Meteorología Básica , la previsión del tiempo

Meteorología Básica , la previsión del tiempo
Meteorología Básica ... la previsión del tiempo
Cada noche, miles de millones de personas en todo el mundo sintonizan la previsión del tiempo.

Y nos preguntamos ¿Cuál será el tiempo de mañana?

Una vez que escuchamos el pronóstico luego planificamos nuestras actividades diarias en consecuencia.

Pero, ¿cómo se genera el pronóstico del tiempo a ciencia cierta y cruda?

Echemos un vistazo a la historia de la meteorología.

En los tiempos bíblicos la previsión de las condiciones meteorológicas se basó únicamente en las observaciones del cielo.

Esto se alude en el libro bíblico de Mateo donde Jesús dice a los líderes religiosos del siglo primero, 'Usted es capaz de interpretar el aspecto del cielo, pero el signo de los tiempos no se puede interpretar.

 "Este método de la simple observación se mantuvo hasta 1643 cuando el físico italiano Evangelista Torricelli inventó el barómetro.

Este sencillo dispositivo fue capaz de medir la presión del aire. Torricelli observó que los cambios de presión del aire de acuerdo con los cambios en el clima.

De hecho, una disminución de la presión a menudo es la señal de que una tormenta se avecinaba.

La humedad atmosférica también se empezó a medir cuando el higrómetro se inventó en 1644.

Luego en 1714 el físico alemán Daniel Fahrenheit desarrolló el termómetro de mercurio. Ahora era posible medir con exactitud el tiempo.

Fue en 1765 comenzó a hacerse mediciones diarias de la presión atmosférica, humedad, velocidad y dirección del viento.

Esto se hizo por primera vez por el científico francés Laurent Lavoisier quien declaró: "Con toda esta información casi siempre es posible predecir el tiempo uno o dos días antes con una exactitud razonable."

Sin embargo las cosas no fueron tan simples como Lavoisier había pensado.

En 1854 un buque de guerra franceses y 38 buques mercantes se hundieron en una tormenta feroz frente al puerto de Crimea de Balaklava. Al director del Observatorio de París se le pidió investigar el desastre.

En el control de los registros meteorológicos se vio que la tormenta se había formado en realidad dos días antes de los hundimientos y había a arrasado a Europa desde el sudeste.

Se descubrió que con un sistema de seguimiento del tiempo en el lugar, los barcos podrían haber sido advertidos del peligro próximo a ellos.

Como resultado de estos hallazgos se creo un servicio nacional en Francia de alerta de tormenta.

Este hecho se reconoce como el inicio de la meteorología moderna.

A mediados de 1800 todavía no había una manera rápida de transferir los datos meteorológicos de un lugar a otro.

A menudo el dato de mal tiempo advertido llegaba después que el suceso.

Esto fue hasta que Samuel Morse inventó el telégrafo eléctrico para permitir la transferencia rápida de información.

La invención de Morse hizo posible para el Observatorio de París comenzar a publicar los primeros mapas modernos del tiempo.

En 1872, la Oficina Meteorológica de Gran Bretaña ha seguido el ejemplo de la de Francia. A partir de entonces la adquisición de datos meteorológicos se hizo más y más compleja, al igual que los mapas meteorológicos resultantes.

Los nuevos dispositivos gráficos se han desarrollado para transmitir más información.

Se inventaron las Isobaras, por ejemplo, - las líneas que se enlazan con los puntos que tienen la misma presión barométrica. Isotermas conectan lugares que tienen la misma temperatura.

Otros dispositivos gráficos también se han desarrollado - símbolos para mostrar la dirección del viento y la fuerza, así como las líneas que representan el encuentro de masas de aire frío y caliente.

La Meteorología Moderna
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El satélite TIROS-1
En el siglo 20 se desarrollaron equipos meteorológicos más sofisticados. Hoy en día, las estaciones meteorológicas liberadas colgadas a globos, realizan los llamados radio sondeos.

Estos son instrumentos que pueden medir las condiciones atmosféricas y enviar por radio la información a la estación.

Por supuesto, a las estaciones meteorológicas de hoy hay que sumarles también el uso del radar.

En 1960, se lanza el primer satélite climático del mundo, TIROS 1 fue enviado al espacio equipado con una cámara de televisión.

Hoy en día, los satélites meteorológicos orbitan la Tierra de polo a polo. Los satélites geoestacionarios permanecer en una posición fija sobre la tierra, observan una parte del mundo.


Esta “imagen de televisión” retransmitida el 1 de abril de 1960 es una de las primeras imágenes que el satélite TIROS-1 envió.
                                      
Meteorología Básica , la previsión del tiempo

El pronóstico del tiempo dio un salto hacia adelante cuando, poco después de la Primera Guerra Mundial, el meteorólogo británico Lewis Richardson declaró que, puesto que la atmósfera sigue las leyes de la física, es posible utilizar los cálculos matemáticos para predecir las condiciones futuras del clima.
                                           
Sus fórmulas, sin embargo, eran tan complicadas que los hechos se producían antes que el pudiera terminar de calcularlos.

Sus cálculos también sólo se sirven para las lecturas meteorológicas tomadas en intervalos de seis horas. Sin embargo, con el advenimiento de las computadoras, se hizo posible resolver los largos cálculos Richardson muy rápidamente.


Un modelo complejo numérico del tiempo se estableció ahora que incorpora todas las leyes físicas conocidas que rigen el clima.

Las ecuaciones se utilizan de la siguiente manera: los meteorólogos dividen la superficie de la tierra en una rejilla con puntos de malla distanciada a 80 kilómetros.

La atmósfera por encima de cada cuadrado se llama una caja y las observaciones del viento atmosférico, la presión del aire, la temperatura y la humedad se registran en 20 niveles diferentes de altura.

Una computadora que analiza los datos recibidos de las más de 3.500 estaciones de observación en todo el mundo y produce un pronóstico de como será el tiempo del mundo para los próximos 15 minutos.

A continuación, se produce una previsión para los próximos 15 minutos. La repetición de este proceso de una computadora puede producir un pronóstico de seis días del mundo en sólo 15 minutos.

La atmósfera es el componente central del sistema medio ambiental global interactivo y completo del que depende la vida.

El clima puede ser definido en forma muy amplia como el comportamiento de largo plazo de este sistema medioambiental.

Para entender el clima totalmente y predecir los cambios climáticos, se debe entender el comportamiento del Sol, los océanos, los hielos, la tierra sólida y todas las formas de vida en la biosfera.

Existe evidencia observacional de que el clima está cambiando, esto se puede detectar con la gran tecnología e instrumentos de precisión disponibles para estudiar la dinámica de la atmósfera.

Pero estos instrumentos son recientes y los datos se comenzaron a obtener sólo hace muy poco tiempo comparado con eras geológicas.

Para entender el comportamiento del sistema climático y predecir sus cambios futuros, se debe saber como ha cambiado el clima en largos periodos de tiempo.

Se usan algunas técnicas para analizar el clima y reconstruir las temperaturas del pasado, desde cientos a miles de años atrás, como análisis de los sedimentos del fondo del océano, de los isótopos de oxígeno, del crecimiento anual de los anillos de los árboles, de polen contenido en sedimentos, de sólidos y fósiles enterrados y de corazones de hielo.

Los científicos han aprendido a calcular la edad de objetos antiguos con relojes que funcionan en los átomos mismos que los forman.

Pueden elegir entre diferentes clases de relojes naturales, según la escala de tiempo con la que trabajen. Para el periodo que va hasta hace unos 40 mil años, se basan en el carbono radiactivo.

¿De donde proviene el carbono radiactivo?

Cuando los átomos del mismo elemento tienen un número diferente de neutrones, se les llama isótopos. Un átomo radiactivo es un isotopo inestable que se descompone a un ritmo constante en un átomo estable.

El carbono normalmente tiene seis protones y neutrones, lo que le da el nombre de carbono 12.

Pero existe carbono con ocho neutrones, llamado carbono 14, que es un isótopo radiactivo. Si se envasara un kilo de carbono 14, la mitad de él se desintegraría en 5730 años; después de otros 5730, sólo quedaría la cuarta parte, este período se llama vida media del carbono 14.

Las plantas y los animales absorben dióxido de carbono del aire y contienen cantidades constantes de carbono, tanto 12 como 14, pero cuando mueren, la cantidad de carbono 14 comienza a disminuir.

Comparando la cantidad de carbono 14 con la cantidad total de carbono en el material, se puede calcular cuanto tiempo hace que la planta o animal murió.

