Masas de Aire y Frentes

Cap. 9 Masas de aire y frentes.

CAPITULO 9. MASAS DE AIRE Y FRENTES.

9.1 MASAS DE AIRE. El concepto de masa de aire fue desarrollado por un grupo de meteorólogos escandinavos en Noruega, conocida como la Escuela de Bergen, encabezados por Vilhelm Bjerknes (1862 – 1951), entre los años 1918 y 1923. En el estudio sobre la teoría del Frente Polar, plantearon que la actividad meteorológica se concentra en zonas relativamente reducidas, en las fronteras entre las masas de aire frías y calientes. Llamaron a estas zonas “ frentes” por su analogía con los frentes de batalla de la Primera Guerra Mundial. Posteriormente se comprobó que los frentes son la principal causa del tiempo atmosférico, y se desarrollaron métodos que permiten a los meteorólogos predecir sus movimientos con una precisión considerable.

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Una masa de aire se define como un gran cuerpo de aire cuyas propiedades físicas, sobre todo la temperatura y la humedad son aproximadamente uniformes en sentido horizontal, de dimensiones de 1000 km o más. Las regiones de contraste de temperatura, humedad, presión, viento y energía  potencial, que se ubican entre dos masas de aire, se llaman  frentes o  zonas frontales nas  frontales, son muy estrechas, entre 10-50 km. Es a lo largo de estas zonas donde la energía potencial se transforma en energía cinética generando grandes tempestades viajeras llamadas ciclones. Las masas de aire se producen sobre los continentes o sobre los océanos, en tales regiones el aire adquiere las propiedades físicas de la superficie que tiene debajo. Estas regiones se llaman fuentes llaman  fuentes de masas de aire. aire . Una masa de aire pierde estabilidad cuando abandona su región fuente, esto implica un cambio de temperatura, de humedad y también de su estabilidad vertical. Así por ejemplo, cuando una masas de aire se mueve sobre una superficie mas caliente absorbe calor por debajo, el resultado será la generación de nubes y con ello chubascos, tormentas, granizo o

 

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tornados; por el contrario si se mueve sobre una zona fría, la masa de aire libera calor y generará estabilidad, produciendo nieblas y neblinas. Una masa de aire se generaría o adquiriría sus características de la región fuente, de las superficies sobre las cuales ha viajado el aire después de abandonar la fuente y de la edad y tiempo que ha empleado en el viaje. La magnitud de las modificaciones y la profundidad vertical a la que se han extendido dependerán del contraste con la superficie subyacente y de la duración de las influencias modificadoras.

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9.2 FUENTES DE MASAS DE AIRE EN INVIERNO.

Un esquema general de estas regiones fuentes puede obtenerse considerando los principales rasgos de las propiedades físicas de la superficie de la Tierra y las corrientes de aire que la barren. De acuerdo a la distribución global de temperatura de invierno (figura 4.5), se observa que en las  proximidades del Ecuador la temperatura es muy uniforme, en el cinturón de latitudes medias la transición es bastante gradual, y en latitudes altas se encuentran grandes contrastes a lo largo de los bordes de hielos polares, también en las costas de los continentes se encuentran grandes contrastes de temperatura. Una característica de importancia considerable es la tendencia que las corrientes de aire tienen a divergir de las áreas de alta presión y a converger en las áreas de presión baja. Como consecuencia, las propiedades adquiridas por el aire en los anticiclones se esparcirán horizontalmente y el aire tenderá a uniformarse, mientras que los contrastes de masas de aire se mantendrán en las regiones de bajas presiones. Por consiguiente, debemos considerar las áreas de altas presiones como las principales productoras de masa de aire. De acuerdo a lo anterior, las diferentes regiones fuentes de masas de aire durante el invierno son las siguientes:

 

