplo en http://en.wikipedia.org/wiki/Anabatic_wind), ascenso con
frecuente formación de nubes sobre las montañas, y descenso con cielos despejados sobre los valles.
La brisa de valle es muy parecida en sus efectos al ascenso orográfico de grandes masas de aire y, en condiciones
despejadas, se repite casi diariamente, de forma que es aprovechada por todos los que practican alguna forma de
vuelo sin motor: parapente, planeadores… y hasta buitres.
Borrascas, Zona de Convergencia Intertropical y Depresiones
Frontales
Una borrasca es cualquier zona de presiones bajas respecto a las zonas circundantes. La circulación del viento en las
borrascas sigue las isobaras, en el hemisferio norte girando alrededor de la baja presión en el sentido antihorario. Las
bajas presiones se producen esencialmente por calentamiento del aire desde el suelo o por convergencia de viento en
superficie, de forma que resulta a veces difícil separar causa y efecto.
La presencia de baja presión se traduce siempre en:
- convergencia de viento en superficie,
- movimiento ascendente del aire con inestabilidad,
- formación de nube y precipitación
Hay dos zonas latitudinales donde las bajas presiones predominan durante la mayor parte del año: la Zona de
Convergencia Intertropical (ZCI) y las regiones templadas del frente polar.
Zona de Convergencia Intertropical
La ZCI se sitúa alrededor del Ecuador, desplazándose unos pocos grados al norte o al sur según las estaciones. En la
ZCI, una fuerte radiación mantiene caliente la superficie del suelo y los océanos y, a la vez, confluyen los vientos
templados del NE y SE que proceden de los cinturones de altas presiones subtropicales. Como consecuencia, se
producen bajas presiones con movimiento convergente y ascendente.
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En esta zona hay siempre un cinturón de nubes que puede apreciarse en cualquier imagen de satélite, como en la
figura 5. En la ZCI predomina el viento del este y, como consecuencia, el agua superficial forma una corriente hacia
Depresiones Frontales – Frente Polar
Zona de Convergencia Intertropical
Depresiones Frontales – Frente Polar
Figura 5. Distribución de nubosidad el 20 Feb 2007, 10:03 UTC. Fuente: www.fourmilab.ch
el oeste en los océanos, que transporta agua templada hacia la costa occidental. Sin embargo, esta situación es
oscilatoria y, con cierta frecuencia el sistema se debilita reduciendo su eficacia. En el Pacífico, este fenómeno se
conoce como Oscilación Meridional del El Niño (ENSO) y, cuando se produce, disminuye el transporte de agua
templada hacia el oeste, disminuye el ascenso de agua fría y rica en nutrientes en la costa oriental (Perú) y se
producen sequías en la costa occidental (Asia). La figura 6 muestra los elementos principales del fenómeno.
Figura 5. La zona de convergencia intertropical está dominada por la convergencia de viento en superficie, el
ascenso convectivo y la formación de nubes de desarrollo vertical. La convergencia de vientos del NE y SE
provoca una corriente oceánica superficial hacia el oeste (en condiciones normales) que sólo se ve
interrrumpida cuando se produce el fenómeno del El Niño (El Niño Southern Oscilation – ENSO). Fuente:
NOAA/PMEL/TAO 2007
Frente polar y borrascas frontales
La otra zona de convergencia casi permanente se produce en las regiones templadas. En estas regiones, confluyen en
superficie los vientos fríos procedentes de las altas presiones polares y los templados procedentes del cinturón de
altas presiones subtropicales. Las masas de aire que se ponen en contacto son tan distintas que no se produce una
mezcla sino que se mantienen separadas por una estrecha superficie conocida como frente polar. El frente polar se
detecta por un cambio brusco en la temperatura del aire.
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Como consecuencia del efecto de Coriolis, si la circulación del aire alrededor del frente adquiere una configuración
anticiclónica, las masas de aire tienden a mezclarse y el frente se destruye, pero si se adquiere una circulación
ciclónica las masas de aire se mantienen separadas. Esto explica la casi permanente presencia de borrascas y nubes en
estas regiones (ver figura 5).
