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Universidad de Concepción Departamento de Geofísica

Unidad 5 Biofísica Juan Inzunza 1

UNIDAD 5. CLIMATOLOGÍA. APUNTES EN BORRADOR, PERO BUENOS.

5.1 CLIMAS DE CHILE. En este capítulo se usa la clasificación climática de Köppen, para hacer una breve descripción los cli-mas en Chile y como se distribuyen a lo largo de nuestro país. El clima de Chile contiene una gran di-versidad de tipos diferentes debido a su característica de gran extensión meridional del territorio y a su particular topografía. Por las características topográficas variadas del país, el clima de Chile se ve noto-riamente influenciado por factores como las corrientes atmosféricas y oceánicas, la latitud y la altura. Empezaremos revisando como los factores latitud, altura, dinámica atmosférica e influencia marítima controlan algunas de la variables básicas del clima como la temperatura, la presión, el viento, la hume-dad y la precipitación. 14.2.1 Latitud. Chile continental está ubicado entre los paralelos 17.5° y 56° de latitud sur. Esto afecta en una gran forma el aporte calórico en superficie por el ángulo de incidencia de los rayos solares sobre el territorio. Mientras más perpendiculares los rayos solares mayor será el aporte calórico. La latitud también afecta a los elementos de presión, vientos y precipitaciones, por efecto de las altas presiones producidas por el anticiclón del Pacífico sur, que se ubica sobre el Pacifico frente a la zona central del país, entre 25° S y 40° S, determinando viento sur en la parte norte del país, viento suroeste en una faja que va desde la latitud de Rancagua hasta Concepción y vientos del oeste en la parte Aus-tral. De la misma manera influye sobre la distribución de las precipitaciones originando una región de-sértica en el norte, una región de transición en la zona central (seco en verano, húmedo en invierno) y una región lluviosa en el sur. 14.2.2 Altura. La altura está determinada por dos cordilleras que son la de los Andes, con alturas entre 5000 y 6000 metros y la de la costa con interrupciones y menores altitudes. Entre las dos cordilleras se desarrolla el valle central a partir de los 33° S y hasta sumergirse en el mar frente a Puerto Montt. La altitud modifi-ca la distribución de insolación ya que cuanto más elevado el lugar, menor es el espesor de atmósfera que la radiación solar debe cruzar y esto genera que los lugares más altos tengan una mayor amplitud diaria de temperatura que las tierras más bajas. La altitud representada por las grandes cadenas monta-ñosas influye en los vientos, esto por obstrucción directa canalizando los grandes flujos atmosféricos. Las cordilleras también afectan la distribución de lluvias, pues cuando las nubes cargadas de humedad al ser impulsada por el viento, chocan contra la ladera de barlovento, se producen copiosas lluvias en este sector; estas son las lluvias orográficas; pero el sector de sotavento de las cordilleras queda prote-gido contra la irrupción de los sistemas ciclónicos. 14.2.3 Circulación atmosférica. La circulación general de la atmósfera regulada por los centros de acción, se encuentra representada por los valores de la presión atmosférica en los centros de altas y bajas presiones, naturaleza y cantidad de nubosidad y direcciones e intensidades de los vientos. Las situaciones dinámicas están relacionadas con las condiciones de tiempo anticiclónico representado por los días despejados y por el paso de ciclones y sistemas frontales asociados a días nubosos y lluviosos. La cantidad e intensidad de las lluvias indica la frecuencia e intensidad de las perturbaciones atmosféricas. 14.2.4 Influencia marítima. El mar modifica favorablemente la temperatura. Como el agua se calienta y pierde el calor con mas lentitud que la tierra, en las regiones próximas al mar el clima es más suave. En los climas marítimos



los inviernos son menos frío y los veranos más frescos. Las áreas situadas cerca del mar reciben lluvias cada mes del año por la influencia de los vientos húmedos que soplan de mar a tierra. Las corrientes marinas que se mueven en los diferentes océanos afectan el clima de las regiones situadas por esos ma-res. Las corrientes que van desde el Ecuador a las regiones polares llevan el calor a las zonas frías, mientras que las corrientes frías hacen lo contrario. En nuestro país, la corriente de Humboldt fluye sobre el Pacífico sur oriental, que en la zona central de Chile lo hace desde el sur hacia el norte, regula principalmente el clima de la zona norte de Chile, moderando los valores de temperatura. CLASIFICACIÓN DE LOS CLIMAS DE CHILE. La forma en que se combinan en cada región los elementos del clima y la intensidad con que son modi-ficados por los diferentes factores, da lugar a que hayan variados tipos de climas. Los principales cli-mas de Chile, según la clasificación de Köppen, son: por el norte climas secos subtropicales (áridos y semiáridos), la mayor parte del territorio central presenta climas templados (cálidos con lluvias en in-vierno y templados lluviosos), en determinadas altitudes sobre la cordillera de los Andes, se presenta el clima polar, que también corresponde al del territorio Chileno Antártico. En el mapa de la figura 15.2 se muestra la clasificación de los climas para Chile, según el esquema de Köppen.

Figura 15.2 Climas de Chile.

Climas tipo A: tropicales lluviosos. Se caracterizan por el calor ininterrumpido, la temperatura media del mes más frío supera los 18° C, y la más elevada es superior a 22º C, un mes por lo menos con lluvias abundantes, tiene la particularidad de ser constantemente húmedo. En Chile, en los territorios insulares de la Isla de Pascua y archipiélago de Juan Fernández, se encuentra la subdivisión Afa, clima tropical lluvioso, sin estación seca, cálido. Climas tipo B: desérticos. En las zonas de climas secos las lluvias se presentan escasas e irregulares, cayendo la mayor parte del total anual en muy breve tiempo, a veces en unas cuantas horas. La temperatura del aire frecuentemente supera los 35º C. La aridez de estas regiones se limita siempre a las llanuras. El agua de los ríos que se alimentan con la lluvia o la nieve de las montañas sirve para riegos artificiales de los valles transversa-les. La zona de los climas secos se divide, según el grado de sequedad, en dos tipos: el de los desiertos BW, y el de las estepas BS. En Chile se encuentran las subdivisiones de los desiertos BWn, clima seco,