Objetos de mas de 40 mil años tienen tan poco carbono 14, que se buscan otros métodos para fecharlos. El uranio 235 se descompone en plomo 207 a un ritmo tal que la mitad de sus átomos se transforman en plomo cada 704 millones de años.

Si se cuenta el número de cada tipo de átomos en una muestra intacta, se puede saber cuando comenzó su descomposición.

 El uranio 238 se desintegra en plomo 206 con una vida media de 4470 millones de años. Con este reloj se ha determinado la edad de la Tierra, calculada en 4550 millones de años.

Para mejorar los pronósticos se usan además de las estaciones meteorológicas tradicionales y de radio sondeos, sistemas de observación automáticas, perfiladores de viento que miden en la vertical cada 10 minutos, globos piloto, datos transmitidos desde los barcos, o boyas con instrumentos, fijas o a la deriva sobre los océanos.

Para el procesamiento de los datos se usan super computadoras de gran capacidad y alta velocidad y las computadoras personales.

Desde hace algunas décadas son también una importante fuente de información los datos entregados por los satélites meteorológicos.

El campo de la meteorología entró a la era espacial el 1º de abril de 1960, cuando se lanzo el primer satélite artificial, el TIROS 1 (Television and InfraRed Observation Satellite).

Tuvo una vida corta de sólo 79 días, durante los cuales transmitió 23 mil imágenes de la Tierra, con lo cual los meteorólogos de todo el mundo quedaron mas que maravillados.

Desde esa fecha se han lanzado varios TIROS. Al poco tiempo se comenzó a apreciar el valor de los satélites, ya que en septiembre de 1961 las imágenes del huracán Carla permitió organizar la evacuación de mas de 350 mil personas a lo largo de la costa del Golfo.

En 1964 se lanzo la segunda generación de satélites, llamados los Nimbus, con sensores infrarrojos capaces de mirar la cubierta de nubes en las noches. Otra serie de satélites son conocidos con nombres como Cosmos, Meteor, Meteosat, que se observa en la figura de abajo.

satélite Meteosat.
Figura Imagen del satélite Meteosat.

Los satélites han sido puestos en órbita polar o ubicados en un punto fijo sobre el ecuador.

Los satélites de órbita polar circulan en torno a la tierra de norte a sur pasando en cada órbita por sobre los polos.

Vuelan a baja altura, aproximadamente a 850 km y tardan sólo cerca de 100 minutos (1,7 horas) en completar una órbita, moviéndose con una rapidez de 7446 m/s.

Como la Tierra ‘debajo’ gira hacia el este, estos satélites que no cambian su trayectoria, derivan hacia el oeste aproximadamente 25º en cada vuelta.

Por lo tanto, pueden cubrir una gran región en sólo pocas horas y se pueden obtener imágenes de toda la Tierra, esto es, circulan toda la Tierra, aproximadamente dos veces cada día.

Los satélites geoestacionarios comenzaron a orbitar en 1966, tienen una órbita paralela y sobre el Ecuador.

Estos orbitan en un punto fijo sobre la Tierra, de ahí su nombre de geoestacionario, por lo que tienen la misma rapidez angular de la Tierra, es decir completan una vuelta en torno a la Tierra en un día.

La altura a la que orbitan es de 36000 km, con una rapidez del orden de 3075 m/s. Sin embargo desde esa gran altura se pierden algunos detalles en la imagen.

Los satélites geoestacionarios conocidos como GOES (Goestationary Operational Environmental Satellites) entregan imágenes cada 1/2 hora, se ubican en lugares estratégicos, por ejemplo, sobre Norteamérica, donde permiten seguir la trayectoria de los grandes sistemas de tiempo, como el movimiento y desarrollo de tormentas tropicales y huracanes, que no pueden ser adecuadamente seguidos por los satélites de órbita polar, que cambian continuamente de posición.

Otros satélites, el GOES-8 se ubica sobre 75º W donde pueden monitorear el desarrollo de huracanes sobre el Atlántico, y el GOES-9 sobre 135º W. Estos satélites tienen la capacidad de observar las 24 horas una misma superficie sobre nuestro planeta.

Las imágenes de los satélites pueden ser tomadas con luz de longitud de onda infrarrojo (IR) y con luz visible, que es la que nosotros vemos; ejemplos de estas imágenes se muestran en la figura 11.5, de un mismo día a una misma hora, para poder comparar las diferencias entre ambas.

La imagen visible, es una fotografía que toman las cámaras de televisión del satélite, es útil solamente durante el día, ya que donde la Tierra está de noche, se ve solo un área obscura.

Permite ver todos los tipos de nubes del mismo tono de gris, por lo que no se puede distinguir un tipo de nubes de otro, y no se puede decidir cuales podrían producir lluvia, o nieve, llovizna o no producir precipitación.

Para obtener imágenes nocturnas los satélites tienen equipos especiales con sensores infrarrojos, que toman una fotografía en imagen infrarrojo. Con esta imagen los objetos más cálidos se ven de color más grises y los más fríos se ven muy blancos.

Como el tope de las nubes más altas es más frío, estas se ven de colores muy blancos y como estos son nubes de gran extensión vertical son los que pueden producir precipitación; en cambio las nubes más bajas y más delgadas que sólo podrían producir llovizna o no dar precipitación, se ven mucho más oscuras.

Los sensores infrarrojos miden también la radiación y calor recibido del Sol, como la radiación que la Tierra absorbe, emite o refleja al espacio, lo que ayuda a conocer el verdadero comportamiento de la atmósfera. Estas imágenes son recibidas por equipos receptores en tierra.

aspectos importantes de los satélites
                                      
Uno de los aspectos importantes de los satélites, es que permiten llenar los vacíos en los datos, especialmente sobre los océanos.

Los satélites están equipados con instrumentos diseñados para medir temperaturas a distintas alturas. También pueden determinar directa o indirectamente la velocidad del viento a partir del movimiento de las nubes, y el vapor de agua en la atmósfera.

Sin duda que las imágenes de satélites son un importante elemento de apoyo al pronóstico del tiempo, que han permitido mejorar la previsión del tiempo y el estudio y desarrollo de los grandes sistemas de tiempo, como huracanes y temporales.

En general, los pronósticos son relativamente acertados en muy corto plazo, del orden de 12 horas, y son muy buenos para 1-2 días.

Para más de 2 días, el acierto disminuye más mientras a mas largo plazo sea el pronóstico. Hoy se hacen normalmente pronósticos hasta 7 días, y estos son frecuentemente revisados y actualizados.

Lo normal es que un pronóstico se actualice cada seis horas.

El grado de acierto de los pronósticos se puede resumir de la siguiente forma:

• 0-12 horas: en este período las condiciones generales del tiempo y las tendencias tienen un alto porcentaje de acierto, sobre 85%.

• 12-48 horas: el porcentaje de acierto es bastante alto, del orden de 85%.

• 3-5 días: la circulación de gran escala tiene un buen o alto porcentaje de acierto.

Los pronósticos de temperatura son buenos a 3 días hasta regular a 5 días. El pronóstico de precipitación es regular a 3 y marginal a 5 días.

• 6-10 días: poco acierto, siendo mejor en los primeros días, el acierto es mayor en temperatura que en precipitación.

• Mensual a estacional - anual: ligero acierto, mayor en temperatura que en precipitación.

Las razones por las cuales el pronóstico pueda fallar son varias. La red de estaciones meteorológicas es incompleta, no cubre adecuadamente grandes áreas continentales como desiertos, selvas, cadenas montañosas u otras regiones inhóspitas, y no hay estaciones sobre los océanos.

Más escasos aún son los datos de altura en la troposfera. Los modelos de circulación son incompletos porque no consideran totalmente los factores que afectan al tiempo como topografía, cubierta vegetal, de nieve, de nubes, tipo de suelos, etc.

Las leyes de la física aplicadas a la atmósfera no se pueden resolver completamente porque son no lineales.

La atmósfera terrestre obedece las leyes de la mecánica, pero puede resultar extremadamente difícil determinar como operan estas leyes con respecto a cualquier fenómeno atmosférico.

El hecho de que el pronóstico anuncie buen tiempo y soleado, pero sin embargo amanece lloviendo, no significa que las leyes de la mecánica son incorrectas, sino que este error significa simplemente que estas leyes son muy difíciles de aplicar en meteorología.

Esta situación se puede ilustrar con la siguiente cita, adaptada de Lorenz:

“El aleteo de una mariposa hoy en Australia puede transformarse en temporales semanas después en …”. Esto quiere decir que una leve alteración del aire en alguna región puede producir la aparición de un fenómeno meteorológico importante en otro lugar tiempo después, debido a la interconexión de la atmósfera.