Como hay una gran diferencia de temperatura y densidad entre las dos masas de aire, la masa fría tiende a colocarse
por debajo de la cálida, que tiende a ascender por encima de la superficie del frente. Estos movimientos ascendentes
son los responsables de los fenómenos de condensación y precipitación asociada a los frentes.
La situación se complica porque las dos masas de aire se mueven a velocidades diferentes en distintos sectores del
frente. En general, en un frente cálido (o anafrente) la masa cálida empuja por encima de la fría y en un frente frío (o
catafrente) el aire frío empuja acuñándose bajo el aire caliente.
Figura 5. Frente polar (Enciclopedia Brittanica
Anticiclones
Las zonas de alta presión suelen tener mayor diámetro que las de baja, se desplazan a menor velocidad y suelen tener
un gradiente de presión menor. El tiempo es predominantemente seco, con cielos claros, vientos suaves y esabilidad
atmosférica.
Predomina la subsidencia o descenso de aire desde la alta troposfera. Como consecuencia, se produce un
calentamiento dinámico del aire (siguiendo el gradiente adiabático seco de unos 10ºC/km), un descenso de la
humedad relativa (la temperatura de rocío aumenta aproximadamente 1,7ºC/km), aumenta la estabilidad atmosférica,
hasta producirse inversión térmica en invierno y hay poca o ninguna nubosidad.
En verano, se dan vientos suaves y pocas nubes del tipo cúmulos de buen tiempo por calentamiento desde la
superficie; las noches son frescas porque a falta de humedad se pierde mucha radiación y hay algunas nieblas sólo en
la costa. En invierno, se produce inversión térmica durante las noches y, como consecuencia, se forman nieblas y
heladas y se acumula la contaminación.
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Pueden distinguirse dos tipos de anticiclones que son distintos en su génesis, su estabilidad y su estructura vertical.
Los anticiclones fríos se producen por enfriamiento
Anticiclón frío
Anticiclón cálido
superficial, que provoca una contracción de l aire en
Tropopausa
contacto con el suelo. Es el enfriamiento el que arrastra
A
una convergencia en la tropopausa.
B
Los anticiclones cálidos se forman por convergencia en
la tropopausa, que empuja al aire hacia abajo. Este
descenso provoca el calentamiento del aire en la
troposfera media y baja. A esta categoría pertenecen los
anticiclones subtropicales (como el de las Azores).
A
A
Los anticiclones más estables se producen cuando un
Superficie
anticiclón cálido se desplaza hasta una superficie
continental muy fría. Entonces se suman los efectos de la
Figura 7. Distribución vertical de la presión en
convergencia en altura con el enfriamiento en la base y
anticiclones fríos y cálidos. Las líneas discontinuas
representa isobaras. El esquema representa muy
los anticiclones pueden permanecer inmóviles (pegados al
bien el concepto de anticiclón muy profundo.
suelo) durante semanas, impidiendo el paso de otros
Modificado de Musk, 1988.
sistemas meteorológicos por la zona por lo que se conoce
como situación de bloqueo. En España, esta es la causa
frecuente de sequías en invierno, cuando el anticiclón de las Azores se sitúa sobre la península y da lugar a un
bloqueo. En verano, es frecuente en la islas Británicas y Escandinavia y, entonces, el bloqueo desvía las lluvias hacia
el sur.
Masas de Aire
Los anticiclones se desplazan lentamente y así
permiten que una masa de aire adquiera un cierto
Polar
equilibrio con las condiciones de las superficies
Polar
marítima
sobre las que se encuentra; por eso las regiones
continental
donde dominan los anticiclones se conocen como
regiones manantial de masas de aire.
Los manantiales y los tipos de masas de aire que
llegan a las regiones templadas pueden ser de cinco
tipos:
- Árticos: aire muy frío.
- Polares marítimos: frío y húmedo.