que tiene por característica niebla frecuente; BWH, clima de altura de 3000m; BWh, clima seco, cálido, con temperatura anual superior a 18º C; y de las estepas BSn con niebla frecuente y BSk frío en invier-no y la temperatura anual es inferior a 18º C pero la temperatura del mes mas cálido supera los 18º C. Climas tipo C: templados lluviosos. Estos climas C se diferencian de los tipos A, B y D no solo por la suficiente cantidad de lluvia, sino principalmente por la existencia de una estación fresca, pero no muy fría; en ellos el mes mas frío tiene una temperatura media entre 18º C y –3º C. Dentro de estos rasgos comunes, los climas de este grupo muestran una gran variedad de tipos de tiempo durante el curso de las estaciones, especialmente según el carácter y la relación entre las épocas calientes y frías y las temporadas de lluvia y sequía. En Chile se encuentran las subdivisiones Csbn, con sectores en que la temperatura del mes mas cálido es inferior a 22º C, durante cuatro meses por lo menos es superior a 10º C, con gran nubosidad con nieblas fre-cuentes y una estación seca de 7 a 8 meses; también se encuentra Csb1, con las mismas características que el anterior, salvo en la nubosidad y la zona alejada de la influencia del mar, Csb2, posee las mismas características anteriores, pero con la duración de la estación seca que ahora desde 5 a 4 meses y Csb3, con una estación seca que es menor a 4 meses. Climas tipo D: climas boreales. Este tipo de clima no se encuentra en Chile. En el se combinan un auténtico invierno con abundante precipitación nival, que cubre las superficies con capa de nieve y un verano de corta duración, donde el deshielo de la nieve y las abundantes precipitaciones durante la estación caliente proporcionan suficien-te humedad para los extensos bosques. Climas tipo E: climas fríos. Se caracterizan por tener condiciones climáticas extremas con una gran amplitud anual de temperatura. Dentro de las subdivisiones de este clima se encuentran los tipos ET, polar de tundra y el EF, polar de hielos perpetuos. En el extremo sur de Chile, se encuentra el clima ETw corresponde al polar de tundra con máximo de lluvias primaverales y al principio del verano, con cielo despejado en las postrimerías del verano, y el EFH que corresponde a un clima polar de hielo en altura de las cumbres andinas. 5.2 PRESIÓN ATMOSFÉRICA La presión atmosférica es uno de los elementos del tiempo menos notable, y en la vida cotidiana a casi nadie le interesa. Sus variaciones diarias en superficie no son perceptibles, como lo es por ejemplo la temperatura, la precipitación, la humedad relativa o el viento. Sin embargo, la presión es de la mayor importancia en las variaciones diarias del tiempo, ya que genera los vientos, que a su vez producen variaciones de la temperatura o de la humedad relativa o de la precipitación. Por su relación con las otras variables del tiempo, las variaciones en la presión del aire son un factor de la mayor importancia en los pronósticos del tiempo. La masa de la atmósfera es del orden de 5.3x1018 kg; para hacernos una idea de este valor, imaginemos que si se aplastara sobre la superficie de la Tierra, con una densidad equivalente a la del agua, se for-maría una capa de aire de una altura de 10 metros. La presión atmosférica es la presión que ejerce el peso de toda la masa de una columna de aire sobre un nivel dado. Su valor al nivel del mar es aproxi-madamente 101320 Pa = 1013.2 hPa (hPa es hectoPascal = 100 Pa y Pa es Pascal, este valor se obtie-ne de la fórmula barométrica ghp0ghpp HgoHgo ρρ =⇒=−= , con h = 76 cm, altura que se

eleva la columna de mercurio por efecto de la presión atmosférica, ρ es la densidad del mercurio igual a 13595 kg/m3 y g es la aceleración de gravedad igual a 9.8 m/s2). Esto es equivalente a la presión que produce una masa de 1.013 kilogramos sobre cada cm2 de superficie. Esto significa que nuestro cuerpo,



que tiene una superficie aproximada de 2 m2 soporta el equivalente a 20000 kg de masa atmosférica (la superficie de una persona se puede estimar de A = 0.2m0.425h0.725, con m en kg, h en m y A en m2). Según la teoría cinética de los gases, la presión de un gas es la fuerza ejercida sobre una superficie por los continuos choques de las moléculas del gas en movimiento. Dos factores determinan la presión que un gas particular ejerce sobre una superficie: la temperatura y la densidad; estas tres variables se rela-cionan entre sí por una ley física llamada ecuación de estado de gases ideales. Considerando el primer factor, la presión atmosférica es proporcional a la temperatura. Si se eleva la temperatura del aire man-teniendo la densidad constante, la rapidez de las moléculas de aire aumenta, y por lo tanto su fuerza, generando aumento de presión. Inversamente si la temperatura disminuye. Esta es la razón por la cual un producto aerosol envasado en lata a presión tiene la advertencia de precaución de mantenerlo fuera del alcance de fuentes de calor, ya que al calentarse el envase, puede producirse una fuerte explosión si la presión interna del gas excede la resistencia del envase. Por el segundo factor, la presión atmosférica es también proporcional a la densidad, esto es al número de moléculas de gas por unidad de volumen, tal que si la densidad aumenta, la presión aumenta. Inversamente si la densidad disminuye. Debido a que la presión del aire aumenta con la temperatura, se debería esperar que en los días más cálidos la presión sea más alta y en los días más fríos mas baja. Pero este no es el caso. Sobre los conti-nentes en latitudes medias por ejemplo, las más altas presiones se registran en invierno cuando las tem-peraturas son mas bajas. En la atmósfera, en días fríos las moléculas de aire se mueven más lentamente y se encuentran más juntas, por lo que el aire tiene mayor densidad, tal que la disminución del movi-miento molecular (disminución de temperatura) es sobrecompensado con el aumento del número de moléculas por unidad de volumen (aumento de densidad) que ejercen presión, resultando en un aumen-to neto de presión, es decir la presión es mayor en días fríos (invierno). Inversamente en días cálidos (verano) la presión disminuye. Esto también explica la disminución de presión con la altura. A medida que nos elevamos en la verti-cal, disminuye la densidad del aire porque hay menor masa de aire en niveles mas altos y por lo tanto disminuye la presión. Esta disminución, como ya se vio, no es constante, sino que es mayor más cerca de la superficie. La presión disminuye cerca de 1.2 hPa cada 10 metros de elevación en la vertical en las capas más bajas, de tal manera que hasta 5 km de altura la presión disminuye aproximadamente 100 hPa cada un kilómetro. 5.3 VIENTO. Se llama viento al movimiento del aire, y es un resultado de las diferencias de presión atmosférica, atri-buidas sobre todo a las diferencias de temperatura. Debido a que el calentamiento diferencial en super-ficie genera las diferencias de presión, la desigual distribución de la radiación solar, junto con las dife-rentes propiedades térmicas de las superficies terrestres y oceánicas, son los responsable de la forma-ción del viento. El aire fluye desde las áreas de altas presiones a las de baja presión, por lo que el viento no es mas que un intento natural por balancear las diferencias de presión de gran escala. Existen otros factores que afectan al viento. Si la Tierra no girara y si no hubiera fricción, el aire se movería directa-mente desde las áreas de altas presiones a las de baja presión. Pero como ambos efectos existen, el viento es controlado por una combinación de esos factores: la fuerza las variaciones de presión, el efec-to de la rotación terrestre y la fricción del aire con la superficie. 7.2.1 Fuerza de las variaciones de presión. Por las leyes de la dinámica de Newton, las causas que producen el movimiento son las fuerzas. Las variaciones de presión producen una fuerza, llamada fuerza del gradiente de presión, que contribuye a la formación del viento. Cuando una masa de aire es sometida a una mayor presión a un lado que al