Esto se llama “efecto mariposa”, porque en teoría el débil aleteo de una mariposa y su casi inapreciable movimiento en un punto, puede desencadenar una tormenta en otro lugar, signo clásico del caos.

La teoría del caos tiene su origen en la meteorología, y en los trabajos de E. N. Lorenz (1917, meteorólogo estadounidense) a comienzos de la década del 60, quien contribuyo al conocimiento de los sistemas con propiedades no lineales.

En dichos sistemas, cuando un parámetro cambia, los otros se pueden alterar en una forma que no guarda relación directa con ese cambio. Mediante las ecuaciones de la dinámica de la atmósfera, Lorenz demostró que su comportamiento es impredecible.

El sistema nunca recupera su estado original, por lo que nunca puede repetirse, lo que tiene profundas consecuencias en la predicción del tiempo.

Nunca podemos definir con precisión el estado actual de la atmósfera y el efecto mariposa significa que aun los errores más insignificantes de nuestros modelos pueden multiplicarse hasta invalidar los resultados finales.

En la práctica esto implica que aunque se mejoren las mediciones de forma considerable y se aumente la potencia de las computadoras, la magnificación de los errores invalidará los pronósticos del tiempo.

Para hacer un pronóstico del tiempo moderno, se consideran diferentes enfoques por su naturaleza cuantitativa y altamente compleja: pronósticos tradicionales, predicción numérica del tiempo, métodos estadísticos y diferentes técnicas de pronósticos de corto y largo plazo.

A continuación se hace una breve descripción de los diferentes métodos de pronóstico.

Pronóstico de tiempo sinóptico.

Fue el primer método usado y continúa usándose, donde el pronóstico se hace sobre la base de las cartas sinópticas.

Como resultado de un cuidadoso estudio de las cartas de muchos años, se establecieron reglas empíricas, que ayudan a estimar la dirección y rapidez del movimiento de los sistemas de tiempo.

Cuando se conoció el tipo de tiempo asociado a los frentes y se pudo predecir su movimiento, mejor resultaba el pronóstico a corto plazo.

Pero como los sistema ciclónicos cambian rápidamente, esos pronósticos son buenos sólo por pocas horas a un día.
sistemas ciclónicos y el análisis de los frentes en superficie

Mejorando el conocimiento del movimiento y desarrollo de los sistemas ciclónicos y el análisis de los frentes en superficie, se puede mejorar la predicción del estado futuro de la atmósfera y extender los pronósticos a más de un día.

Estas reglas empíricas aún se usan, aunque se aplican y complementan con otros métodos de pronóstico. En la figura 2 se muestra un ejemplo de cómo dibujar una carta de tiempo tradicional.


Pronóstico estadístico.

Se pueden distinguir dos métodos de pronóstico estadístico.

Uno consiste en usar las series de datos del tiempo pasado analizados cuidadosamente, para establecer patrones de tiempo característicos, que se pueden usar para predecir las condiciones futuras, de acuerdo al comportamiento estadístico del tiempo pasado.

Otro método estadístico llamado de analogías, consiste en comparar el estado actual de la atmósfera de un lugar con otro similar ocurrido anteriormente, y ver el comportamiento que tuvo la atmósfera en la situación anterior, entonces suponer que el estado futuro de la atmósfera se va a repetir como el anterior.

Pero se sabe que ningún episodio de tiempo es idéntico a otro en todos sus aspectos, por lo que no necesariamente se va repetir con las mismas características.


Pronóstico numérico del tiempo.

La palabra “numérico” se refiere a los tipos de pronósticos que consideran el análisis de datos. Se basa en el hecho que el comportamiento de los gases de la atmósfera obedece a un número conocido de leyes físicas, que se pueden usar para predecir el estado futuro de la atmósfera, conocidas las condiciones iniciales.

Las leyes físicas usadas son la ecuación de conservación del momento lineal que se deduce de la segunda Ley de Newton, de donde se obtienen dos ecuaciones que describen el movimiento horizontal del aire y una que describe el movimiento vertical, la primera ley de la termodinámica, que describe la conservación de energía del sistema, la ecuación de continuidad que representa la conservación de la masa y la ecuación de estado de gas ideal, considerando que la atmósfera se comporta como tal.

Se expresan matemáticamente por las ecuaciones:

Meteorología Básica , la previsión del tiempo

Este se conoce como el conjunto de ecuaciones primitivas. Suponiendo conocida la fuerza de fricción FR, y que se puede especificar la variación de calor dq/dt, entonces este sistema constituye un conjunto de seis ecuaciones para las seis variables dependientes u, v, w, p, ρ y T, y las cuatro variables independientes x, y, z, t.

Aplicadas a la atmósfera, constituyen el conjunto de ecuaciones de pronóstico del tiempo, usadas en el problema de la predicción.

Todas las ecuaciones son de primer orden en el tiempo, excepto la ecuación de estado que es directa. El sistema puede ser resuelto imponiendo condiciones iniciales y de contorno.

Su solución analítica no es conocida, ya que las ecuaciones diferenciales parciales son no lineales. Se pueden obtener soluciones aproximadas por métodos numéricos o linealizando las ecuaciones, para lo que existen diferentes técnicas de ambos métodos, pero los resultados ya no describen el comportamiento de una atmósfera real, lo que a la larga conduce a errores en los pronósticos.

Surge también otra dificultad fundamental: no se conocen las variables dependientes (u, v, w, p, ρ, T) como funciones continuas de (x, y, z, t), ni aún en el instante inicial. Los análisis de los mapas de tiempo intentan proporcionar su conocimiento en forma geográfica. Para aplicar los métodos numéricos se debe imaginar que se tiene una red de observaciones suficientemente densa que cubra todo el fluido como un retículo tridimensional.

El problema fundamental es: ¿cómo construimos una distribución continua de parámetros atmosféricos de los datos medidos en puntos ubicados al azar?

El gran número de variables que se debe incluir cuando se considera la dinámica de la atmósfera, hace que su descripción sea una tarea muy difícil. Para simplificar el análisis, los modelos numéricos omiten algunos parámetros que se supone no cambian significativamente en el tiempo, pero ya deja de ser una atmósfera real; aún así los pronósticos dan buenos resultados.

Se resume el porcentaje de acierto del pronóstico numérico a 36 horas para presión y viento en 500 hPa sobre América del Norte, desde 1950 hasta 1986. Se observa que a través de los años, a medida que han mejorado las supercomputadoras de alta velocidad, el pronóstico ha mejorado significativamente.

Los modelos numéricos no tienen en cuenta todas las condiciones de superficie que consideran características topográficas menores.

La cobertura vegetal o un cuerpo de agua puede alterar el tiempo local que no puede ser pronosticado por las cartas generadas por computadoras.

El pronóstico numérico moderno ha mejorado enormemente nuestra capacidad para pronosticar el tiempo, pero los aspectos detallados de los fenómenos del tiempo, en particular en regiones de mesoescala, deben ser aún determinados aplicando los métodos tradicionales a las cartas sinópticas obtenidas por métodos numéricos.

Métodos de pronóstico de corto plazo


4 Métodos de pronóstico de corto plazo.

Una técnica muy simple de pronóstico de corto plazo está basada en la tendencia del tiempo de un lugar dado a permanecer con poca variación por varias horas, o aún por un día.

Entonces para predecir el tiempo futuro se usa un pronóstico de persistencia, que supone será igual al de las condiciones presentes.

Los pronósticos de persistencia no tienen en cuenta los cambios que podrían tener los sistemas de tiempo en su dirección e intensidad, ni pueden predecir la formación o disipación de ciclones.

Por esta limitación y por la rapidez con la cual pueden cambiar los sistemas de tiempo, este pronóstico se puede validar hasta 6 o 12 horas.

Otro tipo de pronóstico de corto plazo, llamado nowcasting, supone que el tiempo que se produce corriente arriba (esto es, desde donde se mueven los sistemas de tiempo) puede mantenerse y al moverse el sistema ir afectando de la misma forma el área de su trayectoria.

Por ejemplo se puede extrapolar el movimiento de una banda de temporal para predecir que ese mismo temporal afectara de manera similar en los lugares por donde podría pasar.

Este pronóstico es muy útil para sistemas de tiempos de mesoescala y de corta duración, que son demasiado pequeños para ser detectados en las cartas sinópticas generales como tormentas o tornados. En este caso es de mucha utilidad la información de radares y de satélites.


¿Cuáles son las diferencias existentes entre ciclones, huracanes y tifones? ¿Por qué producen estos terribles daños?

Según la información difundida por la Organización Meteorológica Mundial, portavoz oficial de Naciones Unidas en materia de tiempo, clima y agua, estos tres procesos se pueden denominar genéricamente como ciclones tropicales.

