Masas de Aire y Frentes - Universidad Nacional de La Plata
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Universidad Nacional de La Plata – Facultad de Ciencias Astronómicas y Geofísicas INTRODUCCIÓN a las CIENCIAS de la ATMÓSFERA Práctica 8: MASAS de AIRE y FRENTES (Anexo teórico) 1.- Masas de aire Se define como masa de aire, a un cuerpo de aire o a una porción de la atmósfera cuyas propiedades físicas son más o menos uniformes en la horizontal, con un cambio abrupto de dichas propiedades en sus bordes. Su extensión horizontal puede variar de unos 500 a 5000 km. 1.1.- Orígenes y clasificación El aire atmosférico tiene la propiedad de asimilar las características de las superficies sobre las cuales permanece o transita. Por ello cuando se estaciona o circula lentamente sobre una superficie relativamente homogénea durante varios días o semanas finalmente adquiere ciertas propiedades físicas que resultan de esa interacción. Las características de temperatura y humedad así obtenidas también están además, en gran medida, influidas por la latitud. Por esta razón se conocen varias zonas del planeta que reúnen estas condiciones, es decir, son relativamente homogéneas y además suele ocurrir que el aire permanece sobre ellas por períodos prolongados. Por lo tanto las masas de aire, se clasifican según su lugar de origen. • Aire Antártico (A).Se genera en el continente antártico, sobre la región cubierta de hielo y nieve. Se trata de aire frío, seco y estable. • Aire Polar Continental (Pc). Se origina en la región continental subpolar. Es frío y seco. Es característico del Hemisferio Norte y se origina en las regiones de América y Asia septentrional. • Aire Polar Marítimo (Pm). Nace en la zona subpolar sobre áreas marinas, su trayectoria sobre el océano da lugar al aumento de la humedad. Es aire frío y húmedo. • Aire Tropical Continental (Tc). Tiene su origen en la zona continental subtropical de altas presiones. Es cálido; puede ser seco o húmedo. • Aire Tropical Marítimo (Tm). Se genera en los anticiclones subtropicales, sobre los océanos. Es cálido y húmedo. • Aire Ecuatorial (E). Se origina en los mares tropicales. Es caliente y muy húmedo. 1.2.- Desplazamiento y efectos Como puede observarse, cada una de estas masas de aire tiene sus características propias de acuerdo con la zona que le dio origen. Cuando las masas de aire abandonan esas regiones de origen y comienzan a moverse sobre superficies distintas, éstas a su vez comienzan a modificarlas. Tomemos por ejemplo, una masa de aire antártico, la que al abandonar la meseta polar se traslada sobre el océano; éste comienza a proveerle humedad y calor, transformándola en una masa de aire polar marítimo. Si la masa de aire ha viajado durante poco tiempo o lo ha hecho desplazándose rápidamente, sufrirá pocos cambios; por el contrario, si se desplaza lentamente o por un largo trayecto, verá alteradas en mayor medida sus características iniciales. Las condiciones del tiempo dentro de una masa de aire en movimiento, están ligadas a la temperatura de la superficie sobre la cual se mueve. Las masas de aire frío, son de origen polar o subpolar y se trasladan hacia latitudes menores; puede tratarse de aire marítimo que se mueve sobre tierra más caliente o aire continental que se mueve sobre mar más cálido. En todos estos casos el transporte de calor se produce desde la superficie hacia el aire, (como sucede cuando se calienta agua en un recipiente), es decir, que el aire tiende a inestabilizarse, viéndose favorecidos los movimientos de ascenso y la turbulencia. Las nubes que se formarán en este caso serán del tipo cumuliforme. Las masas de aire cálido, como mencionamos anteriormente, son de origen tropical y se mueven hacia latitudes más altas donde las temperaturas de la superficie son menores. Tomemos por ejemplo aire tropical marítimo que se desplaza sobre suelo más frío o bien aire tropical continental que se desplaza sobre aguas que están