otro, el desbalance produce una fuerza dirigida desde la zona de alta presión a la de baja presión en forma perpendicular a las isobaras, cruzándolas en ángulo recto. Esta diferencia de presión entre las altas y las bajas presiones, produce el viento, y mientras mayor es la diferencia entre dos lugares, ma-yor es el viento en esa región. Se llaman isobaras a las líneas que unen puntos de igual presión, similares a las isotermas. Los datos de presión en superficie se dibujan por medio de isobaras sobre mapas, cuyo resultado se llama carta de tiempo, carta sinóptica o carta de presión. La separación entre las isobaras indica las variaciones de presión sobre el mapa, a estas variaciones de presión se le llama gradiente de presión. En el mapa, donde los isobaras están más juntas, indican un gradiente de presión grande que produce vientos más fuertes, y donde los isobaras están más separadas, el gradiente de presión es mas pequeño y el viento es más débil. En la figura 7.1 se observan las isobaras en una carta sinóptica de Sudamérica, para un día representati-vo de una situación meteorológica cualquiera, obtenida con valores reales de presión en superficie. Las líneas en tonos verde a violeta representan áreas de bajas presiones y las de tono amarillo a rojo altas presiones. Del mapa se puede destacar, por ejemplo frente a la zona central de Chile, un centro de baja presión (asociado al cinturón de bajas presiones subpolares, ver capítulo 8) centrado en 35º S, 75º W, con valores inferiores a 1006 hPa, con un fuerte gradiente de presión como se puede ver por el agrupa-miento de isobaras en esa zona, lo que indica que los vientos son muy intensos en esa zona, y sobre el Pacífico, un centro de alta presión (conocido como anticiclón del Pacífico sur, ver capítulo 8) centrado en torno a los 30º S, 100º W, con valores superiores a los 1025 hPa, con un gradiente de presión mas débil, indicativo de vientos leves en esa área.

Figura 7.1 Carta sinóptica de Sudamérica. 7.2 Efecto de Coriolis en el hemisferio sur.

7.2.2 Efecto de la rotación terrestre o de Coriolis. Si bien la fuerza del gradiente de presión está dirigida desde las altas a bajas presiones, perpendicular a las isobaras, el viento no cruza las isobaras en ángulo recto, sino que se produce una desviación del viento debido a la rotación de la Tierra. A esta desviación se le llama efecto de Coriolis, nombre puesto en honor de Gaspard de Coriolis (1792 – 1843), quién fue un ingeniero francés, que derivó las ecuacio-nes de movimiento de los cuerpos sobre un sistema de referencia en rotación, como la Tierra.



El efecto de Coriolis describe como todo objeto que se mueve libremente sobre la superficie terrestre, incluido el aire y las aguas, se desvía a causa de la rotación terrestre hacia la izquierda de su movimien-to en el hemisferio sur y hacia la derecha en el hemisferio norte. Esta desviación se puede apreciar imaginando la trayectoria de un cohete que se lance desde el Polo Sur hacia un blanco B en el Ecuador, como se ilustra en la figura 7.2. Supongamos que al cohete le toma 2 horas en viajar desde el Polo Sur hasta el blanco en el Ecuador, en ese tiempo la Tierra con el blanco fijo a ella habrá girado 30º hacia el este desde B hasta B’ con su velocidad angular Ω (de 360º en 24 horas), como se grafica en la línea de puntos roja de la figura 7.2. Así, un observador en tierra, por ejemplo fijo en B o en cualquier otro lu-gar, ve que el cohete se desvía hacia el oeste del blanco, como se muestra en la línea verde de la figura 7.2, esto es hacia la izquierda de la dirección del movimiento en el hemisferio sur. Esta visión es menos evidente en el movimiento este - oeste, pero igual se produce. El efecto de Coriolis se manifiesta como una fuerza, que es la responsable de la desviación. La direc-ción de la fuerza de Coriolis tiene una gran componente apuntando en sentido opuesto a la fuerza de presión. Esto produce que la dirección del movimiento del aire sea no cruzando las isobaras, sino que aproximadamente paralelo a ellas. Si un observador en tierra se ubica mirando en la dirección hacia donde se mueve el aire, en el hemisferio sur las altas presiones quedan a la izquierda del observador y las bajas presiones a la derecha; en el hemisferio norte la situación es opuesta. Físicamente la fuerza de Coriolis no es una fuerza real, aunque en las ecuaciones de movimiento se la trata como tal, porque produce un efecto similar al de una fuerza, esto es, aparentemente cambiar el estado de movimiento de un objeto (aire o agua por ejemplo). Pero no es el objeto el que cambia su movimiento, sino que es la Tierra la que esta girando debajo del objeto, el cual no tiene porque estar girando junto con la Tierra, y a un observador fijo al suelo, por lo tanto girando con la Tierra, le da la impresión que es el objeto el que se mueve, pero no es así, sino que es el observador el que esta girando con la Tierra. Por esto se la conoce como una fuerza aparente, es decir una fuerza que no es una fuerza o que no existe, pero su efecto si existe en el sistema en rotación y es desviar el movimiento. Otra im-plicancia física de la fuerza de Coriolis es que, como no es una fuerza real, no realiza trabajo, porque siempre es perpendicular a la dirección del movimiento. La magnitud de la desviación producida por la fuerza de Coriolis tiene las siguientes características: (1) depende de la latitud, disminuye desde los polos, donde es máxima, hacia el Ecuador donde se anula y no se produce desviación, (2) siempre está dirigida perpendicular a la dirección del flujo, (3) afecta sólo a la dirección del flujo, no su rapidez y (4) es proporcional a la rapidez del viento. 7.2.3 Fricción. La fuerza de presión acelera el flujo desde las altas a las bajas presiones y la de Coriolis lo desvía en dirección de las isobaras. Pero la rapidez del viento no aumenta continuamente, por lo que debe existir otra fuerza que haga mantener aproximadamente constante la rapidez del viento y por lo tanto que se oponga a la fuerza de presión. De nuestra experiencia diaria, sabemos que si a un objeto en movimiento sobre una superficie se lo deja libre, después de un tiempo se detiene. Lo que produce esa detención es lo que llamamos fuerza de fricción o de roce. El efecto de la fricción en superficie es disminuir la rapidez del viento y desviar el movimiento del aire a través de los isobaras, hacia el área de bajas presiones. El grado de irregularidad del terreno determi-na el ángulo que se desvía el viento respecto a los isobaras, como también la magnitud de su disminu-ción. Sobre los océanos relativamente llanos, la fricción es pequeña y el aire se desvía entre 10º a 20º respecto a los isobaras y su rapidez disminuye aproximadamente a 2/3 respecto de su valor si no hubie-se roce. Sobre terrenos muy irregulares donde la fricción es grande, el viento se puede desviar hasta en 45º y su rapidez reducirse hasta en un 50%. Este efecto de la fricción es especialmente importante