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Fuentes de aire ártico. ártico . Es la región de los campos árticos y antárticos de hielo y nieve. Las propiedades de la superficie subyacente son uniformes en alto grado; el sol esta bajo el horizonte la mayor parte del invierno y el área esta principalmente ocupada por los anticiclones polares. Los vientos son débiles y el aire permanece en contacto con el suelo durante largo tiempo. Fuentes de aire polar continental. El suelo está generalmente cubierto de nieve, y cada una de las regiones está dominada por un área polar continental de altas presiones. Puesto que en estas regiones no brilla el sol, y  puesto que la nieve es un buen radiador, cualquier aire que invada estas regiones se enfriará rápidamente por la irradiación en onda larga del suelo. El resultado es un mínimo de temperatura en el suelo y un máximo entre los 900 y 850 milibares (1.0 a 1.5 km). En esta inversión el calor es conducido hacia abajo y la temperatura del suelo se establece como un equilibrio entre el calor perdido por irradiación y el ganado por conducción. La distribución de humedad en la vertical muestra una marcha semejante, indicando que el aire suministra vapor de agua al suelo. Tanto las masas de aire polar continental como las masas de aire ártico son altamente estables; el gradiente de temperatura en las capas bajas es mucho menor que el adiabático, y las nubes estratiformes son las predominantes.

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Fuentes de aire marítimo tropical . En estas regiones el movimiento del aire esta determinado por los anticiclones subtropicales que son muy persistentes y que están ubicados sobre los océanos de temperaturas uniformes. En la superficie el aire también es muy uniforme, pero no se extiende hasta grandes alturas. En la parte este de estos anticiclones existe un   persistente movimiento de subsidencia y normalmente se produce una inversión de subsidencia entre unos 500 a 1000 metros de altura sobre la superficie del mar. En Chile esto se observa claramente en el radiosondeo de Antofagasta, como se analizó en el capítulo 8. La humedad absorbida del océano se limita a la capa límite marina, y por encima de la inversión la humedad relativa es muy baja, con valores menores que 30%.

 

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En la parte oeste de las altas subtropicales se produce un ligero movimiento ascendente, con un profundo gradiente de temperatura. Como consecuencia, la humedad absorbida del océano asciende hasta grandes alturas. La diferencia entre la estructura de las masas de aire en los bordes estes y oestes de los anticiclones subtropicales se puede apreciar claramente comparando la distribución de precipitaciones de la zona central de Chile con la de Uruguay, mostrada en la figura 8.11 del capítulo 8. Fuente tropical continental . Ocupa la mayor parte de los continentes, la tierra está muy seca y la circulación es anticiclónica, pero de intensidad débil. La subsidencia desde altura es acentuada y el aire es relativamente seco en una capa profunda.

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  Regiones de Transición. Transición. Son regiones de transformación rápida de masas de aire (en cálidas o frías), en las cuales el calor y la humedad son tomados por el aire a grandes velocidades, alcanzando grandes alturas debido a un aumento en la movilidad vertical del aire, son regiones de frecuentes tempestades.   La región ecuatorial. En el borde ecuatorial de las altas subtropicales, los alisios se encuentran en la zona de convergencia intertropical, sobre agua más caliente. En la zona de convergencia hay un movimiento general de ascenso; el gradiente de temperatura es profundo y la conducción de calor y humedad hacia arriba, hasta niveles altos, es activa. Nos encontramos con el cinturón ecuatorial con nubes de gran desarrollo vertical y precipitación intensa.   La región de los monzones. Sobre Asia, el monzón de invierno fluye como un viento débil o moderado alrededor de India y el sudeste asiático, generalmente es seco y templado. En esta región el aire relativamente frío y seco se transforma en aire caliente y húmedo.

 

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9.3 FUENTES DE MASAS DE AIRE EN VERANO. Durante la parte cálida del año los contrastes entre latitudes bajas y altas y entres mares y continentes son más débiles que en invierno, por lo que los contrastes entre las diferentes masas de aire son menores que en invierno. Se pueden identificar distintas masas de aire, y, lo mismo que en invierno, los factores a considerar son las propiedades de la superficie subyacente y la circulación en la baja atmósfera.

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De la distribución global de temperaturas de verano mostrada en la figura 4.5, se observa que la temperatura en la superficie del mar es esencialmente la misma que en invierno, excepto que en latitudes medias las aguas están un poco más calientes y hay mayor uniformidad de temperatura. Pero la diferencia de temperatura entre el invierno y el verano sobre los continentes es muy grande. La temperatura máxima media anual se  puede usar como un indicador de las propiedades del suelo de tierra firme. Esta temperatura, que es la temperatura promedio que se alcanzarían en días relativamente calmados y claros, es una buena medida de la capacidad de la superficie terrestre para usar la radiación que llega al suelo. En los mapas de isoterma, se observa que los desiertos y las regiones áridas se caracterizan por alcanzar temperatura máximas sobre 40° C. Las grandes extensiones de praderas y bosques alcanzan temperaturas máximas claramente uniforme de 30° C a 35° C. La diferencia entre esas masas de tierra no es muy grande, y la transición es bastante gradual. Los contrastes principales se encuentran a lo largo de los bordes polares y de las costas oestes en latitudes medias. Para delimitar las regiones favorables al desarrollo de masas de aire distintas, superponemos los vientos en las proximidades de la superficie terrestre sobre el campo de isotermas. En general se pueden distinguir las siguientes fuentes de masas de aire en verano.   Las fuentes de aire ártico. Esta región está bien definida; abarca los campos polares cubiertos de hielo y nieve, y está a su vez cubierta por un sistema de circulación anticiclónica. La temperatura de la superficie está