más frías. En ambos casos, se produce un lento aporte de calor desde la masa de aire hacia la superficie subyacente, lo que dará lugar a la aparición de una inversión de temperatura, esto es, las capas de la atmósfera inmediatamente aledañas a la superficie terrestre se encuentran más frías que las superiores (he ahí el efecto de inversión de temperatura). Como resultado de ello y especialmente en los niveles próximos al suelo se producirá la estratificación de la masa de aire, inhibiéndose los movimientos verticales; en consecuencia hay predominio de nubes de tipo estratiforme; la visibilidad será regular o mala. 1.3.- Masas de aire en el territorio argentino El continente sudamericano se encuentra rodeado de grandes masas oceánicas. Por ello las masas de aire que llegan a nuestro país tienen una fuerte influencia marítima. El aire que abandona el continente antártico lo hace a través de algunas zonas determinadas. Una de ellas es el Mar de Ross, al sur de Australia. Desde allí transita sobre el Océano Pacífico y tras un viaje de aproximadamente siete a once días llega a Sudamérica. En ese tránsito, el aire se calienta y recibe vapor de agua, transformándose en aire polar marítimo (Figuras 1 y 2). Al llegar al continente, entre las latitudes de 30 º a 50 ºS asciende sobre la Cordillera de los Andes. Este ascenso produce la condensación de gran parte del vapor de agua y ocasiona lluvias sobre las laderas occidentales de la cordillera; de esta manera al llegar sobre territorio argentino el aire es frío, pero seco. Estas características las mantiene al derramarse hacia el norte, llegando en ocasiones hasta la porción central de Brasil. Otras zonas por las cuales se vuelca el aire antártico son el Mar de Bellingshausen y el Mar de Weddell, al oeste y al este de la Península Antártica respectivamente. En ocasiones, ese aire se desplaza hacia el norte, llegando hasta el norte de Argentina tras un viaje que dura entre dos y cuatro días, moviéndose en parte sobre el continente y en parte sobre el Océano Atlántico. Al ser éste un período relativamente breve el aire no sufre grandes transformaciones, por lo que es aire muy frío y un poco humedecido por su trayectoria marítima. En estos casos se producen fuertes descensos de temperatura en gran parte del país y suelen registrarse nevadas en las mesetas patagónicas, en las zonas serranas del sur de la provincia de Buenos Aires, de Córdoba y San Luis, en las zonas más bajas de la precordillera cuyana, y hasta en Salta y Jujuy. Figura 1: Masas de aire que llegan al territorio argentino en verano Figura 2: Masas de aire que llegan al territorio argentino en invierno Las fuentes de aire tropical se ubican al noreste y al norte, ya que desde el Océano Pacífico (al noroeste) el ingreso de aire cálido se ve dificultado por la presencia de la Cordillera de los Andes y por la circulación del sur prevaleciente sobre esa porción de Océano. La región fuente de aire tropical es el anticiclón semipermanente del Atlántico, donde el aire es relativamente cálido y húmedo. Este anticiclón favorece la circulación de vientos del noreste, especialmente durante el verano. Cuando este aire abandona su región de origen llega casi sin modificaciones a la región central de Argentina tras un período de uno a dos días. Existe otra fuente de aire tropical, en este caso ubicada sobre la zona selvática del Amazonas. De allí proviene aire cálido y mucho más húmedo que el aire marítimo. Ello se debe a que el aire continental tiene mayor temperatura que el oceánico y ello favorece que pueda contener mayor cantidad de vapor. El viaje desde la zona de origen hasta el centro de Argentina, incluso hasta el norte patagónico, le lleva uno o dos días, por lo que no sufre grandes modificaciones. 2.