1020

dia dia dia dia dia

cuando se considera el movimiento del aire alrededor de los centros de altas y bajas presiones en super-ficie, los rasgos más notorios en los mapas de tiempo. El aire en movimiento es afectado por la irregu-laridad de la superficie terrestre, que produce el roce con el aire, pero a medida que ascendemos en la vertical, disminuye el efecto del roce. A alturas superiores a 1.0 – 1.5 km, el viento ya no es afectado por la fricción, soplando aproximadamente paralelo a las isobaras. MEDICIÓN DE LA PRESION Y DEL VIENTO. La presión se mide con un instrumento llamado barómetro de mercurio, inventado en 1643 por el ita-liano Evangelista Torricelli (1608 – 1647). Con algunas mejoras, aún se continua usando el mismo ba-rómetro, que se muestra en la figura 7.3 izquierda. El barómetro es un tubo lleno con mercurio que se sumerge invertido en un envase que también contiene mercurio. Por la presión de la atmósfera sobre la superficie libre del envase ubicado al nivel del mar, la columna de mercurio dentro del tubo se eleva hasta 76 cm, por lo que el tubo debe ser más largo que ésta longitud. Al aplicar la fórmula barométrica, se obtiene el valor de la presión atmosférica. Por esta propiedad, la presión también se mide en cm de mercurio, en condiciones normales en superficie, la atmósfera ejerce una presión de 76 cm de Hg. Otro medidor de presión más portátil y manuable se llama barómetro aneroide (aneroide significa sin líquido), se muestra en la figura 7.3 derecha. Se basa en que a una cámara metálica herméticamente cerrada se le ha sacado una parte del aire. La cámara debe ser muy sensitiva a los cambios de presión, cambiando su forma con las variaciones de presión, tal que si la presión aumenta (disminuye) la cámara se comprime (expande). Si estos movimientos se transmiten por un sistema de palanca a un indicador que se mueve sobre un papel registro graduado en unidades de presión, el instrumento pasa a llamarse barografo, que entrega un registro continuo de presión sobre un papel que se llama barograma, que se muestra en la figura 7.4. El eje vertical corresponde a la presión, cada línea es igual a 0.5 hPa, y el eje horizontal es el tiempo, cada línea igual a dos horas, se indica el valor de referencia igual a 1020 hPa.

Figura 7.3 Barómetro de mercurio, izquierda y barómetro aneroide. Figura 7.4 Ejemplo de barograma en Concepción.

La presión atmosférica se mide en distintas unidades, las siguientes son algunas de las mas conocidas equivalencias para las distintas unidades de medida, correspondientes, al valor de la presión normal en superficie (los símbolos son: atm = atmósferas, cm de Hg = centímetros de mercurio, hPa = hectoPas-cal, mbar = milibar y 1 hPa = 100 Pa):

1 atm = 76 cm de Hg = 101325 Pa = 1013.25 hPa = 1013.25 mbar El viento se mide por la dirección desde donde sopla, así un viento norte sopla desde el norte hacia el sur. Para el viento, que es una magnitud física vectorial, interesa conocer su rapidez y su dirección.



Para medir la dirección del viento se usa la veleta, que se muestra en la figura 7.5, extremo derecho. Al pasar el aire sobre esta, se orienta en la dirección del viento, cuyo valor es transmitido en forma mecá-nica a un registrador en la estación meteorológica. La dirección se representa gráficamente en una rosa de viento, donde se indica la dirección predominante en porcentaje, en un período de tiempo dado. Ge-neralmente se usan las ocho direcciones principales de los puntos cardinales: N, NE, E, SE, S, SW, W, NW, donde sus equivalentes en grados, medidos desde el norte en sentido antihorario son N = 360º, E = 90º, S = 180º y W = 270º, valores con los cuales se construye la rosa de viento. El 0 se usa para indi-car las calmas. La rapidez del viento se mide con el anemómetro de cucharas, que se muestra en la figura 7.5, extremo izquierdo, y que funciona en forma similar al velocímetro de un vehículo. Su funcionamiento se basa en tres cazoletas unidas a un brazo cada una, los cuales a su vez están unidos a un eje vertical interior que tiene incorporado en su extremo un disco, que al girar por efecto del viento, corta la emisión de luz de un diodo LED, esta interrupción es captada por un fototransistor que convierte estos giros en pulsos (frecuencia). La velocidad del viento será directamente proporcional a la generación de una mayor o menor frecuencia. El viento queda registrado en un anemográma, que se muestra en la figura 7.6 para Concepción. La línea azul superior es la dirección del viento, en el eje vertical se representan las ocho direcciones principales de la rosa de viento. La línea inferior es la velocidad, con el eje vertical en m/s; el eje horizontal es el tiempo en horas; notar su alta variabilidad en pequeños intervalos de tiempo.

Figura 7.5-6 Veleta y anemómetro de cucharas y anemográma de Concepción.

Los cambios en la dirección e intensidad del viento predominante, se pueden predecir de los movimien-tos de los centros de presión, que se dibujan en las cartas sinópticas. El cambio del viento puede produ-cir cambios en la temperatura y la humedad, y por lo tanto en el tiempo que se aproxima. En Concep-ción, el viento predominante es del suroeste y cuando cambia su dirección a viento con componente del norte indica la aproximación de un sistema frontal y probable mal tiempo. Durante el período de lluvias en Concepción, se tiene una alta frecuencia de viento desde el norte, producido por los ciclones que acompañan a los sistemas frontales de mal tiempo y en las otras épocas del año, el viento predominante es desde el sector suroeste, generado por el predominio del anticiclón del Pacífico sur, asociado a buen tiempo (ver figura 7.1). 7.4 VIENTOS EN SUPERFICIE. En los mapas de presión, las isobaras casi nunca son rectas, generalmente tienen amplias curvaturas. En ocasiones se pueden cerrar isobaras aproximadamente circulares tanto de altas como de bajas presiones (figura 7.1). El viento que se mueve aproximadamente según la dirección de las isobaras, sigue trayec-torias cerradas en torno a esos centros. Debido al efecto de Coriolis, en el hemisferio sur el viento se



desvía hacia la izquierda, haciendo que gire en sentido antihorario (horario) alrededor de los centros de altas (bajas) presiones, y por efecto de la fricción se desvía respecto a los isobaras, adquiriendo una componente desde las altas hacia las bajas presiones. El aire siempre se mueve desde la alta hacia la baja presión (se puede ver por ejemplo cuando se desinfla un globo). A las isobaras cerradas o centros de bajas presiones se les llama ciclones, y al viento alrededor de esos centros se le llama circulación ciclónica, porque tiene el mismo sentido que el de la rotación de la Tie-rra: horario en el hemisferio sur y antihorario en el hemisferio norte. A las isobaras cerradas o centros de altas presiones se les llama anticiclones y al viento alrededor de esos centros se le llama circulación anticiclónica, porque es opuesto a la rotación terrestre. Donde las isobaras son curvas sin cerrarse, a las regiones de altas presiones se les llama cuñas y a las de bajas presiones vaguadas. La línea que une los puntos de mayor (menor) presión en las cuñas (vaguadas) se llama eje de cuña (vaguada). El viento en las cuñas es anticiclónico y en los vaguadas ciclónico. Como se ha visto, por efecto de la fricción se tiene el movimiento del aire con una componente hacia el centro del ciclón produciéndose convergen-cia, y desde los centros de altas presiones el flujo es hacia afuera del anticiclón, generándose divergen-cia. Estos aspectos se observan en la figura 7.7, el diagrama es válido para el hemisferio sur. Ahora se puede hacer una interpretación mas completa de la situación real de la carta sinóptica de superficie mostrada en la figura 7.1, análisis que se deja al alumno.

Figura 7.7 Circulación del viento en torno a los centros de altas y bajas presiones en el hemisferio sur.