 

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limitada por el punto de fusión, y la región rodeada por aire caliente, en  particular por el lado de los continentes. La masa de aire, en conjunto, se encuentra estancada. Su humedad relativa es alta y las formas predominantes de nubes son las nieblas y estratos bajos.   Las fuentes de aire tropical continental . Las masas de aire sobre los continentes están caracterizadas por vientos relativamente flojos. En las zonas continentales influenciados por los sistemas de presiones altas, con subsidencia de aire desde altura, la columna de aire es relativamente seca y la precipitación escasa. Solo se encuentra humedad apreciable a lo largo de los bordes occidentales de las regiones fuentes, y aquí son claramente frecuentes los chubascos de verano.

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 Las fuentes de aire marítimo tropical. Estas regiones están ocupadas por  los anticiclones subtropicales. Las masas de aire son esencialmente las mismas de invierno, excepto que la temperatura es más alta. Las regiones son mas extensas y están situadas más hacia los polos que en invierno.  Las fuentes de aire polar. Las regiones polares están separada de las regiones tropicales por un cinturón relativamente estrecho. Dentro de estas regiones se forman masas de aire polar continental, sobre todo cuando se desarrollan allí áreas de altas presiones. En ocasiones el aire de estas fuentes puede esparcirse lejos hacia latitudes medias. Sobre los océanos, se forman las masas de aire polar marítimo.  La fuente aire ecuatorial. En verano, la zona de convergencia intertropical está muy desplazada al norte. Aquí hay un movimiento ascendente general; el aire es húmedo hasta grandes alturas, y son típicas las nubes cumulonimbus y la precipitación. Por el lado asiático el monzón de verano; con nubes y lluvia, penetra mucho en el continente. En el esquema de la figura 9.1 se muestran las ubicaciones de las distintas regiones fuentes de masas de aire.

 

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Figura 9.1 Regiones fuente de masas de aire.

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9.4 CLASIFICACIÓN DE LAS MASAS DE AIRE.

Las masas de aire se originan ya sea sobre continentes u océanos, cubren generalmente miles de kilómetros cuadrados y verticalmente varios kilómetros; es decir se ubican en una región geográfica extensa. Se sabe que tienen una presión uniforme y como este aire permanece estacionario, tienen la misma temperatura de la región donde se encuentran. Su límite es otra masa de aire con distintas propiedades. Adquiere las mismas características de la zona donde se encuentran y sus propiedades se modificaran mas lento o más rápido dependiendo de la rapidez con la que se mueva. Las masas de aire poseen distintas propiedades, según el lugar del planeta donde se originan, por lo que se pueden clasificar por su origen en la región fuente, como indica en la tabla 9.1. Además de esta clasificación por su origen, una masa de aire se caracteriza de acuerdo a su temperatura siendo esta mayor o menor a la superficie donde se encuentra, por lo que es costumbre referirse a las masas de aire como calientes o frías.

 

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Tabla 9.1 Clases de masas de aire.

Masa de aire

TemperaSímbolo tura (ºC)

Ártica continental Ac Ártica continental invierno AAc Polar continental invierno Pc verano Polar marítima invierno Pm verano Tropical contiTc nental Tropical marítima Tm verano Ecuatorial maríEm tima

-55 a -35

Humedad específica (gr/kg)