Las diferencias existentes entre los tres términos se basan, por tanto, en la zona de acción donde tienen lugar.

En otras palabras, estos tres fenómenos metereológicos se caracterizan siempre por presentar lluvias torrenciales, además de contar con una velocidad máxima superior a los 119 km/h (en la zona cercana al ojo).

Las diferencias entre los términos se basan en la localización del fenómeno.
De ocurrir en el Pacífico norte, hablaremos de "tifón", mientras que si pasara en el Atlántico norte occidental, la parte central y oriental del Pacífico norte, el mar Caribe o el golfo de México, estaremos ante un "huracán".

Solo hablaremos de "ciclón" si ocurriera en la bahía de Bengala y el mar Arábigo, utilizando el concepto de "ciclón tropical severo" para las regiones del Pacífico sur occidental y el océano Índico suroriental. Por último, en el océano Índico suroccidental se denominaría "ciclón tropical".

Las diferencias semánticas se basan, por tanto, únicamente en la localización del fenómeno. Según los datos de Naciones Unidas, la temporada de tifones se extiende de mayo a noviembre en el Pacífico norte. Vemos que el azote del tifón Haiyan ha ocurrido como coletazo de final de temporada de este tipo de procesos en esta región del planeta.

Google ha habilitado una web específica sobre el tifón Haiyan
A pesar de las miles de víctimas de Filipinas, la metereología ha conseguido mejorar significativamente los estudios predictivos, de forma que se han reducido a lo largo del tiempo los daños personales provocados por estos fenómenos.

Como vemos en esta web sobre los nombres de ciclones tropicales, en algunos casos los estudios llegan hasta 2018.


Pronósticos de largo plazo.

Son los pronósticos para meses, estaciones o año, basados en los datos del tiempo pasado, obtenidos en la actualidad por métodos de pronóstico numérico.

No son pronósticos en el sentido usual, sino que son una estimación del comportamiento que se espera tengan las variables en esos períodos futuros.

Por ejemplo, lo que se espera en cantidad de precipitación para el presente año respecto a los valores que se consideran como condición normal anual, o una estimación del régimen térmico del próximo invierno o verano, con conceptos generales tales como más frío o más cálido que lo normal, o la probabilidad que los próximos meses se desarrolle o no el fenómeno de el Niño.


Pronóstico de probabilidad de precipitación.

La probabilidad se refiere a la posibilidad de que un evento pueda o no ocurrir, y se representa por un número entre 0 y 1, o en porcentaje.

En el pronóstico de probabilidad de precipitación, la probabilidad es el porcentaje de posibilidad que al menos 0,25 mm de precipitación pueda ocurrir en algún punto del área durante el periodo cubierto por el pronóstico.

Así un 70% de probabilidad indica que hay un 70% de posibilidad de precipitación mensurable (mayor que 0,25 mm) en algún punto del área del pronóstico y un 30% de posibilidad de precipitación no medible (menor que 0,25 mm) en alguna parte del área de pronóstico.

Esto no significa que hay un 70% de posibilidad de precipitación en alguna parte del área de pronóstico, y un 30% de posibilidad de que no ocurra en ninguna parte del área.

Resumiendo, en la actualidad los servicios meteorológicos nacionales generan cartas sinópticas de gran escala con métodos de pronóstico numérico.

Estas cartas son recibidas por los centros regionales y locales de pronóstico, que aplican las técnicas de pronósticos tradicionales, estadísticos o de corto plazo, para generar otros que se apliquen localmente.

Realizar el análisis del tiempo es una tarea enorme que consiste en observar, medir, colectar, transmitir, procesar e interpretar millones de datos en todo el globo.

Estos datos deben ser analizados cuidadosamente para tener una visión de las condiciones actuales de la atmósfera.

Como la atmósfera cambia continuamente, este análisis debe ser realizado en el menor tiempo posible. Además de este enorme trabajo, el análisis debe ser mostrado en forma que sea fácilmente comprendido por el pronosticador.

La información se plotea en varias cartas sinópticas, para diferentes variables y en distintos niveles de altura en la troposfera.

Estos mapas son una representación simbólica del estado de la atmósfera en el momento de la observación. Para hacer un pronóstico del tiempo de corto plazo, se requiere una amplia red de estaciones meteorológicas, que proporcionen datos suficientes para dibujar las cartas sinópticas.

En la actualidad las computadoras de alta velocidad facilitan el análisis del tiempo.

Los servicios meteorológicos nacionales que funcionan en casi todos los países del mundo, son los encargados de las actividades relacionadas con el tiempo, están diseñados para responder sobre el estado del clima específico de cada país, por lo que se centran en los aspectos que mas afectan el funcionamiento del mismo.

Puesto que el tiempo atmosférico es de naturaleza global, la cooperación internacional es esencial. La Organización Meteorológica Mundial, OMM, creada en 1951, con sede en Ginebra, Suiza, una agencia especializada de las Naciones Unidas, que tiene más de 170 países miembros, es la responsable de reunir los datos necesarios para construir las cartas sinópticas globales.

Miles de estaciones en superficie, boyas a la deriva y barcos en el mar transmiten los datos cuatro veces al día, en las horas sinópticas 00, 06, 12 y 18 horas del meridiano de Greenwich.

También se recogen las observaciones de radiosondeos y de satélites para analizar las condiciones de la atmósfera en la vertical.

Pero hay grandes regiones del globo, como los océanos, grandes zonas continentales polares y regiones selváticas y desérticas donde no se realizan mediciones adecuadas. Desde la OMM los datos se transmiten a los Centros Regionales de Meteorología ubicados en Washington, Moscú y Melbourne.

Desde aquí, los datos compilados son retransmitidos a los centros meteorológicos de cada país participante.

Entre los grandes servicios meteorológicos que participan en la previsión global están el Centro Meteorológico Nacional de EEUU, ubicado en Maryland, la Oficina Meteorológica Británica en Bracknell y el Centro Europeo de Pronóstico de Mediano y Largo Plazo (ECMWF) en Reading, Inglaterra.

En Sudamérica y el Hemisferio Sur tiene una activa participación el Centro de Pronóstico del Tiempo y Estudios Climáticos (CPTEC) de Brasil. Estos centros colectan los datos para elaborar los mapas sinópticos globales y los introducen en modelos informáticos a fin de realizar previsiones globales.

Los mapas y los pronósticos se distribuyen al menos una vez al día a los servicios meteorológicos nacionales, muchos de estos, juntos con las imágenes de satélites, se encuentran disponibles para uso público en internet.

Para dibujar el mapa sinóptico, se plotean los datos de las estaciones existentes. Por acuerdo internacional, para el ploteo se usan símbolos estándar, que se muestran en la figura. Generalmente se plotean temperatura, temperatura de rocío, presión, velocidad y dirección del viento, tendencia de la presión, precipitación, nubes, y tiempo pasado y presente.
Símbolos utilizados para plotear una carta sinóptica
Figura- Símbolos utilizados para plotear una carta sinóptica.
Después se dibuja la carta sinóptica en superficie, con las isobaras y frentes, tan exactamente como sea posible, indicando centros de altas y bajas presiones, como se muestra en la figura, y otros rasgos sobresalientes, como áreas de precipitación.

Para describir la atmósfera tan completamente como sea posible, se realizan también cartas para diferentes niveles estándar de presión, regularmente se hacen para 850, 700, 500, 300, 200 y 100 hPa, donde se dibujan la altura geopotencial en lugar de isobaras además, de isotermas, vientos y corriente en chorro.

De esta forma se intenta describir la estructura tridimensional de la atmósfera.

En la realización de un pronóstico del tiempo tradicional intervienen muchos actores. El observador meteorológico, es la persona encargada de realizar las observaciones de las variables meteorológicas de la estación en las horas sinópticas, estas observaciones las puede hacer cualquier persona a la cual se le ha enseñado a leer los instrumentos, basta que sepa leer y escribir.

El observador transmite, vía teléfono o similar, los datos al centro de análisis, donde el ploteador, que debe ser un técnico en meteorología, traspasa los datos al mapa sinóptico.

Luego interviene el analista, que debe ser meteorólogo, es el encargado de dibujar el mapa sinóptico, trazando las isobaras, identificando centros de altas y bajas presiones, y dibujando los frentes cuando existen, y destacando los fenómenos de tiempo significativo, como precipitación por ejemplo.

Posteriormente actúa el pronosticador, un meteorólogo que es el que interpreta la carta sinóptica y realiza un pronóstico preliminar.