7.4.1 Movimiento vertical del aire. Una componente fundamental del viento es el movimiento vertical, especialmente el ascendente por su importancia en la formación de nubes. Por lo tanto interesa conocer como el viento horizontal se rela-ciona con el movimiento vertical. El aire que converge hacia un centro ciclónico genera un movimiento vertical hacia arriba. Este aire ascendente produce condensación, formación de nubes y precipitación, por lo que un ciclón está asociado con atmósfera inestable y mal tiempo. Pero en realidad, un ciclón en superficie se origina porque en altura se crea una región de divergencia de aire. Esta divergencia en altura succiona el aire de niveles inferiores, produciendo el ascenso del aire sacándolo desde superficie, lo que genera la baja de presión, como se ilustra en la figura 7.8 en un esquema para el hemisferio nor-te. De manera similar, en un anticiclón en superficie hay divergencia del viento y subsidencia que es generada por una convergencia en altura. La subsidencia comprime el aire, por lo que se calienta, evi-tando la formación de nubes y produciendo buen tiempo. 7.5 VIENTOS EN ALTURA. A medida que ascendemos en la vertical, el efecto de la fricción del viento con la superficie disminuye hasta anularse sobre 1.0 - 1.5 km de altura. Por arriba de ese nivel, la fuerza de presión se equilibra con



la de Coriolis, es decir, ambas son de igual magnitud pero apuntando en sentidos opuestos, por lo que se anulan entre si, haciendo que el aire se mueva paralelo a las isobaras con rapidez constante. A este flujo, producto solamente del balance entre esas dos fuerzas, se le llama “viento geostrófico”, donde geostrófico significa girado por la Tierra, y representa muy bien al viento real. El viento geostrófico es más (menos) intenso donde las isobaras están más cercanas (separadas), y sopla dejando las altas pre-siones a la izquierda y las bajas presiones a la derecha en el Hemisferio Sur. La situación inversa se tiene en el Hemisferio Norte.

Figura 7.8-9 Movimiento vertical del aire y carta sinóptica de la altura de 500 hPa.

Las cartas sinópticas de altura se dibujan en los niveles estándar de presión fijos (por ejemplo 900, 850, etc hPa), donde en lugar de graficar isobaras, se dibujan líneas de igual altura, esto es líneas donde se tiene el valor de la altura a la que se encuentra el valor de presión considerado. Por ejemplo sobre una carta de altura de 500 hPa, la isolinea de 5700 m significa que en esa isolinea, es decir a esa altura, la presión tiene un valor de 500 hPa. El comportamiento del viento en las cartas de altura, es similar a su comportamiento sobre los mapas de presión, pero ahora ya no se nota el efecto de la fricción y el viento se considera geostrófico. En la figura 7.9 se muestra una carta sinóptica para el nivel de 500 hPa, co-rrespondiente a la misma situación sinóptica de la carta de presión en superficie mostrada en la figura 7.1. Se pueden apreciar los centros de altas y bajas presiones, y siguiendo la orientación y separación de las isolíneas (interpretar sólo las líneas negras), obtener la dirección del viento en ese nivel y compa-rar su intensidad relativa. Es bueno que el alumno compare también el comportamiento de la presión y del viento en este nivel con el de superficie, correspondiente a la figura 7.1. 7.6 RELACION ENTRE PRESION Y VIENTO. Puesto que las teorías acerca del movimiento del aire no pueden exponerse sin deducciones matemáti-cas complejas, resumiremos algunos aspectos cualitativos del movimiento de la atmósfera, que se de-ducen del estudio anterior y de las figuras 7.1 y 7.9. a) El viento en altura sopla aproximadamente a lo largo de las isobaras, dejando en el hemisferio sur a

su izquierda las altas presiones y a su derecha las bajas. Lo contrario se produce en el hemisferio norte. Esta diferencia entre ambos hemisferios es consecuencia del diferente sentido de la rotación terrestre: horaria en el hemisferio sur y antihoraria en el hemisferio norte.

b) El viento en capas bajas no sigue exactamente las isobaras, sino que tiende a fluir hacia el lado en que la presión es más baja. No obstante a medida que ascendemos en la vertical esta desviación tiende a desaparecer. Esto induce a pensar que la desviación se debe a la fricción en superficie, y por eso este efecto no se produce a mayor altura.



c) El viento es fuerte donde las isobaras están muy agrupadas y débil donde están mas separadas. No considerando el efecto de la fricción, da la impresión de que el viento fluye por los canales isobári-cos, de manera que su velocidad es proporcional a la separación entre las isobaras.

d) Si se pudiera medir la aceleración de una partícula de aire, se encontraría que estas aceleraciones son muy pequeñas. En la gran escala, despreciando las ráfagas y fluctuaciones de período corto, las aceleraciones son del orden de los 0.0002 m/s2. En los grandes sistemas de vientos el aire comienza moviéndose con lentitud, pero cuando ha adquirido velocidad, la mantiene constante durante largo tiempo.

e) Si midiéramos la componente vertical del movimiento, encontraríamos que es grande en tormentas, tornados, huracanes y similares, así como en los remolinos muy pequeños o turbulencia. Pero con-siderando corrientes atmosféricas de gran escala, se encuentra que el movimiento es predominante horizontal; para tener una referencia, digamos que el viento horizontal es del orden de 10 m/s, en cambio la componente vertical del viento es del orden de 0.01 m/s.

Acción del viento. Cuando el aire fluye sobre un obstáculo, como planta o una construcción, se genera la capa límite, pro-duciéndose una alteración en el viento y generándose la turbulencia, que se caracteriza por fluctuacio-nes aleatorias en la velocidad y dirección del viento, que son generadas de dos maneras. A medida que el viento se produce sobre superficies naturales, la fricción con la superficie genera turbulencia llamada mecánica. La turbulencia se genera también cuando el aire se calienta en una superficie y se mueve hacia arriba por la fuerza ascendente, esta se llama turbulencia térmica. El tamaño de los remolinos producidos por estos dos procesos es diferente, y el perfil de viento característico cerca de superficie es como se muestra en las figuras.

La capa límite de la atmósfera es aquella en contacto con la superficie donde la fricción es importante. El espesor δ de la capa límite, generalmente varía con la viscosidad ν del fluido, una expresión que permite calcular δ es:

ulν

δ 72.1=

donde l es la longitud de la superficie de contacto, ν es el coeficiente de viscosidad cinemática del flui-do (aire) en m2/s y u la velocidad del fluido, en m/s. Esta expresión se puede escribir de otra forma, dividiendo por l:



νδννδ

lulluul

ll72.1

72.172.1

=⇒==

lo que permite definir el Número de Reynolds Re, que representa la relación entre las fuerzas de inercia que producen cambios en la velocidad del fluido y las fuerzas de fricción viscosa, que se oponen a los cambios de velocidad. Si Re es pequeño, la fuerza de inercia es menor que la fuerza de fricción y el flujo es laminar.