Propiedades

0.05 a 0.2

Muy fría, muy seca, muy estable

B  O   R  R   A   D   O   R   -35 a -20 5 a 15

0.2 a 0.6 4a9

Fría, seca y muy estable Fría, seca y estable

0 a 10 2 a 14

3a8 5 a 10

Fresca, húmeda e inestable Fresca, húmeda e inestable

30 a 42

5 a 10

Cálida seca e inestable

22 a 30

15 a 20

Aprox. 27

Mayor 20

Cálida, húmeda, estabilidad variable Cálida, muy húmeda e inestable

Una masa fría es aquella que está más fría que la superficie subyacente, y esta designación se usa sin tener en cuenta si la temperatura del aire es alta o baja. Una masa fría absorberá calor y humedad por abajo, el gradiente de temperatura se profundizara y el calor y la humedad serán llevados a niveles más altos. El tiempo característico asociado a una masa fría se compone de nubes cumuliformes, chubascos y, en casos extremos, tormentas. Análogamente, una masa de aire que está más caliente que la superficie que tiene debajo se llama una masa caliente. Aquí el calor será suministrado por el aire a la superficie bajo el. La estratificación en la capa mas baja será estable, y si se forman nubes serán estratiformes. En casos pronunciados habrá niebla y llovizna. Se acostumbra usar las letras K y W para indicar masas de aire frías y calientes. Estas letras se añaden entonces a los símbolos básicos que se dan en la tabla 9.1. Así TmW quiere decir una masa tropical marítima que esta más caliente que la su  perficie sobre la cual fluye. Análogamente, PcK significaría una masa  

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 polar continental que esta más fría que la superficie subyacente. De manera que refiriendo las masas de aire a su fuente y trazando sus movimientos desde que abandonaron la fuente, es posible explicar los caracteres principales de las nubes y el tiempo asociado a ellas. 9.5 FRENTES. Se llama frente llama  frente a la zona de transición entre dos masas de aire de distintas características físicas: presión, humedad, densidad, temperatura, viento, es decir, es una superficie de discontinuidad en las propiedades del aire, puesto que separa dos masas de distinta naturaleza, donde tienen lugar los fenómenos más importantes del tiempo.

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 Normalmente la densidad del aire es diferente de una capa a la otra, razón por la cual, si estas masas no tienen igual velocidad y del mismo sentido, se introducirán como cuñas una dentro de la otra, la más densa en la más liviana, formándose un frente frío o bien si la más liviana es la más veloz, sobremontará a la más densa, deslizándose en forma ascendente a lo largo de ella y la superficie de discontinuidad que se forma entre am bas, será un frente caliente. De esta manera cuando dos masas de aire de distinto estado térmico, o bien una proveniente de regiones polares y otra de las tropicales, convergen o se encuentran debe presentarse un área o línea de separación entre las dos corrientes. Si el encuentro se produce en el continente, el límite estará fijado por líneas de discontinuidad. Si se  produce en la atmósfera libre, el límite serán grandes superficies de discontinuidad, que son las que constituyen los frentes. Un frente se caracteriza por (a) un cambio rápido en la dirección del viento y un doblez en las isobaras, cuyo vértice apunta en sentido de ba  jas a altas presiones. (b) A menudo, aunque no siempre, un frente está asociado a nubosidad extensa que produce precipitación, que tiene lugar   principalmente en el lado frío del frente. (c) En casos extremos, la temperatura cerca del suelo puede estar influida fuertemente por condiciones

 

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locales, esto puede confundir los contrastes existentes a través de capas  profundas de aire. En todos los frentes las masas de aire cálidas toman un movimiento a lo largo de la superficie frontal y originan fenómenos variados de nubosidad y con frecuencia lluvias. A lo largo del frente se ve como la dirección del viento cambia, producido por un típico doblez en las isobaras que apunta desde las bajas presiones a las altas (el doblez apunta en esa dirección, el viento se sabe que se mueve de las altas presiones a las bajas). En la figura 9.2, se muestra un sistema frontal en superficie, las líneas gruesas representan a los frentes y las líneas delgadas son las isobaras, las letras L y H indican centros de bajas y altas presiones respectivamente y los números sobre las isobaras son los valores de la presión atmosférica, en hPa.

B  O   R  R   A   D   O   R   Figura 9.2 Sistema frontal en superficie.