- Frentes Cuando una masa de aire abandona su región de origen, suele encontrar aire con características distintas: por ejemplo aire frío alcanzando la porción central de Argentina ocupada por aire cálido. A Frente A Figura 3: Las zonas de alta presión (mayor cantidad de aire en la vertical) están indicadas con “A”. En la vertical de la zona de contacto entre las dos masas de aire (Frente) hay menor cantidad de aire y por lo tanto menor presión. Cuando esa diferencia es notable, las dos masas de aire presentan densidades diferentes, de tal forma que no se mezclan y entre ambas se genera una delgada superficie de contacto denominada frente. El aire frío, al ser más denso, se introduce por debajo del aire caliente como una cuña. (Ver Figura 3) 2.1.- Frente frío Cuando la masa de aire frío avanza desalojando al aire cálido éste es obligado a ascender sobre la pendiente o zona de contacto o superficie frontal, de tal forma que la humedad presente en el aire caliente se condensa formando nubes, predominando las de tipo cumuliforme. La pendiente frontal tiene una inclinación pronunciada (Figura 4). (a) (b) Figura 4 : Esquema de un frente frio. (a) representación en una carta de superficie. (b) Vista de un corte vertical. Un frente frío presenta una estructura nubosa característica, por lo tanto al moverse produce una evolución típica de la nubosidad. Cuando un frente frío se aproxima a una región, se observa aproximadamente la siguiente secuencia: - En primer término aparecen nubes altas, (unas 24 a 36 hs antes de la llegada del frente) - Luego a 12 hs de su llegada, comienzan a aparecer nubes media - Finalmente, cuando el frente ya se encuentra próximo, entre 2 y 4 hs de su llegada, se presentan nubes bajas y de desarrollo vertical. Dado que el frente coincide con una franja de bajas presiones, cuando se desplaza, se aprecia un gradual descenso de la presión y el viento suele ser del sector norte (noroeste, norte o noreste). Cuando el frente finalmente pasa sobre una región, se observa una serie de cambios que suelen ocurrir de manera brusca en un lapso de pocos minutos. - El viento cambia al sector sur (sudoeste, sur o sudeste) - La presión cesa de caer y comienza a subir rápidamente - La temperatura comienza a descender, lo mismo que la cantidad de vapor de agua contenido en el aire. Es decir que con el pasaje del frente frío, el aire cálido que estaba presente en el lugar ha sido reemplazado por aire más frío y seco. En coincidencia con estos cambios o próximos a su ocurrencia, el cielo ya se presenta cubierto y comienzan las precipitaciones. Las mismas pueden ser lluvias (de nubes estratiformes) o chaparrones (de nubes cumuliformes); en este último caso pueden estar acompañadas por manifestaciones eléctricas (rayos, relámpagos y truenos) y ráfagas. Las lluvias se mantienen durante un período variable de tiempo, el cual dependerá tanto de la velocidad de desplazamiento del frente (más breve, cuanto mayor sea la velocidad del frente) como de la cantidad de vapor de agua presente en el aire caliente, ya que de ello dependerá la cantidad de nubes que se generen. Es de hacer notar que las mayores precipitaciones por el pasaje de frentes fríos ocurren desde la primavera hasta el otoño, cuando el aire cálido presenta mayor contenido de vapor. 2.2.- Frente cálido Se produce el pasaje de un frente calido cuando es la masa de aire cálido la que avanza desalojando al aire frío. En esta situación la pendiente que separa a ambas masas de aire presenta un ángulo mucho más suave que cuando es el aire frío el que avanza. Por esta razón el ascenso del aire cálido es mucho más suave y produce nubosidad predominantemente de tipo estratiforme (figura 5). (a) (b) Figura 5 : Esquema de un frente calido. (a) representación en una carta de superficie. (b) Vista de un corte vertical Cuando avanza un frente cálido generalmente el aire proviene del sur de Brasil o Paraguay en dirección hacia el norte y centro de Argentina, dominado por aire fresco o frío. En estas zonas predomina el viento del sector este (noreste, este o sudeste) y la presión desciende lentamente. El frente calido también presenta