νlu

Re =

Transferencia de momentum. El movimiento molecular que ocurre en el aire es muy rápido en el rango de temperaturas que se en-cuentran comúnmente en la atmósfera. Este tipo de movimiento es responsable de un gran número de procesos microclimáticos. Cuando una corriente de aire fluye sobre una superficie sólida, su rapidez aumenta con la altura, lo que produce un gradiente vertical de velocidad. En el esquema de mas abajo se presenta la situación, para un gradiente lineal de velocidad (lo que no es realista), la flecha gruesa hacia abajo representa el transporte de momentum. Cada capa de aire está sometida a una tensión tan-gencial por efecto de la fricción con la superficie del suelo y entre otras capas de aire. Esta tensión tan-gencial o fuerza viscosa se puede definir como:

zu

z∂∂

−= µτ )(

donde τ es la tensión tangencial entre las capas de fluidos, en N/m2, µ es la viscosidad dinámica, en kg/ms (o Ns/m2) y ∂u/∂z es el gradiente vertical de velocidad (o cortante del viento). La viscosidad di-námica µ se relaciona con la viscosidad cinemática ν por

ρµ

ν =

Valores típicos de estos parámetros en la atmósfera, al nivel del mar son: ν = 1.46x10-5 m2/s, ρ = 1.225 kg/m3, por lo tanto µ=1.788x10-5 kg/m s. Como las capas tienen diferentes velocidades, hay una trans-ferencia molecular de momentum desde la capa más rápida a la más lenta, en nuestro esquema desde las capas superiores a las inferiores, lo que se refleja en el signo negativo de la ecuación de transferen-cia de momentum. La ecuación de transporte turbulento de momentum puede escribirse para fluidos turbulentos en la forma:

zu

Kz M ∂∂

= ρτ )( (1)

donde KM se define como un coeficiente de transporte turbulento o “viscosidad de torbellino”. Este coeficiente KM es muy difícil de determinar; pero se sabe que KM aumenta con la altura z, la velocidad del viento, la rugosidad y el calentamiento en superficie. Si se supone que KM aumenta linealmente con z y con la velocidad de fricción u*, que es un parámetro que relaciona la velocidad del viento con la rugosidad de la superficie, se tiene:



( )dzzkuK MM −+= * (2)

donde k se llama constante de von Karman, de valor aproximado k ≈ 0.4, zM es el parámetro (o altura) de rugosidad para el momentum y d es un factor de corrección para la superficie de intercambio, llama-do desplazamiento del plano cero, que se puede interpretar como la distancia entre una altura cero arbi-traria y la altura promedio de intercambio de momentum. Reemplazando la ecuación (2) en la ecuación (1), e integrando, se obtiene:

−+=

M

M

zdzz

ku

u ln*

Si la altura z en la cual es medida la velocidad es mayor que la altura de rugosidad zM, entonces:

−=

Mzdz

ku

u ln*

Para una superficie plana, con z medido desde la superficie, es d=0, para un cultivo d se estima como d=0.64 h, y para vegetación mas densa (cultivos agrícolas), d puede ser estimada como d=0.77 h con h la altura promedio del cultivo en metros, como se muestra en el esquema siguiente a la derecha. Para elementos rugosos más espaciados, estos valores de d no son válidos.

El parámetro de rugosidad para el momentum, zM, es una longitud característica de la forma del perfil de viento en la superficie de intercambio de momento turbulento, que depende de la forma, altura y separación de los elementos rugosos; empíricamente se encuentra que zM = 0.13 h. Todas estas fórmu-las empíricas, son sólo aproximaciones. 7.9 PRESIÓN Y VIENTO EN CONCEPCIÓN. 7.9.1 Valores medios. Con los datos de la estación meteorológica Bellavista del Departamento de Geofísica de la Universidad de Concepción, se hace una descripción del régimen de presión y viento en superficie en Concepción. En la figura 7.12 de presión en superficie, los valores corresponden a los extremos máximos o mínimos absolutos que se han medido alguna fecha determinada de cada mes en la estación, durante el período desde 1965 a 2000. Estos valores no son del todo representativo de los promedios mensuales, ya que es solo un valor puntual extremo en cada mes, de todas formas da una idea del comportamiento de la pre-sión durante el año. Se observa para los máximos de presión, que los mayores valores se concentran en los meses de invierno y disminuyen en los meses cálidos, los máximos mas frecuentes de presión se

d=0.64h d=0.77

h



han registrado en torno a los 1030 hPa y el mayor valor de presión en superficie medido en Concepción no ha superado nunca los 1040 hPa. Los mínimos de presión también se concentran en los meses de invierno, con el menor mínimo medido en julio, indicando que este valor no ha sido nunca inferior a 990 hPa y para los otros meses del año los mínimos de presión se concentran en torno a los 1005 hPa. En la figura 7.13 se muestra la rosa de viento promedio anual de Concepción, los valores indican la frecuencia porcentual de la dirección del viento respecto al número total de casos del año, para obser-vaciones registradas tres veces al día, es decir el máximo posible de observaciones de un año es 1095. Se observa una alta frecuencia de viento desde el sector sur a suroeste, generado por el predominio de las altas presiones del anticiclón del Pacífico sur, situación que se produce durante los meses de buen tiempo. En cambio durante el período de lluvias se tiene una alta frecuencia de viento desde el norte, producido por los ciclones que acompañan a los sistemas frontales de mal tiempo. El viento predomi-nante en Concepción es del suroeste y cuando cambia su dirección a viento norte indica la aproxima-ción de un sistema frontal con bajas presiones y probable mal tiempo.

Figura 7.12-13.

7.9.2 Viento horario. En las figuras 7.14 y 7.15 se muestra el comportamiento horario del viento, donde las flechas indican su dirección e intensidad en m/s, para los días del solsticio de invierno y de verano del 2000 en Con-cepción. El 21 de junio, figura 7.14, la dirección del viento fue durante todo el día desde el sector norte, con intensidades que durante la madrugada bordearon los 5 m/s (20 km/hr), pero durante el día comen-zó a aumentar la intensidad registrándose valores del orden de 10 m/s (40 km/hr), hasta alcanzar valo-res que la noche siguiente superaron los 15 m/s (60 km/hr), que ya son valores típicos del comienzo de un temporal en nuestra región. El 21 de diciembre, figura 7.15, las primeras 12 horas la intensidad del viento fue muy baja, con valo-res casi de calma y algunos máximos de baja intensidad a ciertas horas. La dirección hasta ese momen-to se muestra errática y muy variable, lo que es normal, porque cualquier leve ráfaga de viento orienta la veleta en la dirección de la ráfaga, que es al azar. Pasado el mediodía se observa un notable aumento en la intensidad del viento, ya que comienza a sentirse el efecto de la radiación solar, hasta que se registra un máximo del orden de 10 m/s a las 18 horas, aproximadamente una hora después del máximo de temperatura, y la dirección se estabiliza a un valor predominante de viento sur en este caso. Este comportamiento es lo real y característico del régimen de viento en Concepción: en época de buen tiempo, con régimen anticiclónico, las calmas predominan durante la noche y el viento es máximo des-de el sector sur - suroeste en horas de la tarde, en tanto que en período de mal tiempo bajo régimen ci-clónico, el viento en general es intenso con dirección predominante desde el norte, de acuerdo con la figura 7.13.