Finalmente en los centros de análisis, una o dos veces al día se reúne un grupo de expertos para hacer la discusión del pronóstico, que es especialmente importante cuando la atmósfera presenta situaciones conflictivas, las cuales deben ser totalmente aclaradas antes de hacer el pronóstico definitivo, que se emite a todos los usuarios que lo requieren y al público en general.

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 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 centra aproximadamente en 50º S y hay mayor actividad ciclónica que en el hemisferio norte en verano.

En invierno hay dos ramas del frente polar que se pueden considerar que se extienden desde aproximadamente 25º S hacia el sureste: una empieza en Sudamérica, sobre el sur de Brasil (encerrada por la elipse roja) y la otra que aparentemente se descuelga desde la ZCIT sobre el océano Pacífico en 170º O (encerrada por la elipse azul).

Estas regiones frontogenéticas se pueden observar en la imagen de satélite que se muestra en la figura.

La ciclogénesis, similar a la frontogénesis, es la formación de ciclones, se produce donde la superficie frontal se deforma generándose una onda frontal.

La ciclogénesis, similar a la frontogénesis, es la formación de ciclones, se produce donde la superficie frontal se deforma generándose una onda frontal.

Varios factores intervienen para producir una onda en la superficie frontal: irregularidades topográficas, contrastes de temperatura o influencias de corrientes oceánicas pueden interrumpir el flujo zonal general lo suficiente como para generar una onda a lo largo del frente.

Pero otro factor importante para la formación de ciclogénesis es el flujo de niveles superiores en la vecindad de la corriente en chorro polar.

Existe una estrecha relación entre las perturbaciones de superficie y el flujo de niveles altos. Cuando el flujo de aire superior (que es del oeste) es relativamente fuerte, en superficie se produce pequeña actividad ciclónica.

Pero cuando el aire superior comienza a ondularse ampliamente en dirección norte sur, se forman alternativamente ondas de gran amplitud de vaguadas y cuñas y en superficie la actividad ciclónica se intensifica (figura 13).

Además cuando se forma el ciclón en superficie, casi invariablemente está centrado debajo del eje de la corriente en chorro y desviado corriente abajo de la vaguada en el nivel superior.


Relación entre el flujo superior y el de superficie
Figura 13 Relación entre el flujo superior y el de superficie

Formación de ciclones y anticiclones.

Como ya vimos en el capítulo 8, el flujo en torno a una baja presión en superficie está relacionado con la convergencia de masa, que produce movimiento de ascenso en torno de la baja, disminuyendo la presión en su centro.

Este tiraje de aire desde la baja es producido por una divergencia en altura, donde el flujo es expandido a los alrededores, lo que hace mantenerse a la baja en superficie.

Debido a que son los ciclones los que generan los temporales de mal tiempo, reciben mas atención que sus opuestos, los anticiclones, pero hay una estrecha relación entre ambos sistemas y no se pueden separar.

Por ejemplo, el aire en superficie que alimenta al ciclón proviene de un anticiclón, por lo tanto los ciclones y anticiclones se encuentran típicamente adyacentes unos a otros.

La formación de un anticiclón es similar a la de un ciclón; un anticiclón depende del flujo superior para mantener su circulación.

En el anticiclón, la divergencia en superficie es balanceada por convergencia en niveles superiores y por subsidencia general en la columna de aire, como se observa en la figura 14.

Se concluye entonces que el flujo de niveles superiores juega un papel importante en mantener la circulación de ciclones y anticiclones de superficie.

De hecho, los sistemas de viento que rotan en superficie son realmente generados por el flujo de niveles superiores.

Para que se forme un ciclón en latitudes medias, se deben cumplir dos importantes condiciones:
1) se debe establecer el flujo ciclónico, en el hemisferio sur la circulación ciclónica es en sentido horario y dirigido hacia el centro de la baja presión
2) el flujo de aire hacia adentro en superficie debe ser mantenido por flujo en altura hacia afuera.

La divergencia en niveles superiores en la vecindad de la corriente en chorro es mas importante en desarrollar ciclones.

La divergencia en niveles superiores crea un ambiente análogo a un vacío parcial, el cual aspira el flujo hacia arriba. La caída de presión en superficie que acompaña al flujo hacia afuera en altura, induce un flujo hacia adentro en superficie.

El efecto de Coriolis se encarga de producir la desviación del flujo asociado con la circulación ciclónica.

Convergencia y divergencia superior y su relación con el flujo de superficie
Figura 14 Convergencia y divergencia superior y su relación con el flujo de superficie.


Convergencia y divergencia superior.

La divergencia en niveles superiores no implica el movimiento del aire hacia fuera de un centro, como ocurre con los anticiclones en superficie.

El flujo de aire superior es aproximadamente en una dirección, su trayectoria es de oeste a este y en promedio suavemente ondulado.

Un mecanismo responsable del movimiento del aire superior es un fenómeno conocido como rapidez de la divergencia.

Muchas veces la velocidad del viento varía a lo largo del eje de la corriente en chorro, tal que algunas regiones tienen velocidades mucho mayores que otras.

En una zona de máxima velocidad del viento, el aire acelera y el flujo se “estira”, esa es la divergencia en niveles altos. Por el contrario, en una zona de mínima velocidad del viento, el aire se “encoge”, lo que es la convergencia en niveles altos (figura 15).

Esto es similar a lo que ocurre, por ejemplo, en plena carretera; la separación entre vehículos a alta velocidad es grande (divergencia), pero cuando estos ingresan a una ciudad, su velocidad disminuye y la separación entre ellos se acorta (convergencia).

 Ilustración de la rapidez de la divergencia

Figura 15 Ilustración de la rapidez de la divergencia.

En niveles superiores, el flujo en la corriente en chorro es más lento corriente abajo de una cuña en altura, de modo que la rapidez de convergencia produce un amontonamiento de aire superior que genera una alta presión en superficie (figura 13).

Por el contrario, el aire corriente abajo de una vaguada se acelera y tiene mayor rapidez de divergencia, lo que ayuda a mantener un ciclón en superficie.


Desarrollo de flujo ciclónico y anticiclónico.

El flujo de niveles superiores es también importante en el desarrollo de vorticidad ciclónica y anticiclónica, esto es la rotación de las partículas de aire.

Una masa de aire ubicada al norte de la corriente en chorro, cerca de una cuña de alta presión en el hemisferio sur, adquiere una rotación o vorticidad anticiclónica.

Si la masa de aire está ubicada al sur de la corriente en chorro en el hemisferio sur, adyacente a una vaguada de baja de presión adquiere una rotación o vorticidad ciclónica (figura 16).

De este modo, el principal generador de la intensa circulación ciclónica asociada con las tormentas de latitudes medias, es la vorticidad ciclónica aportada por una vaguada en la corriente en chorro, que es de mayor magnitud que la vorticidad anticiclónica, ya que aquí se tiene una mayor rapidez de divergencia en altura, con un máximo de velocidad del viento.

Vorticidad producida por la corriente en chorro
Figura 16 Vorticidad producida por la corriente en chorro


Por lo tanto, los ciclones de latitudes medias en superficie generalmente se forman debajo de una vaguada en la corriente en chorro polar y continúan su desarrollo corriente abajo de las ondas en niveles superiores, las cuales mantienen su crecimiento.

Por otro lado, en la zona corriente abajo de una cuña en la corriente en chorro, la vorticidad anticiclónica y la acumulación de aire superior, produce la subsidencia que genera una alta presión en superficie, lo que favorece el desarrollo de anticiclones migratorios en superficie (figuras 14 a 16).

Debido al importante rol que el flujo de aire superior tiene en la ciclogénesis, es evidente que cualquier intento de pronosticar el tiempo debe considerar principalmente los patrones de flujo de aire superior.

Es por esto que en los reportes del tiempo de la televisión frecuentemente se mencione el comportamiento de la corriente en chorro.

Movimiento de ciclones y anticiclones.

Las ondas de los oestes son importantes no sólo en producir el desarrollo de ciclones, sino que el flujo de niveles superiores es también esencial en determinar cuan rápido esos sistemas se mueven y la dirección que ellos siguen.

Comparado con el flujo general en el nivel de 500 hPa, los ciclones generalmente viajan a una velocidad menor a la mitad que la del viento en ese nivel. Normalmente se mueven con una rapidez de 20 a 50 km/h, por lo que viajan aproximadamente 480 a 1200 km cada día.

Las mayores velocidades se producen en los meses más fríos, cuando los gradientes de temperatura son mayores.

Uno de los más interesantes desafíos en los pronósticos del tiempo es predecir la trayectoria de los sistemas ciclónicos de mal tiempo.