una evolución nubosa típica. En primer lugar aparecen las nubes altas, Cirrostratus (Cs), los que frecuentemente producen fenómenos de halo. Luego se generan nubes medias, Altostratus (As). En esos momentos, sobre las provincias del Litoral pueden comenzar a aparecer neblinas o bancos de niebla, especialmente durante la madrugada, demorando su disipación hasta un tiempo después de la salida del sol. Las nieblas y neblinas comienzan a generarse cada vez más al sur, sobre la zona central y el sur del Litoral. A medida que el frente avanza, la nubosidad adquiere mayor espesor y los Altostratus se transforman en Nimbostratus (Ns), desde los cuales comienzan a producirse lluvias. Por esos momentos, el frente aún no ha llegado, la presión continúa en lento descenso y los vientos soplan del sector este. Eventualmente puede observarse la presencia de Cumulonimbus (Cb) pero no es ésta la regla general. A medida que el frente va pasando, por ejemplo sobre el centro del Litoral, ocurren algunos cambios notables tales como el cese de las lluvias, la nubosidad disminuye significativamente y pueden aparecer algunos Cumulus (Cu), la presión cesa de bajar y se estaciona o comienza a ascender lentamente, el viento cambia al sector norte y se aprecia un aumento brusco de la temperatura y del contenido de vapor en el aire. Finalmente el aire frío ha sido reemplazado por el aire cálido y húmedo. Los frentes cálidos pueden alcanzar con gran frecuencia el sur del Litoral y la zona central (San LuisCórdoba-Entre Ríos); con menor frecuencia llegan hasta el sur de las provincias de Buenos Aires y La Pampa, incluso en algunas ocasiones alcanzan el norte de la Patagonia. 2.3.- Frente estacionario Cuando un frente frío o un frente caliente, pierden empuje, suelen detenerse de tal forma que ninguna de las dos masas de aire desaloja a la otra. En ese caso se dice que el frente es estacionario. Cuando ocurre esto, los vientos a ambos lados del frente soplan paralelos a él pero en sentidos opuestos. (Figura 6) Figura 6 : Representación de un frente estacionario en una carta de superficie 2.4.- Frente ocluído Un frente ocluído se forma donde un frente caliente es seguido por un frente frío con desplazamiento más rápido. El frente frío, ya con forma de cuña, alcanza al frente caliente y lo empuja hacia arriba. Los dos frentes continúan moviéndose uno detrás del otro, y la línea entre ellos es la que forma el frente ocluido. Así como en el caso de los frentes estacionarios, una amplia variedad de condiciones meteorológicas puede ser encontrada a lo largo de este tipo de frente, pero por lo general, son asociados con nubes de tipo estratiforme y precipitación ligera. Los frentes ocluídos se forman generalmente alrededor de áreas de baja presión y cuando éstas están debilitándose. Figura 7 : Esquema de un frente cálido ocluído, en un corte vertical 3.- Frontogénesis Hay algunas ocasiones en las que la distribución de los centros de alta y baja presión favorece cierto tipo de circulación que con el correr del tiempo traslada hacia una región masas de aire de características ligeramente distintas. En un primer momento el contraste entre las dos masas de aire es poco notable. Pero si por alguna razón se incrementa el aporte de, por ejemplo, aire cálido hacia esa región, comenzará a formarse una estrecha zona de transición que poco a poco irá adquiriendo las características de un frente. 4.- Frontolisis Si la presencia de un frente estacionario o bien de uno ocluido se prolonga por un período largo de tiempo, la permanencia de ambas masas de aire sobre una superficie similar hará que vayan transformándose y pareciéndose entre sí, de tal forma que las diferencias entre ambas desaparecerán y por lo tanto el frente también perderá definición. Al proceso en el cual el frente desaparece se lo denomina Frontolisis. 5.