- Polares continentales: muy frío y seco
- Tropicales marítimos
Tropical
- Tropicales continentales
marítima
Además, en la regíón mediterránea, las masas
Tropical
tropicales continentales, procedentes del norte de
continental
África pueden haber pasado por el mediterráneo y
se conocen como masas tropicales continentales de
retorno, muy cálidas y húmedas.
Figura 8. Masas de aire y regiones de procedencia
Buena parte de las condiciones meteorológicas
pueden predecirse en función de las masas de aire que están llegando a la península Ibérica y las condiciones de la
superficie en ésta. Por ejemplo, una masa de aire polar marítima que llega a la península en verano, con el suelo muy
caliente, puede adquirir rápidamente condiciones de inestabilidad y dar lugar a lluvias intensas.
Ártico
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Circulación General Atmosférica
Lo que se conoce como Circulación General Atmosférica es un modelo que describe las condiciones predominantes
de circulación del aire en el conjunto de la Troposfera. Como todo modelo es una simplificación, pero es un modelo
fundamental del que puede verse una explicación general en cualquiera de los textos recomendados.
Los elementos principales de la CGA, que están representados en las figuras 9 y 10, son los siguientes:
Cinturones subtropicales de altas presiones
- descenso generalizado
- aire seco en superficie
- giro en sentido horario (h Norte)
- permanentes sobre los océanos y estacionales sobre los continentes
Alisios
- surgen de los anticiclones subtropicales en las latitudes más bajas.
- vientos del E
- convergen en la ZCIT (zona de convergencia intertropical)
ZCIT
- convección generalizada
- inestabilidad y nubosidad profunda
- migra al N y S estacionalmente (con un retraso de 1 a 2 meses respecto a la radiación máxima recibida)
Westerlies
- fluyen desde los anticiclones subtropicales en sus latitudes
- vientos del oeste
Frente polar
- transición brusca de aire cálido (westerlies) y frío, éste más
- denso
Altas presiones polares
60º
B
Bajas subpolares
Vientos del Oeste
A
B
A
Altas Subtropicales
30º
Easterlies, Alisios, Trade winds
0º
30º
30º
Zona de Convergencia Intertropical - ZCI
A
A
Altas Subtropicales
B
Bajas subpolares
B
60º
Altas presiones polares
Figura 9. Esquema básico de la Circulación General Atmosférica.
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Figura 10. Sección vertical esquemática de la Circulación General Atmosférica. Fuente:
http://www.auf.asn.au/meteorology/section4.html#tropospheric_circulation
Circulación oceánica
Estructura y composición de los océanos
Las corrientes oceánicas
La circulación oceánica procede de dos fuentes principales de energía que dan lugar a dos tipos de corrientes:
1. Corrientes superficiales, movidas por el viento, es decir por el rozamiento entre el viento y la superficie del
agua.
2. Corrientes o circulación profunda termo-halina, producidas por las diferencias de densidad del agua que
normalmente se relaciona con la temperatura y la salinidad.
Aunque ambas corrientes son muy diferentes, guardan una estrecha relación. Por un lado, las corrientes superficiales
se relacionan con la circulación general atmosférica. Por otra parte, las diferencias de densidad suelen responder al
intercambio de calor con la atmósfera o a las tasas de evaporación, y ambos procesos se dan en la superficie y en
relación también con la circulación general atmosférica.
Corrientes superficiales (wind driven currents)
Las corrientes superficiales se dan en la capa superficial, son más rápidas y se organizan en grandes células o
corrientes circulares. La figura xxx muestra las principales corrientes superficiales.
En líneas generales, en todos los océanos, en el Ecuador domina una circulación hacia el oeste (empujada por los
vientos del este o alisios) y en la costa occidental esta corriente se divide en dos ramas que transportan agua cálida
hacia latitudes más bajas. La corriente del Golfo o la de Kuro-Shivo son las dos más intensas. Al llegar a altas
latitudes esas corrientes giran hacia el este y luego hacia el sur, formando corrientes hacia el Ecuador en la costa
oriental de cada océano. La corriente de Perú o la de Benguela son algunos ejemplos. 1
En cada océano, este esquema dibuja dos bucles completos que se relacionan con la circulación de viento dominante
en el cinturón de anticiclones subtropicales, de giro horario en el hemisferio N y antihorario en el S.