Ya vimos que el flujo superior ayuda a desarrollar los sistemas de presión en superficie. Así que estudiando los cambios en el flujo de niveles altos, se pueden detectar los cambios en la dirección de la trayectoria que sigue un ciclón.

Para hacer predicciones útiles de las posiciones futuras de los ciclones en superficie, es necesario hacer evaluaciones precisas de los cambios en el flujo de los oestes de niveles superiores.

Cuando se tiene una familia de sistemas ciclónicos, los anticiclones fríos se ubican “detrás” de los ciclones y se mueven en una dirección un poco diferente a la de los ciclones.

Estos anticiclones ocasionalmente pueden producir ondas de frío polar. Luego tales anticiclones se mueven hacia los sistemas de altas presiones .

Puesto que los anticiclones están asociados con cielos despejados y buen tiempo, su desarrollo y movimiento han sido menos estudiados que los ciclones.

Sin embargo debido a que los anticiclones se pueden estacionar y permanecer sobre una región por varios días, ellos son importantes en la formación de contaminación.

Las condiciones de estabilidad y calma asociadas con las altas presiones contribuyen a que se produzcan episodios de contaminación.

Los grandes anticiclones estacionarios son también importantes porque ellos pueden bloquear el movimiento hacia el este de los ciclones.

Se debe tener presente que, como todo lo expuesto en este texto, las descripciones realizadas son generalizaciones ideales.

Recuerde que el tiempo asociado a algún frente real puede o no obedecer a esta descripción idealizada.

Los frentes, igual que todos los aspectos de la naturaleza, nunca siguen ellos mismos una clasificación tan bonita como la aquí descrita, la naturaleza no sigue las reglas que nosotros desarrollamos.

El tiempo que se produce en latitudes medias está acompañado por los ciclones u ondas ciclónicas. Los ciclones de latitudes medias son grandes sistemas de baja presión que generalmente se mueven de oeste a este alrededor del planeta.

Esos sistemas de tiempo con una duración desde unos pocos días a mas de una semana, tienen una circulación en sentido horario en el hemisferio sur, con un flujo hacia el interior hasta el centro del ciclón, esto es convergencia.

La mayoría de los ciclones de latitudes medias tienen también un frente frío y otro cálido, los que se extienden desde el área central del sistema de baja presión (figura 11).

La convergencia y el movimiento de ascenso del aire favorecen el desarrollo de nubes que frecuentemente producen abundante precipitación.

Desde principios de 1800 es conocido que los ciclones son los causantes del tiempo severo y de la precipitación.

Desde principios de 1800 es conocido que los ciclones son los causantes del tiempo severo y de la precipitación.

Así se estableció el barómetro como la principal herramienta para pronosticar los cambios diarios del tiempo, asociados a los cambios de presión.

Pero este primer método de predicción ignoraba el rol de las interacciones de las masas de aire en la formación de ciclones.

Por lo tanto, no fue posible determinar las condiciones mas favorables para el desarrollo de ciclones.

El frente polar separa el aire polar frío del aire subtropical cálido.

Durante los meses fríos, el frente polar está generalmente bien definido y forma aproximadamente una banda continua alrededor de la Tierra, que se puede reconocer en las cartas de aire superior.

En superficie la banda frontal esta cortada en distintos segmentos. Esos segmentos frontales están separados por regiones de cambios mas graduales de temperatura.

Es a lo largo de estos segmentos frontales que se desarrollan los ciclones de latitudes medias.

Se han descubierto otros frentes capaces de generar ciclones. Por ejemplo frentes que se pueden formar entre masas de aire ártico continental y polar continental, o entre masas de aire polar continental y polar marítimo.

Debido a que las ondas ciclónicas se forman en conjunto con los frentes, aplicaremos los conocimientos del comportamiento de los frentes y su tiempo asociado, al modelo de desarrollo de un ciclón frontal.

Ciclo de vida de una onda ciclónica.

La teoría del frente polar u onda ciclónica de latitudes medias fue planteado originalmente sólo con datos de superficie. A medida que se realizaron observaciones de la troposfera media y alta, fue necesario hacer algunas modificaciones para corregir ese modelo.

Pero aún sigue siendo aceptado como un método para interpretar el tiempo, es útil para visualizar la dinámica de la atmósfera y como se produce el tiempo diario.

De acuerdo al modelo de la onda ciclónica, los ciclones se forman a lo largo de un frente y su desarrollo prosigue a través de un ciclo de vida predecible.

Este ciclo de vida puede durar pocas horas o varios días, dependiendo de las condiciones del tiempo. La figura 12 muestra seis etapas en la vida de una onda ciclónica típica.

En la parte (a) se tiene un frente estacionario, con flujos opuestos paralelos en el aire frío y el aire cálido.

El resultado de este flujo opuesto es una tensión tangencial, que produce una torsión para generar un movimiento ciclónico con rotación horaria en el hemisferio sur.

Para ver mejor el rol de la tensión tangencial en producir el flujo ciclónico, ponga un lápiz entre la palma de ambas manos y mueva lentamente la izquierda hacia adelante y la derecha hacia atrás y observe como el lápiz rota en sentido horario.

Bajo tales condiciones, la superficie frontal puede tomar una forma de onda (figura 12b). Esas ondas son análogas a las producidas sobre el agua por el movimiento del aire, pero la escala es diferente.

Dos masas de aire distintas, producen ondas que generalmente son de cientos de kilómetros de largo.

Según las condiciones del tiempo y por factores locales como topografía, algunas ondas tienden a amortiguarse, pero otras pueden aumentar su amplitud.

Una vez que se forma una pequeña onda, el aire cálido invade este lugar inestable a lo largo del frente y se extiende en dirección hacia el polo, mientras tanto el aire frío que la rodea se mueve en dirección hacia el ecuador.

Este cambio produce un mecanismo de ajuste de la presión que resulta en isobaras casi circulares, con lo que la menor presión se centra en el vértice de la onda. La circulación ciclónica resultante se puede ver claramente en un carta de tiempo.

Una vez que se desarrolla la circulación general, se produce la convergencia que genera el ascenso vertical del aire, especialmente donde el aire cálido es rodeado por el aire frío.

Si el aire cálido en la onda se mueve, por ejemplo en el hemisferio sur desde el noreste, el aire frío lo hace desde el suroeste.

El aire cálido se mueve mas rápido que el aire frío y en una dirección perpendicular al frente. Se puede concluir que el aire cálido esta invadiendo una región anteriormente ocupada por aire frío.

Por lo tanto este debe ser un frente cálido. Similar razonamiento indica que a la izquierda (oeste) de la perturbación ciclónica, el aire frío desde el suroeste está rodeando al aire del sector cálido y produciendo un frente frío (figura 11).

la oclusión, cuando se alcanza esta etapa, el ciclón llega a su madurez y máxima profundidad

Generalmente la posición del frente frío avanza mas rápido que el frente cálido y se comienza a juntar el sector cálido (figura 12c) formándose la oclusión, cuando se alcanza esta etapa, el ciclón llega a su madurez y máxima profundidad (mínimo de presión, figura 12d).

El proceso continua con un agudo gradiente de presión y el desarrollo de fuertes vientos. El aire del sector cálido es forzado a elevarse y el aire frío rodea al ciclón en niveles bajos (figura 12e, f).

Una vez que la pendiente frontal entre las masas de aire comienza a desaparecer, el gradiente de presión se debilita. En este punto, el ciclón ha agotado su fuente de energía y el temporal comienza a terminar.

Tiempo idealizado de una onda ciclónica.

Los ciclones generalmente se mueven hacia el este en latitudes medias del hemisferio sur, conducidos por los vientos del oeste de niveles superiores.

Típicamente, un ciclón de latitudes medias demora de dos a cuatro días en pasar sobre una región. Durante ese periodo, se producen cambios bruscos en las condiciones de la atmósfera.

La primera señal de la aproximación de un ciclón son las nubes cirrus altas.

Estos cirrus están delante del frente en superficie unos 1000 km o mas y normalmente son acompañados por un descenso de la presión. Cuando el frente cálido avanza, se observa que las nubes se ubican en capas mas bajas y son mas gruesas.

Dentro de las 12 a 24 horas después de haberse observado las primeras nubes cirrus, comienza una ligera precipitación.

A medida que el frente se acerca, la precipitación aumenta, se registra un ascenso de la temperatura y cambia la dirección del viento.

Con el pasaje del frente cálido, el área detrás de este frente queda bajo la influencia de una masa de aire tropical marítimo.

Normalmente la región afectada por esta parte del ciclón experimenta temperaturas relativamente cálidas, vientos del suroeste, cielos claros o con nubes cúmulos o altoscumulos de buen tiempo.