- Ciclogénesis – Teoría del frente Polar Se define como frente Polar a la línea semicontínua que separa el aire frio de los polos, del aire más cálido de latitudes subtropicales. Esta superficie de separación entre masas de aire se evidencia en ambos hemisferios y en esa región se originan la mayoría de las baja migratorias que luego avanzan sobre latitudes menores. Se denomina ciclogénesis al proceso de formación de un centro de baja presión. Una de las situaciones en que puede ocurrir, está en relación con la presencia de un frente estacionario, el cual podría darse en el frente Polar. Dicho proceso puede resumirse en cuatro etapas que son la que se muestran en la Figura 8 y que se describen a continuación: ESQUEMA DEL DESARROLLO DE CICLOGÉNESIS (a) (b) (c) (d) Figura 8: Esquema de la formación de un sistema de baja presión a) Estado Inicial En el estado inicial el aire cálido y el aire frío fluyen paralelamente al frente, pero en sentidos opuestos. El frente estacionario ocupa una franja de mínimas presiones o vaguada, es decir la presión aumenta a medida que nos alejamos del frente (Figura 8 (a)). Nota: los valores del gráfico son sólo de referencia ya que en situaciones reales pueden darse valores distintos. b) Estado de Onda Luego de un período de tiempo, si el frente se ondula, los vientos tanto en el sector cálido como en el sector frío comienzan a tener una componente hacia el frente, el cual pierde su condición de estacionario, generándose dos ramas. Una fría, allí donde el aire frío empuja al frente y otra caliente, allí donde el aire cálido empieza a empujar al frente en otra dirección. Simultáneamente, en el punto de inflexión comienza a descender la presión con los vientos girando alrededor de este punto en sentido ciclónico (en sentido horario en el Hemisferio Sur). A esta etapa se la denomina estado de onda (Figura 8(b)). c) Estado de Madurez Posteriormente, la presión continúa descendiendo y se acentúa el giro alrededor de la depresión, impulsando así ambos frentes de tal forma que la rama fría se desplaza más rápidamente que la rama cálida. A esta etapa se la denomina estado de madurez (Figura 8 (c)). c) Estado de Oclusión El centro de baja presión continúa profundizándose y el frente frío, en las cercanías de la depresión termina alcanzando al frente cálido y en esta superposición se genera lo que se llama Frente Ocluido. Este es el estado de oclusión (Figura 8 (d)). El proceso es idéntico al que se expuso en el punto 3.4 cuando se describió un frente ocluido. En ocasiones, el aire frío, inicialmente homogéneo, al trasladarse hacia el norte sufre modificaciones y por ello llega a ser distinto del aire que permanece delante del frente caliente. Así, rodeando a la depresión aparecen tres masas de aire: el aire frío modificado, que llamaremos fresco, el frío sin modificar o más frío que el anterior y el aire cálido. Existen dos tipos de oclusiones: la oclusión caliente y la oclusión fría: c.1) Oclusión Caliente El aire frío que desalojaba al aire cálido, al alcanzar al aire más frío se ha trepado por encima de él (Figura 9). A la izquierda del gráfico se observa un esquema con la posición alcanzada por los frentes, la nubosidad asociada y una línea de corte X-Y cuyo despliegue vertical puede verse a la derecha. Esta combinación de masas de aire genera una situación que se conoce como Oclusión Caliente. En la Figura 9 puede verse que el frente ocluído es una continuación del frente cálido mientras que el frente frío queda perpendicular a ambos. (a) (b) Figura 9: Oclusión Caliente. (a) Representación en una carta de superficie, (b) representación de un corte vertical c.2) Oclusión Fría Puede darse el caso en que el aire frío que avanza hacia el norte sea más frío y por lo tanto más denso que el aire que permanece delante del frente caliente y que llamaremos Aire Fresco. En este caso, el aire más denso que avanza desde atrás del frente frío, es tan denso que levanta tanto al aire cálido como al aire fresco. Esta combinación de masas de aire da por resultado una Oclusión Fría (figura 