 

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9.5.1 Estructura térmica de los frentes. Al ascender por la vertical  z  encontramos que los frentes poseen características propias en cuanto a la variación vertical de temperatura T , como se muestra en el esquema de la figura 9.3. Si el frente se encuentra fuertemente señalado, la temperatura aumentará a través de la capa frontal, en el caso de que se encuentre moderadamente señalado la temperatura se mantendrá mas o menos constante y si el frente estuviese débilmente señalado la temperatura descendería. Lo importante es que el gradiente de temperatura, sea menor dentro de la capa frontal. La movilidad del aire, según la vertical, y los intercambios de calor y humedad aumentan rápidamente con el gradiente de temperatura. Como consecuencia tenemos que los frentes se comportan como una barrera contra tales intercambios, es por eso que el calor y la humedad que hay abajo de la superficie frontal se distribuyen dentro de la cuña fría y en muy poca medida atravesaran la superficie frontal, lo mismo para la masa de aire cálida. Cuanto más fuertemente señalado este el frente, más eficaz será como barrera.

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Figura 9.3. Variación vertical de temperatura en un frente.

z 

z 

z 

T 

  Frente muy Señalado

 

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T 

Frente moderadamente señalado

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T 

Frente poco señalado

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9.5.2 Presión y viento en los frentes. Un frente, además de ser una zona de rápida transición de temperatura, también lo es de rápido cambio de la presión y el viento. Como el aire frío es mas denso, aquí el peso de la columna de aire es mayor que en el aire caliente. Este exceso de presión de la cuña fría bajo el frente es la causa de que las isobaras se doblen, apuntado hacia las altas presiones en superficie. Si un observador se coloca con el viento a su espalda en el sentido de avance del frente, el viento se desviará a su derecha en el hemisferio sur cuando pase el frente. Normalmente la velocidad del viento cambiará cuando el frente pase, aumentando o disminuyendo, según la separación de las isobaras.

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9.6 FORMACIÓN DE FRENTES O FRONTOGÉNESIS.

Para estudiar la formación de los frentes, debemos debemos referirnos al viento,  puesto que nos señala el transporte, la acumulación o la divergencia de las masas de aire, así como la uniformidad, aproximación o separación de las isotermas e isobaras en las cartas de tiempo. Los vientos que, por ser  iguales y paralelos en algunas regiones, indican traslación de la masa de aire, no alteran la disposición de las isotermas, por lo tanto, no crean ni destruyen frentes. Lo mismo ocurre con los movimientos de rotación de ciclones y anticiclones. La proximidad o lejanía, es lo que modifica la distancia entre isotermas, creando o destruyendo discontinuidades. Si los vientos son convergentes o divergentes, hacia un punto, se producirá ahí el aumento o disminución de la temperatura de la masa de aire, no se creará línea de discontinuidad pero si existirá una deformación en las isotermas lo cual creará, reforzará, debilitará o anulará un frente. En el estudio de los frentes se debe incluir su formación, que se llama  frontogénesis,  frontogénesis, su evolución y su disolución, llamada  frontólisis.  frontólisis. Para tener una visión de los procesos que conducen a la formación de frentes, supongamos una masa de aire que ocupa una cierta posición. Esta masa de aire se puede mover de un lugar a otro y obtener nueva forma y orien-

 

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tación en su última posición, por medio de cuatro movimientos diferentes. Se puede mover sin que gire ni altere su forma ni volumen, este movimiento se llama traslación. traslación. Puede cambiar su orientación, girando alrededor de un eje, movimiento que se llama rotación. rotación. Puede aumentar o disminuir su volumen, proceso que se llama expansión o divergencia. divergencia. Puede alterar su forma, lo que se llama deformación. deformación. Estos movimientos se describen a continuación, las figuras se refieren al hemisferio sur. Traslación: Traslación: Este movimiento no puede cambiar la distancia entre las isotermas, pues todas se moverán con la misma velocidad y dirección, por lo tanto no crea ni destruye los frentes (figura 9.4, izquierda).

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 Rotación:  Rotación: Al igual que la traslación, no altera el espacio entre las isotermas porque todas giran con la misma rapidez de rotación. Las rotaciones corresponden al viento gradiente alrededor de centros de alta y baja presión (figura 9.4, derecha). Figura 9.4 Traslación (izquierda) y rotación.

 

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baja

alta

Rotación ciclónica

Rotación anticiclónica

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Convergencia y divergencia: divergencia : Tanto la convergencia como la divergencia en la atmósfera son de pequeña magnitud en comparación con los anteriores, por lo que se pueden despreciar (figura 9.5, izquierda convergencia, derecha divergencia). Figura 9.5 Convergencia (izquierda) y divergencia.