0 3 6 9 12 15 18 21 24 27 30 33 36-20

-15

-10

-5

0

5VIENTO HORARIO EN CONCEPCION, 21 DE JUNIO DE 2000

HORAS

V (

m/s

)

-3 0 3 6 9 12 15 18 21 24

-10

-5

0

5

10

15V IENTO HORARIO EN CONCEPCION 21 DICIEMBRE 2000

HORAS

V (

m/s

)

Figura 7.14 y 15

5.4 CIRCULACIÓN DE LA ATMÓSFERA. Los estaciones meteorológicas están separadas unas de otras por decenas de kilómetros, por lo que re-molinos o brisas locales son demasiado pequeños para ser medidos por los instrumentos convenciona-les y no aparecen representados en las cartas de tiempo. Pero en la carta sinóptica se pueden mostrar los patrones de tiempo de gran escala, tales como aquellos asociados a los ciclones y anticiclones. También se puede distinguir claramente la duración de estos fenómenos, ya que los pequeños remolinos en gene-ral son de corta duración, mientras que los grandes sistemas de vientos pueden durar varios días. 8.1 ESCALAS DE LOS MOVIMIENTOS ATMOSFÉRICOS. Los movimientos atmosféricos se pueden producir en distintas escalas de tiempo y espacio. Es posible reconocer algunas escalas típicas, que se resumen en la tabla 8.1. Macroescala o escala planetaria: En esta escala se encuentran los más grandes patrones de viento, como los alisios en latitudes tropicales, con dirección predominante del este, o los vientos del oeste en latitudes medias. El flujo se produce en todo el globo y puede durar semanas con pocos cambios. Escala sinóptica: Es la que se representa comúnmente en las cartas sinópticas. Sus dimensiones son de cientos a miles de kilómetros y la duración de los eventos del orden de días a 1 - 1½ semana. Los ci-clones y anticiclones de latitudes medias, que tienen un movimiento medio en dirección oeste - este, caen en esta escala. En estas dos escalas los movimientos son predominantemente horizontales, casi (pero sólo casi) sin movimiento vertical. Mesoescala: Los movimientos en esta escala se producen en áreas más pequeñas del orden de 100 km o menos, y su duración típica es de horas a 1-2 días. Se encuentran en esta escala los vientos que se producen en áreas costeras o brisas de mar y tierra y vientos en zonas montañosas o brisas de valle – montaña. Aquí los movimientos verticales pueden ser de gran magnitud. Microescala: Movimientos de pequeñas dimensiones y muy corta duración, generalmente caóticos, como remolinos de polvo o turbulencia, con movimientos verticales muy intensos.

Tabla 8.1 Escalas de los movimientos en la atmósfera.

Escala Dimensión Espacial

Dimensión Temporal

Algunos eventos

Planetaria Miles de kilómetros a

todo el globo. Semanas a meses

Alisios, vientos del oeste, ondas planetarias.

Sinóptica Cientos a miles de

kilómetros. Días a semanas

Ciclones, anticiclones, frentes, huracanes.

Mesoescala uno a cientos de kiló-

metros 1 hora a 2 días

Brisas de mar, montaña, tor-mentas, tornados.

Microescala cm a metros Minutos Turbulencia, remolinos, ráfa-

gas de polvo.



8.2 CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA. Se llama circulación general de la atmósfera al sistema de vientos de escala planetaria, que los cono-cemos en base a dos fuentes: con valores de presión y viento observados en todo el mundo y por estu-dios teóricos de la dinámica de fluidos geofísicos. El modelo primitivo mas elemental de circulación global sugiere la existencia de una sola celda de circulación vertical llamada Celda de Hadley, en honor a George Hadley (1795 – 1868), quien fue el primero en desarrollar este modelo clásico. Hadley pensa-ba que solo la energía solar conducía los vientos y propuso que las mayores temperaturas del ecuador respecto a los polos deberían crear una circulación térmica, con movimiento en superficie de aire frío desde los polos hacia el ecuador. En el ecuador el aire cálido y menos denso debe ascender, durante el ascenso el aire se va enfriando, por lo que en las capas superiores se comienza a mover hacia los polos, donde el aire frío y mas pesado debe descender sobre los polos, como se muestra en el esquema de la figura 8.1; pero esto no es así. Un modelo simple mas realista de circulación global explica como debe mantenerse el balance de calor producido por el calentamiento diferencial ecuador - polo, considerando que la Tierra está en rotación, el esquema se observa en la figura 8.2. Es un modelo idealizado en el que se distinguen tres celdas de circulación vertical y los vientos resultantes en superficie, como se describe a continuación.

Figura 8.1-2 Esquema del primitivo modelo de circulación de Hadley y actual.

8.2.1 Celda de Hadley. Entre el ecuador y aproximadamente los 30º de latitud sur y norte, se produce una circulación vertical que mantiene el nombre de celda de Hadley (figura 8.2). En el ecuador el aire más cálido que se eleva, se condensa liberando calor latente y formando grandes cúmulos y cumulonimbus que producen abun-dante precipitación, que mantienen la densa vegetación de las selvas tropicales. El aire de niveles supe-riores en esta celda, se mueve hacia los polos y entre 25-35º de latitud sur y norte se produce subsiden-cia por dos razones: (1) el flujo asciende siempre desde la tormentosa región ecuatorial, donde la libe-ración del calor latente de condensación mantiene el aire cálido, pero en el tope de las nubes el enfria-miento radiativo aumenta la densidad del aire superior, que comienza a moverse hacia los polos y a descender hacia superficie; (2) debido a que el efecto de Coriolis se hace mas fuerte cuando nos aleja-mos del ecuador, los vientos en altura que inicialmente se movían hacia los polos, son desviados en dirección aproximadamente oeste a este cuando alcanzan la latitud de 25º, así se restringe el flujo del aire hacia los polos. Como resultado de ambas causas se produce subsidencia en la zona entre 25-35º de latitud. Esta subsidencia, por la liberación de la humedad cerca del ecuador, es de aire muy seco, y por el efecto de calentamiento adiabático durante la compresión por el descenso del aire, más se reduce la humedad relativa. En estas regiones de subsidencia se encuentran los grandes desiertos subtropicales del mundo: el desierto de Atacama en Chile considerado el más seco del mundo, el vasto desierto del Sahara del norte de Africa, el de Namibia del suroeste de Africa, el gran desierto Australiano, el de Baja California del suroeste de Estados Unidos.