Este tiempo mas apacible del sector cálido pasa mas rápido y es reemplazado por vientos tormentosos y precipitación generada a lo largo del frente frío.

La aproximación de un frente frío que avanza rápidamente es marcada por una pared de amenazadoras nubes negras tipo cumulonimbus.

Es común el tiempo severo acompañado por precipitación intensa y ocasionalmente granizos.

Frecuentemente el frente frío es precedido por líneas de inestabilidad de tormentas de corta duración; en muchas ocasiones la actividad de la línea de inestabilidad es mas severa que la asociada con el frente frío mismo.

El pasaje del frente frío es fácilmente detectado por un cambio en el viento y un pronunciado descenso de la temperatura, también sube la presión por la subsidencia del aire frío y seco detrás del frente.

Una vez que pasa el frente, el cielo se aclara tan rápidamente como el aire invade la región.

Luego se pueden producir un par de días despejados con cielo de azul profundo, a menos que otro ciclón llegue a la región.

Condiciones de tiempo muy diferentes prevalecen en la parte del ciclón que contiene el frente ocluido. Aquí la temperatura permanece baja durante el pasaje del temporal mientras una continua caída de presión y aumento de las condiciones de nubosidad se produce en el centro de baja presión.

El avance de la oclusión en general es mas lento que el de los otros frentes.

Así la estructura frontal completa, que se muestra en la figura 11, rota en sentido horario (en el hemisferio sur) tal que el frente aparenta torcerse hacia atrás.

Este efecto agrega a la región influenciada por el frente ocluido mayor severidad por permanecer mas tiempo en el área afectada.

También las tormentas alcanzan su mayor intensidad durante la oclusión, por lo tanto el área afectada por el desarrollo de un frente ocluido puede esperar recibir el embate de un violento temporal de viento y lluvia.

Para estudiar la formación de los frentes, 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, su evolución y su disolución, llamada 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 orientación 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.

Puede cambiar su orientación, girando alrededor de un eje, movimiento que se llama rotación. Puede aumentar o disminuir su volumen, proceso que se llama expansión o divergencia. Puede alterar su forma, lo que se llama deformación.

Estos movimientos se describen a continuación, las figuras se refieren al hemisferio sur.

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 7a).

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 7b).

Convergencia y 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 10.8a convergencia.

Convergencia y divergencia:

Figura 7 Traslación (a, izquierda) y rotación (b, derecha).


Convergencia y divergencia:

Figura 8a: Convergencia y b: divergencia

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 se producirá la separación de las isotermas (figura 9a).

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 produce la formación de un frente, que se llama frontogénesis.

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, mucho interés.

Si sobreponemos una débil rotación ciclónica a un campo de deformación, se obtiene la configuración que se muestra en la figura 9a.

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 9b).

Si la rotación y la deformación tienen la misma intensidad, obtenemos dos corrientes rectilíneas deslizándose una junto a la otra (figura 9c).

Si la intensidad de la rotación excede a la de la deformación, las líneas de flujo son ahora cerradas y de forma elíptica (figura 9d).

Como el proceso de frontogénesis depende esencialmente de la presencia de una deformación, se puede concluir que las cuatro situaciones de la figura 9 serán frontogenéticas, suponiendo que se presentarán contrastes de temperatura con una orientación favorable.

Combinación de movimiento de rotación con deformación

Combinación de movimiento de rotación con deformación

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 en los sistemas ciclónicos alargados.

Las regiones de deformación, donde se producen dos centros ciclónicos con otros dos anticiclónicos se llaman collados y son altamente favorables 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 10).

La corriente convergente acumula las masas de aire y aproxima las isotermas tendiendo a crear un frente paralelo a la 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.

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.

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.

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 violentas ráfagas de vientos.

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.

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.

 Centros de altas y bajas presiones en un collado
Los conceptos de masas de aire y frentes fueron agregados a la literatura meteorológica y a la práctica de la predicción del tiempo alrededor de 1920

Los conceptos de masas de aire y frentes fueron agregados a la literatura meteorológica y a la práctica de la predicción del tiempo alrededor de 1920, por el grupo de meteorólogos en Noruega de la escuela de Bergen.

Desde entonces, estos conceptos han encontrado amplia aceptación y ahora figuran entre los pilares principales sobre los que se basa el análisis del tiempo diario.

Si se dibujaran los mapas de tiempo en escala 1:1, se encontraría que los frentes, son franjas relativamente angostas de transición entre dos masas de aire diferentes.

En los análisis normales, es común usar mapas cuya escala es del orden de 1:10.000.000, de modo que en tales mapas un frente típico se representa por una línea al cruzar la cual varían de manera discontinua la temperatura, el viento y otras variables del tiempo.

En este capítulo se desarrolla una descripción cualitativa de los frentes.

Frentes.

Se llama frente a la zona de transición entre dos masas de aire de distintas características físicas: presión, humedad, densidad, temperatura, viento y energía potencial, es decir, es una superficie de discontinuidad en las propiedades del aire, puesto que separa dos masas de aire de distinta naturaleza, donde tienen lugar los fenómenos más importantes del tiempo.

Una masa de aire es generalmente más cálida y contiene más humedad que la otra. 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.

Considerando los enormes tamaños de las masas de aire, la discontinuidad entre ellas son relativamente angostas, entre 20 a 50 km de ancho.

Es a lo largo de estas zonas donde la energía potencial se transforma en energía cinética generando grandes tempestades viajeras llamadas ciclones frontales.

Para la escala de los mapas de tiempo, normalmente son lo suficientemente delgados, por lo que se representan en superficie por una línea gruesa, como se observa en la figura 1; donde las líneas delgadas son las isobaras, las letras A y B indican centros de altas y bajas presiones respectivamente y los números sobre las isobaras son los valores de la presión atmosférica, en hPa.

Un frente se caracteriza por (a) un cambio rápido en la dirección del viento, que se ve a lo largo del frente y un típico doblez en las isobaras, cuyo vértice apunta en sentido desde las bajas a las altas presiones (figura 1z). (b)

A menudo, aunque no siempre, un frente está asociado a nubosidad extensa, que produce la precipitación, principalmente en el lado frío del frente. (c)

En casos extremos, la temperatura cerca del suelo puede estar influida fuertemente por condiciones locales, esto puede confundir los contrastes existentes a través de capas profundas de aire.

 Sistema frontal en superficie
Figura 1z Sistema frontal en superficie

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.

La discontinuidad frontal se comporta como una superficie que se inclina con la altura. Sobre el suelo, la pendiente de la superficie frontal tiene un ángulo pequeño tal que por la pendiente el aire cálido se superpone al aire frío.

En un caso ideal, las masas de aire de ambos lados del frente deberían moverse en la misma dirección y con la misma rapidez.

En esas condiciones, el frente debería actuar simplemente como una barrera que viaja junto con las masas de aire, y ninguna masa podría romper la barrera.

Sin embargo, generalmente la distribución de presión a través del frente es tal que una masa de aire se mueve más rápido que la otra.

Así una masa de aire avanza activamente sobre la otra y “choca” con esta. De ahí el nombre de frente por similitud con los frentes de batalla de la I Guerra Mundial.

Cuando una masa de aire se mueve sobre otra, se produce alguna mezcla en la superficie frontal, pero por la mayor parte, la masa de aire mantiene su identidad.

Independiente de cual es la masa de aire que avanza, es siempre el aire más cálido y menos denso el que es forzado a ascender, mientras que el aire más frío y más denso actúa como una cuña sobre la cual se produce el ascenso del aire cálido.

Generalmente se usa el término invadir para referirse al aire cálido que se desliza hacia arriba sobre una masa de aire frío.

Los frentes se clasifican según su movimiento respecto a las masas de aire frío y caliente. Se distinguen cuatro tipos de frentes: cálido, frío, es tacionario 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 rojo para estacionario o violeta para frente ocluido, con los símbolos que se indican en la figura 2.

Simbología de los frentes
Figura 2 Simbología de los frentes

Frente cálido. Cuando la posición en superficie de un frente se mueve de tal forma que el aire cálido ocupa un territorio anteriormente cubierto por aire frío, se produce el frente cálido (figura 3).

En un mapa de tiempo, la posición en superficie de un frente cálido se muestra con una línea con semicírculos rojos que se extienden hacia el aire frío.

A medida que el aire cálido avanza, el aire frío más pesado y más lento que retrocede es frenado aún más por la fricción en superficie, haciendo más lento el avance del frente en superficie comparado con su movimiento en niveles más altos, lo que hace que el límite de separación de las dos masas de aire adquiera una pendiente muy gradual.