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 Deformación:  Deformación: Producida por la deformación de las isobaras en las  proximidades de una región entre dos parejas de altas y de bajas presiones. Si un haz de isotermas se sobrepone a la deformación, se ve que cambiará la separación entre isotermas (figura 9.6 superior izquierda). Si las isotermas son aproximadamente paralelas al eje vertical en la figura, se dispersarán y el aire tenderá a hacerse mas uniforme. Pero si fueran aproximadamente paralelas al eje horizontal, las isotermas de cada lado serían llevadas hacia ese eje; al pasar el tiempo se agruparían muchas isotermas y se formaría una discontinuidad de temperaturas. Esto es lo que se llama frontogénesis.

 

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9.6.1 Combinaciones frecuentes. En la atmósfera es frecuente que se combinen los cuatro tipos de movimiento. Pero la convergencia o divergencia es tan pequeña que se puede despreciar, y la traslación no agrega nada nuevo a la combinación. La superposición de una rotación combinada con la deformación tiene, en cambio, algún interés. Si sobreponemos una débil rotación ciclónica a un campo de deformación, se obtiene la configuración que se muestra en la figura 9.6 superior  izquierda. Si la deformación es más intensa que la rotación, se obtiene un eje de flujo hacia fuera y otro hacia adentro, pero ahora no serán perpendiculares. Si la rotación es más débil que la deformación, la rotación ciclónica se sumará a la curvatura de las líneas de flujo ciclónicas y se restará de las líneas de flujo anticiclónico (figura 9.6 superior derecha). Si la rotación y la deformación tienen la misma intensidad, obtenemos dos corrientes rectilíneas deslizándose una junto a la otra (figura 9.6 inferior  izquierda). Si la intensidad de la rotación excede a la de la deformación, las líneas de flujo son ahora cerradas y de forma elíptica (figura 9.6 inferior derecha).

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Como el proceso de frontogénesis depende esencialmente de la presencia de una deformación, se puede concluir que las cuatro situaciones de la figura 9.6 serán frontogenéticas, suponiendo que se presentarán contrastes de temperatura con una orientación favorable. Si en lugar de una rotación ciclónica se sobrepone una anticiclónica, se  producen configuraciones análogas a la anterior, excepto que estas se parecerán al movimiento asociado a las cuñas de alta presión o anticiclones alargados. Las experiencias prueban que estas rara vez son frontogenéticas. Por lo tanto, en los análisis de tiempo, se debe buscar la frontogénesis en los collados y sistemas ciclónicos alargados.

 

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Figura 9.6 Combinación de movimiento de rotación con deformación.

BAJA

ALTA

ALTA BAJA

B  O   R  R   A   D   O   R   BAJA

ALTA

  J A   B A

BAJA

ALTA

  T A  A  L

BAJA

  J A   B A

Las regiones de deformación, donde se producen dos centros ciclónicos con otros dos anticiclónicos se llaman collados y son altamente favora bles para la formación de frentes, puesto que en el collado concurren una masa de aire convergente con otra de aire divergente. El eje horizontal en el collado se llama de eje de dilatación, y el eje vertical se llama eje de contracción (figura 9.7). La corriente convergente acumula las masas de aire y aproxima las isotermas tendiendo a crear un frente paralelo a la

 

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línea de flujo divergente o eje de dilatación. Si las isotermas forman con el eje de dilatación un ángulo menor de 45º, la aproximación de las masas crea el frente acercando las isotermas y haciéndolas girar, este proceso se llama frontogénesis llama  frontogénesis.. Si forman un ángulo mayor de 45º las masas convergentes se abren paso entre las isotermas, las separan y deshacen el frente, este proceso se llama  frontólisis.  frontólisis. La creación de un frente será más fácil y rápida cuanto menor sea el ángulo que formen las isotermas con el eje de dilatación, además la formación del frente la facilitará la mayor intensidad del viento y el mayor gradiente térmico.

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Figura 9.7 Centros de altas y bajas presiones en un collado.