10). En dicha figura puede verse que la oclusión es una continuación del frente frío, mientras que el frente caliente queda perpendicular a esa línea. (a) (b) Figura 10: Oclusión Fría. (a) Representación en una carta de superficie, (b) representación de un corte vertical c.3) Punto Triple Se denomina “Punto Triple” a la zona en donde se juntan el frente frío, el frente cálido y el frente ocluido. Es allí donde pueden generarse centros de baja presión. En algunas ocasiones, la depresión asociada a un frente ocluido, se separa del sistema frontal principal y queda aislada y casi sin desplazamiento, mientras que en el punto triple tiene lugar la formación de una nueva oclusión. 6.- Sistemas de altura Se denomina de esta forma a las diferentes configuraciones que suelen aparecer en los mapas que representan los niveles superiores de la atmósfera. Por ejemplo, resulta significativa la presencia de aire frío suspendido como una gran burbuja en los niveles medios o superiores (entre los 4.000 y los 10.000m, Figura 11). Superficie isobárica deprimida Aire obligado a ascender Aire frío en descenso Figura 11: Esquema de un núcleo de aire frío en altura cuyo descenso provoca el ascenso de aire cálido en niveles inferiores Las cartas que se utilizan para representar el estado de la atmósfera en esos niveles muestran las alturas a las cuales se encuentran algunas superficies isobáricas típicas. Al existir un sector más frío que los alrededores, éste estará más denso, ocupará menos volumen y en consecuencia, las superficies isobáricas se encontrarán deprimidas o hundidas. Entonces las cartas que despliegan la altura, por ejemplo de 500 hPa, mostrarán una zona con alturas menores allí donde el aire esté más frío. Físicamente, una porción de aire frío flotando en el seno de la atmósfera, tenderá a caer por su diferencia de densidad. Al bajar, desalojará el aire que se encuentra en los niveles bajos, generando movimientos de ascenso. 7. Estructura de "Altas" y "Bajas" Recordemos que una superficie isobárica es una superficie dentro en la cual existe igual presión en todos sus puntos. Las cartas de altura describen las posiciones o alturas de esas superficies isobáricas en forma de vaguadas y de cuñas. La figura 12 muestra la configuración básica que se observa en el Hemisferio Sur. Los ejes de Baja presión se denominan Vaguadas; las delanteras de estas vaguadas favorecen el desarrollo de ondas ciclónicas en superficie. Los ejes de Alta presión se denominan Cuñas; las delanteras de estas cuñas favorecen el desarrollo de centros de alta presión y buen tiempo en superficie (Figura 12). Figura 12 : Esquema de cuñas y vaguadas en altura Se ha comprobado que a mayor pendiente (inclinación respecto de la vertical) de las superficies isobáricas, mayor es el viento que sopla en ese nivel. Por otra parte, la distancia vertical existente entre dos superficies isobáricas se denomina espesor. Existe una regla que indica que los espesores son mayores cuanto mayor es la temperatura del aire dentro del mismo. La resta vectorial entre el viento de dos niveles (viento de "arriba" menos viento de "abajo") da como resultado un tercer viento denominado viento térmico. En nuestro hemisferio este viento se caracteriza por dejar el aire frío a su derecha y el aire caliente a su izquierda. Tales sistemas de presión y su desarrollo en altura son: 7.1.- Baja fría (dinámica) Es un centro de baja presión en superficie, que por efecto de aire frío presente en su columna vertical central los espesores se reducen, por lo que la baja se intensifica con la altura. Esta baja posee ascenso de aire en su centro con convergencia horizontal en capas bajas y divergencia horizontal en los niveles altos. Está asociada a nubosidad en todos los niveles y casi siempre con mal tiempo y precipitaciones. La pendiente de las superficies isobáricas aumenta con la altura, por lo que también se incrementa la velocidad del viento (Figura 13). Figura 13 : Esquema de una baja fría 7.2.