Este esquema de circulación alrededor del Ecuador, arrastra otros bucles en las altas latitudes. En general, son bucles
menores (como el que forma la corriente de Alaska) pero alguno de ellos es muy importante, en concreto, la
corriente circumantártica.
¿Qué influencia sobre el clima pueden tener estas corrientes? ¿Cómo puede influir la corriente de Kuro-Shivo en el
clima de Japón o la del Golfo en Gran Bretaña? ¿Cómo puede influir la corriente de Perú en el clima de Chile y Perú?
1
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La corriente circumantártica, o corriente Antártica Circumpolar, es una masa de agua girando permanentemente
alrededor del continente antártico, de oeste a este. Esta corriente forma un obstáculo muy eficaz contra la
penetración de masas de aire templadas y húmedas, procedentes de las latitudes medias, hacia el interior de la
Antártica. Esto tiene varios efectos en todo el planeta:
- Provoca un cierto aislamiento térmico de la Antártica, que se mantiene fría respecto a las regiones que la
rodean.
- Impide que entren masas de aire húmedas y, por tanto, reducen las posibilidades de precipitación en el
interior de la Antártica.
- Provoca un enfriamiento progresivo de las aguas en la costa antártica y da lugar a masas de agua muy fría
que se hunden hacia el fondo del océano. La mayor producción de estas aguas profundas de da en el mar
de Wedel, frente al océano Atlántico y se forma así las corrientes de aguas intermedias y profundas
antárticas que viajan hacia el norte más allá del Ecuador.
Circulación termo-halina
La circulación termohalina es mucho más lenta (con velocidades del orden del cm/s) pero se extiende desde la
superficie hasta el fondo del océano.
Las aguas profundas antárticas son un ejemplo de circulación profunda debida a las diferencias de temperatura. La
figura xxx muestra el esquema de circulación N-S en el océano Atlántico.
Por otra parte, los cinturones de anticiclones subtropicales son regiones donde la evaporación excede ampliamente
sobre la precipitación y, consecuentemente, las aguas superficiales aumentan progresivamente su salinidad. La figura
xxx muestra la distribución de salinidad de las aguas superficiales, que se correlaciona excelentemente con el esquema
de circulación general atmosférica.
La salinidad de los océanos tiene un valor medio de 35 g/kg (o partes por mil, ‰). Con algunas excepciones como el
mar Báltico (10 ‰) y el mar Rojo (40‰), la salinidad de los grandes océanos oscila entre 33 ‰ y 37‰, valor
máximo que se da en el Atlántico norte, bajo la influencia del anticiclón de las Azores.
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Esta zona da lugar a aguas muy densas que se hunden en el océano y viajan, por encima de las Aguas Antárticas de
Fondo, hacia el hemisferio sur y luego hacia los océanos Índico y Pacífico. Esta enorme cantidad de agua es
compensada por la entrada en el Atlántico de otra corriente más superficial y cálida formando lo que se conoce como
la Cinta Transportadora de Calor.
Figura xx. Distribución de la
salinidad y origen de la Cinta
Transportadora de Calor
La circulación en el Atlántico es un cruce permanente de aguas frías y cálidas circulando a diferentes niveles, como
muestra la figura xxx. Viendo este entramado tan complejo, es fácil imaginar que cualquier alteración de la
circulación oceánica tiene consecuencias sobre varios de los subsistemas descritos
Aguas Atlánticas
profundas
Polo Norte
Aguas Antárticas
intermedias
Aguas Antárticas
de fondo
Ecuador
Bibliografía
Musk LF (1988) Weather Systems, Cambridge
Strahler A & Stahler A (1989 y ediciones posteriores) Geografía Física, Ed. Omega
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Polo Norte
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