BAJA

ALTA

    E     T     N     E     G     R     E     V     N     O     C

FLUJO

ALTA

   O    J     U     L     F

DIVERGENTE

BAJA

La distribución de las isobaras y de los vientos, no sólo determina las circunstancias más favorables para la formación o disolución de un frente, sino también la trayectoria y la velocidad del frente sobre la superficie terrestre. Por ejemplo, si el viento es más intenso detrás del frente, por  ser mayor el gradiente de presión, se producirán temporales al paso del frente, si además el aire es inestable, se originan rachas violentas de vien 

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tos. Por otra parte, si el gradiente de presión es menor detrás del frente, el viento se debilita y puede producirse calma después del paso del frente. fr ente. Otro factor que puede alterar a un frente es el paso de una zona marítima a una continental, así como el cruzar una zona montañosa o cordillera. En este último caso, las nubes producen casi la totalidad de la precipitación en la ladera anterior de la montaña, que obstruye el paso del frente, produciendo corrientes en la ladera posterior que disminuyen la humedad, disolviendo el frente, como se analizó en la sección 5.9 del capítulo 5.

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9.7 CLASES DE FRENTES.

Los frentes se clasifican según su movimiento respecto a las masas de aire frío y caliente. Se distinguen cuatro tipos de frentes: frío, cálido, estacionario y ocluido. Se representan gráficamente en los mapas, con triángulos y/o semicírculos, dirigidos hacia donde avanza el frente, se usa una línea azul para frente frío, roja para frente cálido, azul y roja para estacionario o violeta para frente ocluido, con los símbolos que se indican en la figura 9.8. Figura 9.8 Simbología de los frentes.

 

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9.7.1 Frente frío. Se produce cuando una masa de aire frío alcanza y empuja por abajo a una de aire caliente, como éste último es más liviano, el aire frío penetra  por la parte inferior de la masa de aire cálido, elevándola. En un frente frío la cuña de aire frío avanza sobre la masa de aire cálida, la superficie frontal se encorva por el aumento del viento con la altura y en el suelo el movimiento es mas lento. Si el frente se mueve más rápido la pendiente es mayor. En la figura 9.9 se muestra un esquema de un frente frío. f río.

B  O   R  R   A   D   O   R   Figura 9.9 Frente frío.

Fenómenos al paso de un frente frío .

La llegada de este frente marca un sensible cambio de las condiciones atmosféricas. Su franja de nubes es mas estrecha, ya que el aire frío de la cuña se calienta adiabaticamente y disminuye su humedad relativa; por lo que suele tardar poco en llegar desde que se observan las primeras nubes, ya que el aire cálido asciende con mayor velocidad sobre el frente y se

 

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enfría adiabaticamente más rápido, lo que provoca la formación de nubes favorables a la lluvia. Al ser el ascenso del aire prácticamente vertical, la condensación se produce en forma de cumulonimbus, que son de gran altura; se configuran en forma de potentes torres que se ensanchan notablemente en altitud. Se originan chubascos intensos siendo frecuentes las granizadas y tormentas si es que el desarrollo vertical es alto y brusco. Si por el contrario el aire ascendente es estable, los contornos de las nubes son más suaves (como nimbustratos) y las  precipitaciones más continuas. Al paso de este frente el viento alcanza su mayor fuerza. A la llegada del frente la presión sube porque empieza a haber aire frío mas pesado en altitud; y a medida que el aire va entrando aumenta la presión y el viento va disminuyendo, la lluvia cesa y aparecen los cúmulos. La cantidad de precipitaciones dependerá de la mayor o menor cantidad de vapor de agua que contenga la masa de aire cálido. Normalmente estos frentes duran poco tiempo, se presentan con aspecto nuboso y amenazador, al que siguen fuertes vientos y abundantes precipitaciones. Este tipo de frente corresponde a los ciclones o tormentas típicas del verano.

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9.7.2 Frente cálido. cálido .

Se produce cuando una masa de aire mas caliente avanza para reemplazar  una masa de aire mas fría que se mueve mas lentamente o retrocede. La masa de aire cálida asciende rápidamente por sobre la cuña fría de la su perficie frontal, la cual posee pendiente pequeña y es sensiblemente plana, y se enfría adiabáticamente a medida que asciende; el aire caliente además envuelve al aire frío por los costados. Esto explica el extenso sistema nuboso y área de precipitación delante del frente cálido en el suelo. Los cambios que se producen en la zona de transición ocurren completamente en la masa de aire frío, ya que es allí donde el vapor de agua del aire caliente se satura al enfriarse. La figura 9.10 muestra un esquema de un frente cálido.

 

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Cap. 9 Masas de aire y frentes.

Figura 9.10 Frente cálido.

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Fenómenos al paso de un frente cálido .