- Anticiclón Cálido (dinámico) Posee aire caliente en su columna central por lo que los espesores dentro de ella son mayores que el entorno. En consecuencia la alta se intensifica con la altura. También aumenta con la altura la pendiente de las superficies isobáricas, motivo que trae aparejado un incremento de la velocidad del viento. Existe divergencia horizontal en superficie y convergencia horizontal en los niveles altos La subsidencia (descenso de aire) en todos los niveles, determina la disipación de las nubes y cielo casi despejado con buen tiempo (Figura 14). Figura 14 : Esquema de una alta caliente Es un centro de baja presión en superficie, que por efecto de aire frío presente en su columna vertical central los espesores se reducen, por lo que la baja se intensifica con la altura. Esta baja posee ascenso de aire en su centro con convergencia horizontal en capas bajas y divergencia horizontal en los niveles altos. Está asociada a nubosidad en todos los niveles y casi siempre con mal tiempo y precipitaciones. La pendiente de las superficies isobáricas aumenta con la altura, por lo que también se incrementa la velocidad del viento. 7.3.- Baja cálida (térmica) Tiene un centro de baja presión junto al suelo, el que desaparece ya en los 2 ó 3 Km. de altura. Más arriba se encuentra una alta que se intensifica con la altura y abarca casi toda la troposfera. Esto se debe a la presencia de aire caliente en todos los niveles de la columna vertical central. Los vientos de la baja térmica disminuyen con la altura hasta que se hacen nulos en el nivel donde las superficies isobáricas se hacen horizontales. Más arriba, comienzan a aumentar nuevamente, ya que se incrementan las pendientes de las superficies isobáricas. Entre el suelo y el nivel en que desaparece la baja se distingue ascenso de aire y por encima existe subsidencia. Se forma en zonas continentales cálidas y suelen tener dentro de sí, tiempo bueno y poca nubosidad (Figura 15). Figura 15 : Esquema de una baja caliente 7.4.- Alta fría (térmica) Tiene en su columna central aire frío. La alta de superficie es reemplazada entonces a los 2 ó 3 Km. por una baja que aumenta su intensidad con la altura. Tiene descenso de aire en las adyacencias al suelo y ascenso en las capas medias y altas de la troposfera. Forma nubosidad media y alta. Se pueden producir algunas precipitaciones que caen dentro de la alta fría de superficie (Figura 16). Figura 16 : Esquema de una alta fría 8.- La depresiòn aislada de niveles altos – DANA (Gota Fría) La depresión aislada de niveles altos DANA, en el ámbito meteorológico, es una particular baja muy conocida, denominada también gota fría. Se trata de una baja en altura, con un diámetro aproximado de 500 a 1.000 Km. y se encuentra asociada a un núcleo de aire muy frío. Se la suele encontrar entre los 5 y los 9 Km. de altura y acostumbra presentarse en invierno, por lo común se manifiesta entre las latitudes de 30° a 45° Sur desde el Océano Pacífico, luego cruza por encima de la cordillera de los andes generalmente entre Chile y Argentina. Esta "DANA o gota fría", con frecuencia origina una zona poco definida de mal tiempo, especialmente con nubes medias que se extienden en un área de 500 kilómetros o más de diámetro. Por lo general, se desplaza con lentitud y la dirección de movimiento es incierto (pues depende del total de los movimientos verticales), resultando así difícil de predecir. En la mayoría de los casos, la "DANA o gota fría" se origina a partir de un brusco corte en la corriente en chorro ("Jet stream"). Esto sucede cuando del lado frío del jet se desprende un remolino de aire frío, que avanza hacia el norte, entrando en la masa cálida, en la que flota a manera de "gota" que gira sobre sí misma. El aire frío de la "DANA" queda de esta manera completamente separado de su fuente de origen. La baja así formada carece de frentes. Su energía es comunicada por los vientos