La pendiente del frente cálido promedio es sólo de 1:200. Esto significa que si usted se encuentra a 200 km adelante de la ubicación del frente cálido en superficie, la superficie frontal debería estar 1 km por encima de su cabeza.

 Frente cálido.
 Figura 3 Frente cálido

Frente cálido.

Cuando la posición en superficie de un frente se mueve de tal forma que el aire cálido ocupa un territorio anteriormente cubierto por aire frío, se produce el frente cálido (figura 3).

En un mapa de tiempo, la posición en superficie de un frente cálido se muestra con una línea con semicírculos rojos que se extienden hacia el aire frío.

A medida que el aire cálido avanza, el aire frío más pesado y más lento que retrocede es frenado aún más por la fricción en superficie, haciendo más lento el avance del frente en superficie comparado con su movimiento en niveles más altos, lo que hace que el límite de separación de las dos masas de aire adquiera una pendiente muy gradual.

La pendiente del frente cálido promedio es sólo de 1:200. Esto significa que si usted se encuentra a 200 km adelante de la ubicación del frente cálido en superficie, la superficie frontal debería estar 1 km por encima de su cabeza.

Cuando el aire cálido asciende al retirarse la cuña de aire frío, se expande y enfría adiabáticamente, haciendo que la humedad se condense en nubes y comience la precipitación.

La estabilidad o inestabilidad de la masa de aire cálido puede modificar los tipos y abundancia de las nubes, pero la secuencia de nubes que se esquematiza en la figura 10.3, típicamente precede a un frente cálido.

La primera señal de aproximación de un frente cálido son las nubes cirrus, esas nubes se forman donde la invasión del aire cálido ha ascendido tan alto llegando hasta el borde del aire frío, unos 1000 km o más adelante del frente en superficie.

Con esto se inicia el descenso de la presión debido al aire cálido que asciende. Cuando el frente avanza, aparecen los estratos con tres familias consecutivas:

Primero cirrustratos, aquí la presión continua bajando, pues se espesa la capa de aire cálido que es más ligero.

Luego los cirrustratos bajan y se transforman en altostratos, que pueden producir alguna llovizna, la presión continua bajando y el viento aumenta significativamente su velocidad.

Después unos 300 km adelante del frente, aparecen nubes stratus y gruesas capas de ninbustratus, que se ubican sobre el mismo frente donde comienza una lluvia más insistente, la presión sigue bajando y el viento puede alcanzar sus mayores intensidades.

Tras el paso del frente cálido, llega la masa de aire cálido la cual empuja 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 de 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.

Debido a que su rapidez de avance es muy baja ya que su pendiente varía muy poco, los frentes cálidos generalmente producen precipitación ligera a moderada sobre un área grande y por un largo período.

Los frentes cálidos, sin embargo, están ocasionalmente asociados con cumuloninbus y tormentas. Esto ocurre cuando la invasión de aire es inestable y las temperaturas en lados opuestos del frente contrastan fuertemente.

Cuando existen tales condiciones los cirrus son generalmente seguidos por cirruscúmulos. También se puede producir extremo opuesto, esto es que un frente cálido asociado con una masa de aire seco puede pasar inadvertido en la superficie.

La precipitación asociada a un frente cálido (figura 3) se produce adelante del frente en superficie. Parte de la lluvia que cae a través del aire frío de abajo se evapora.

Como resultado, el aire directamente debajo de la nube a menudo se satura y se desarrolla una cubierta de nubes stratus.

Esas nubes generalmente crecen rápidamente hacia abajo, formando la niebla frontal.

Cuando el frente cálido pasa, la temperatura gradualmente se eleva, y se nota un cambio en la dirección del viento.

La humedad y la estabilidad de la masa de aire invasora determina el período de tiempo que se requiere para volver a tener cielos claros.

En el aire inestable que sigue al frente, se forman algunos cúmulos, que pueden producir precipitación, pero generalmente en áreas pequeñas y de corta duración, son los chaparrones postfrontales, esta inestabilidad puede mantenerse todo un día.

Frente frío.

Cuando el aire frío avanza hacia adentro de una región ocupada por aire cálido, la zona de discontinuidad se llama frente frío (figura 4).

Igual que en el frente cálido, la fricción retarda el avance de la posición en superficie de un frente frío en comparación con su posición más arriba, así el frente frío se inclina cuando se mueve.

En promedio, los frentes fríos tienen una inclinación el doble de los cálidos, es decir una pendiente del orden de 1:100.

La rapidez promedio de un frente frío es alrededor de 35 km/h en comparación con los 25 km/h de un frente cálido.

Esas dos diferencias, inclinación de la pendiente frontal y rapidez de su movimiento, tiene un gran efecto en la naturaleza más violenta del tiempo de un frente frío comparado con el tiempo que normalmente acompaña a un frente cálido.

En los mapas de tiempo se simboliza con una línea con triángulos azules que apuntan hacia el aire cálido.

El vigoroso ascenso del aire en un frente frío es tan rápido que la liberación del calor latente aumenta el empuje del aire apreciablemente.

Esto produce fuertes chaparrones y violentas ráfagas de vientos asociados con cumulonimbus maduros.

Debido a que el frente frío produce aproximadamente la misma cantidad de ascenso que un frente cálido, pero en una distancia más corta, las intensas precipitaciones son mayores, pero de más corta duración.


La llegada de un frente frío marca un sensible cambio de las condiciones atmosféricas

Figura 4 Frente frío.

La llegada de un frente frío marca un sensible cambio de las condiciones atmosféricas. Cerca del frente, una oscura banda de nubes amenazadoras predicen el tiempo que se avecina.

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 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 con la altura.

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 (figura 4).

El tiempo detrás del frente frío está dominado por subsidencia anticiclonica y masas de aire relativamente frío, dando paso a cielos claros muy pronto después que ha pasado el frente.

Aunque la compresión del aire por subsidencia produce algún calentamiento, su efecto en la temperatura de superficie es mínimo.

En invierno, los cielos despejados que siguen al pasaje de un frente frío, además reducen la temperatura en superficie por el alto enfriamiento radiativo que se produce durante la noche.

Si la masa de aire polar continental o marítimo que generalmente acompaña a un frente frío, se mueve hacia una zona relativamente cálida y húmeda, el calentamiento del aire desde la superficie puede producir convección superficial.

Esto a su vez produce detrás del frente cúmulos bajos o estratocúmulos. 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.

Frente estacionario.

Ocasionalmente, el flujo de aire a ambos lados de un frente no es ni hacia la masa de aire frío ni hacia la de aire cálido, sino que paralelo a la línea del frente, así la posición en superficie del frente no se mueve y se llama frente estacionario.

En una carta sinóptica, estos frentes se muestran con una línea con triángulos azules apuntando hacia el lado cálido alternados con semicírculos rojos en el lado frío.

Sus características atmosféricas serán similares a las del frente que lo originó, aunque es más probable la ocurrencia de precipitación suave a moderada, salvo que persistirán en la región que ocupan, ya que el frente no se traslada.

Si se mueve muy poco, se llama frente semiestacionario.

Frente ocluido.

Cuando un frente frío activo alcanza a un frente cálido, se forma un frente ocluido.

Cuando el avance de la cuña de aire frío empuja hacia arriba al aire cálido, se forma un nuevo frente entre el aire frío que avanza y el aire sobre el cual el frente cálido se desliza.

El tiempo de un frente ocluido es generalmente complejo. La mayor precipitación esta asociada con el aire cálido que ha sido forzado a ascender.

Sin embargo cuando las condiciones son apropiadas, el frente recién formado, puede iniciar su propia precipitación.

Existen los tipos de frentes ocluidos fríos y cálidos. Si el aire más frío de un frente frío que avanza se encuentra con el aire menos frío de un frente cálido y se adelanta, ascendiendo el aire menos frío sobre el aire más frío, se tiene un frente ocluido frío (figura 5 a).

También es posible que el aire detrás del avance de un frente frío, sea más templado que el aire frío que es adelantado, se forma un frente ocluido cálido (figura 5b).

También es posible que el aire detrás del avance de un frente frío, sea más templado que el aire frío que es adelantado, se forma un frente ocluido cálido (figura 5b).
 Figura 5 Frente ocluido a) frío

También es posible que el aire detrás del avance de un frente frío, sea más templado que el aire frío que es adelantado, se forma un frente ocluido cálido (figura 5b).
 Figura 5 Frente ocluido b) cálido

Estructura térmica vertical 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 6.

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.

Cuanto más fuertemente señalado este el frente, más eficaz será como barrera.


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