La estabilidad o inestabilidad de la masa de aire cálido puede modificar  los tipos y abundancia de las nubes; pero la disposición ordinaria de éstas y el orden en que se suceden cuando el frente avanza, es el siguiente (ver  figura 9.10): primero se forman cirros a gran altitud, con esto se inicia el descenso de la presión debido al aire cálido que asciende. Luego aparecen los estratos con tres familias consecutivas: Primero Cirrostratos, aquí la presión continua bajando, pues se espesa la capa de aire cálido que es más ligero. Luego los Cirrostratos bajan y se transforman en altostratos, que pueden  producir alguna llovizna, la presión continua bajando y el viento aumenta significativamente su velocidad. Seguidamente aparecen los nimbustratos, que se ubican sobre el mismo frente donde comienza una lluvia más insistente y la presión sigue bajando y el viento puede alcanzar sus mayores intensidades.

 

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Tras el paso de este frente cálido, llega la masa de aire cálido la cual em puja la masa de aire frío, aquí la presión alcanza su valor más bajo y se estabiliza. Estas últimas capas más bajas, de tipo nimbustratos, pueden formar masas densas en estratos y cúmulos, que oculten el cielo y cubran al menos parcialmente las nubes más altas, que suelen venir con nieblas que son mas densas mientras mas fría se encuentre la masa de aire de abajo. No obstante, cuando el aire caliente no es estable, pueden no existir los estratos, pero sí los cúmulonimbos, formándose en cambio estratos en la masa de aire frío cuando ésta es estable. Los caracteres de la lluvia varían también con la estabilidad, iniciándose bruscamente en el aire caliente inestable, con fuertes chubascos y tormentas; mientras que si el aire caliente es estable, la lluvia se inicia suave y lentamente sin alteraciones violentas. Los frentes cálidos corresponden a todos los ciclones de tipo extratropical, llamados depresionarios o sistemas nubosos depresionarios, que se trasladan lentamente dando lugar a precipitaciones de largo  período, conocidas como lluvias ciclónicas.

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9.7.3 Frente estacionario .

Cuando un frente frío o cálido deja de moverse desde su posición sinóptica inicial, se convierte en un frente estacionario. Sus características atmosféricas serán las mismas que las del frente que lo originó, salvo que  persistirán en la región que ocupan, ya que el frente no se traslada. Si se mueve muy poco, se llama frente llama  frente semiestacionario. semiestacionario . 9.7.4 Frente ocluido. ocluido .

También se llama oclusión, es más complejo y se forma entre dos masas de aire diferentes que han entrado en conflicto. En los frentes ocluidos se combinan los efectos de los frentes cálido y frío, como se ve en el esquema de la figura 9.11, ya que entran en juego tres masas con dos superficies frontales: una que separa las dos masas superficiales formando un

 

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Cap. 9 Masas de aire y frentes.

frente frío (figura 9.11 superior) o caliente (figura 9.11 inferior) y otra superficie frontal que no llega al suelo y termina sobre la anterior, sirviendo la oquedad entre ambas de asiento a una masa de aire caliente. La nubosidad se desarrolla principalmente en la oquedad, sobre las superficies frontales y las nubes suelen adquirir una gran altura. Figura 9.11 Frente ocluido frío (superior), caliente (inferior).

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Aire Aire cálid cálido o

 

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9.8 PRINCIPALES ZONAS FRONTALES EN EL HEMISFERIO  SUR. Existen en el globo algunas regiones notables por la alta frecuencia con que los frentes las atraviesan, son las regiones de transición entre las  principales fuentes de masas de aire. En el hemisferio sur, la zona frontogenética se extiende entre los 35º y 60º S aproximadamente, en la región del frente del  frente polar , que es casi permanente, de gran extensión en latitudes medias, y separa el aire polar, relativamente frío del aire subtropical, relativamente cálido. En el verano del hemisferio sur, el frente polar se extiende hasta aproximadamente 45º S y hay mayor actividad ciclónica que en el hemisferio norte en verano. En invierno hay dos ramas del frente polar que se extienden desde aproximadamente 25º S: una empieza en Sudamérica, sobre el sur de Brasil y la otra sobre el océano Pacífico en 170º O. Estas regiones frontogenéticas se pueden observar en la imagen de satélite que se muestra en la figura 9.12.

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Figura 9.12 Zonas frontogenéticas del Hemisferio Sur.

 

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