de la corriente en chorro y por la "inyección" de aire frío. Esta energía es tan grande, que la "DANA" taladra la atmósfera hacia abajo, ya que el aire que la constituye es más pesado que el cálido en que se halla sumergida. En consecuencia, puede aparecer la correspondiente baja en tierra. Es así que los fenómenos atmosféricos asociados suelen ser intensos, pues mientras que el aire frío desciende, el aire caliente de las capas bajas es obligado a ascender violentamente. Se producen así abundantes lluvias, con tormentas en verano, y a veces con nevadas en invierno. Teniendo en cuenta que la "gota fría" no recibe nuevos aportes de energía, gasta ella poco a poco su propio contenido energético, hasta que apaga su vida. Cabe destacar que no siempre se refleja en el campo bárico de superficie, sea por intermedio de la formación de una baja o por la aparición de circulación ciclónica. Entonces, suele suceder que la "DANA" da origen a precipitaciones en la parte central de un anticiclón de superficie preferentemente en invierno. 9.- Brisas costeras Brisas marinas. Se localizan en la costas y se producen por el efecto de las diferencias de calentamiento y enfriamiento que experimenta la Tierra y las masas de agua. Durante el día la mayor temperatura de la tierra da lugar a ascendencias del aire calentado que son rápidamente compensadas por la llegada de aire frio procedente del mar o grandes lagos. Durante la noche el mecanismo se invierte al estar el agua más caliente aunque la velocidad del viento suele ser menor debido a que las diferencias no son tan acusadas, generándose la Brisa terrestre (Figura 17). Figura 17 : Esquema de brisas de mar y tierra 10.- Sudestada Se caracteriza por vientos fuertes del cuadrante SE en la zona del Río de la Plata, acompañados por persistencia de mal tiempo, lluvias continuas y bajos valores de temperatura. Es importante destacar además las severas crecientes que se producen y que dan lugar a inundaciones en las costas argentinas. Se produce generalmente en los meses invernales y el comienzo de la primavera y se debe a la acción combinada de dos sistemas, uno de alta presión ubicado sobre el Océano Atlántico frente a las costas de la Patagonia Central, y otro de baja presión o sistema ciclónico que se ubica en el sur de las provincias del Litoral y oeste de la República Oriental del Uruguay (Figura 18). Figura 18 : Configuración tipica de una Sudestada 11.- Pampero Se conoce con este nombre al viento que sopla luego del pasaje de algunos frentes fríos (Figura 19). Proviene del sudoeste (SW), se lo denomina según su zona de origen aparente: la llanura pampeana. Se trata de vientos arrachados, que suelen mantenerse intensos (típicamente entre 15 y 25 kt) por varias horas. Figura 19 : Configuración y secuecia tipica de un viento pampero 12.- Viento zonda Ocurre entre mayo y noviembre, en los valles del faldeo oriental de la Cordillera de los Andes, desde la provincia de Neuquén hasta la de Jujuy. Es un viento fuerte caracterizado por su extrema sequedad y elevada temperatura. Este viento recibe el nombre por el Valle del Zonda en la provincia de San Juan. Comienza en el Océano Pacífico, cuando los vientos cargados de humedad y con suficiente intensidad logran trepar las laderas occidentales de la Cordillera de los Andes, pasando al territorio argentino. En ese ascenso se condensa la humedad y se producen precipitaciones del lado chileno de la cordillera. Una vez que el aire se ha descargado de humedad, cruza hacia el territorio argentino. En ese descenso, el aire se comprime y se calienta, alcanzando elevadas temperaturas. Suele ocurrir que el descenso hacia el este sea algo violento, con intensidades de 20 a 30 nudos, pero lo más notable es su elevada temperatura y su bajísimo contenido de vapor. Este efecto es particularmente notable en la región de Cuyo donde la cordillera alcanza sus alturas más elevadas (Figura 20). Figura 20 : Ezquema de un viento Zonda