En el centro de estas zonas de subsidencia los vientos son leves y variables, se conoce como la zona de las latitudes de los caballos, nombre puesto por los antiguos marinos en los años 1500, que en ocasio-nes hacían grandes comercios de caballos entre Europa y América (recién descubierta). Con frecuencia ocurría que los barcos a vela tenían que navegar muy lentamente en la zona de altas presiones subtropi-cales donde predominan las calmas, por lo que se les agotaban los suministros de aguas y alimentos, viéndose forzados a tirar los caballos por la borda, especialmente el mar de los Sargazos, en el océano Atlántico norte. Los veleros que posteriormente pasaban por ese mar, alrededor de los 30º latitud, se encontraban con el desagradable espectáculo de los restos de los caballos flotando sobre las aguas. Desde esta latitud el flujo se separa en una rama hacia el ecuador y otra hacia los polos. El flujo de su-perficie hacia el ecuador es desviado por la fuerza de Coriolis, generándose los vientos alisios o trade winds, así llamados por los primeros navegantes de esos mares que comerciaban (trade) entre el viejo y nuevo continente, haciendo uso de estos vientos, que tienen la característica de ser de intensidad mode-rada a fuerte y muy persistentes en dirección, por lo que son favorables para la navegación a vela. Los vientos alisios soplan del sureste en el hemisferio sur y del noreste en el hemisferio norte, convergiendo en el ecuador en una región con un gradiente de presión muy débil, llamada zona de calmas ecuatoria-les (o doldrums). 8.2.2 Celda Polar. El aire frío de niveles superiores en las zonas polares, genera subsidencia sobre los polos, produciendo por compresión altas presiones en superficie y divergencia. A su vez la divergencia produce un flujo de aire en superficie desde los polos hacia latitudes subpolares, que es desviado por la fuerza de Coriolis, generando un sistema de vientos conocidos como los estes polares, entre los polos y los 60º de latitud. Alrededor de los 60º de latitud se produce convección y flujo hacia los polos en altura, cerrándose una celda de circulación directa que se le llama celda Polar. 8.2.3 Celda de Ferrel. Desde la celda de Hadley, por la divergencia en latitudes medias, la rama del flujo en superficie que se separa hacia los polos, es desviado por el efecto Coriolis, produciéndose una fuerte componente hacia el oeste, generándo un sistema de vientos conocidos como los vientos del oeste o westerlies. Estos vien-tos del oeste son más variables en intensidad y dirección y son de la mayor importancia en el manteni-miento del balance de calor a nivel global. Por otra parte, desde la celda polar se tiene un flujo de aire polar frío en superficie hacia latitudes subpolares, con importante componente del este. Este aire polar frío, se encuentra con los vientos del oeste más cálidos de latitudes medias, produciéndose, al contrario de lo que ocurre en la región de convergencia de las calmas ecuatoriales, una región de convergencia de vientos muy intensos y variables. A la que franja latitudinal de convergencia de ambos sistemas de vientos se le llama la región del frente polar. Es la región más dinámica de la atmósfera, donde se des-plazan de oeste a este, en promedio, los centros ciclónicos que se asocian a los sistemas frontales de latitudes medias, generando un tiempo con vientos muy intensos y variables, con abundante nubosidad y precipitación. En la región del frente polar se produce convección desde superficie y en altura flujo mas frío hacia el norte, que desciende en la zona de subsidencia de latitudes medias, cerrándose una celda de circulación, llamada celda de Ferrel, que se desarrolla aproximadamente entre 30º - 60º de latitud. Observamos que la celda de Ferrel es indirecta porque el aire cálido es forzado a descender en latitudes subtropicales en torno a los 30º y a moverse en superficie desde latitudes subtropicales mas cálidas hacia zonas subpolares mas frías, donde el aire frío es forzado a elevarse. Como depende del comportamiento de los sistemas frontales, su estructura es muy irregular, desapareciendo en ocasiones y volviéndose después a formar, y por ser indirecta, es muy inestable.



En la figura 8.3 se muestra un esquema con un resumen de las celdas de circulación. En este esquema se muestra la celda de Ferrel bien estructurada, pero en la realidad no es así. Los símbolos CV y DV son convergencia y divergencia.

Figura 8.3 Celdas de circulación global. 8.3 DISTRIBUCIÓN GLOBAL DE PRESIÓN. Los vientos en superficie están relacionados con la distribución de presión. En nuestro modelo ideal de una Tierra en rotación, pero sin considerar la distribución de océanos ni continentes, se obtiene una primera aproximación de los campos globales de presión y de viento en superficie. En esas condiciones se distinguen cuatro franjas latitudinales de altas y bajas presiones en cada hemisferio, que se muestran en la figura 8.4a. Entre los trópicos se tiene una zona de bajas presiones ecuatoriales, donde convergen los vientos ali-sios del sureste y del noreste, produciendo movimientos ascendentes, con convección profunda y abun-dante nubosidad con precipitación continua e intensa. Esta región de encuentro de los alisios se conoce como la zona de convergencia intertropical (ZCIT).

Figura 8.4 Esquema de presión y viento en superficie sin (a) y con (b) distribución de océanos y continentes.

Entre 25 y 35º de latitud, donde se originan los vientos alisios, se tiene la zona de altas presiones sub-tropicales. En esta franja se produce subsidencia y divergencia en superficie, los gradientes de presión son muy débiles por lo que los vientos son flojos y variables. Entre 45 y 60º de latitud se encuentra una franja de presiones muy bajas asociadas al frente polar, que se produce por convergencia de los vientos del oeste y los estes polares, en una zona conocida como bajas presiones subpolares o de ciclones mi-

z

Ec PS 30º 60º

CV DV DV CV

Celda de Hadley directa

convección convección subsidencia subsidencia

Celda de Ferrel

indirecta

Celda Polar

directa



gratorios. En las zonas polares se producen las altas presiones polares, de origen frío, región de naci-miento de los estes polares, por la divergencia en superficie. En el esquema de la figura 8.5 se muestra en un corte meridional, la variación típica de presiones en superficie entre el ecuador y los polos, según la descripción anterior.

Figura 8.5 Esquema de la variación meridional de presión en superficie. La situación de una Tierra real es otra, como se puede ver en las figuras 8.4b y 8.6. Con los 51 años de datos de reanalisis, se graficó un corte meridional de presión entre ecuador y el polo sur, en la longitud 75º W, cercano a la costa de Chile, de enero y de julio. En estos gráficos, figura 8.6, se puede destacar diferencias menores respecto al esquema 8.5, por ejemplo entre 10 y 20º sur de observa una máximo secundario de presión, este se produce en la zona altiplánica de Sudamérica por efecto topográfico, se conoce como la alta de Bolivia, relacionada con el invierno Boliviano, que se produce en los meses cálidos, cuando la alta de Bolivia se debilita. Este periodo de lluvias se concentra en el verano (diciem-bre - marzo) cuando llegan a esa zona masas de aire húmedas provenientes desde la cuenca amazónica. Se conoce como el “invierno altiplánico” o en Chile, como el “invierno boliviano”. A diferencia de las lluvias asociadas a sistemas frontales, en esta región la precipitación se asocia a la formación de nubo-sidad cumuliforme durante la tarde, cuando se acentúa el calentamiento del suelo altiplánico por la in-tensa radiación solar debido a la delgada capa de atmósfera a esa altura, favoreciendo el desarrollo de movimientos ascendentes, formación de Cumulonimbus y lluvia convectiva. Otro rasgo a destacar en los gráficos, es la excesivamente alta presión en el polo sur en julio, ese valor es irreal y muy poco pro-bable en el promedio, se sospecha que es introducido en la base de datos en forma espuria, por el es-quema de interpolación del modelo usado para tratar los datos de reanalisis. Esto es un ejemplo del cuidado que se debe tener al hacer un tratamiento de datos reales, además no hay que olvidar que en las zonas polares las observaciones son escasas.

Figura 8.6. Corte meridional de presión ecuador – polo sur en 75º W: enero y julio.

1005

985

1025

hPa

Ec 30º 60º PS Bajas

presiones Muy altas presiones

Muy bajas presiones

Altas presiones



Es claro que la situación real de una Tierra en rotación con distribución de océanos y continentes, mo-difica el modelo de presiones de superficie, de manera que en lugar de tener franjas latitudinales de presión, se producen celdas semipermanentes de altas y bajas presiones, como se muestra en la figura 8.4b. Además, las variaciones estacionales de temperatura modifican la intensidad de las presiones y su posición, a lo largo del año. El hemisferio sur es menos afectado por este modelo, especialmente entre 35º - 65º S, donde este hemisferio es casi todo océano. En la figura 8.7 se muestra la distribución global de presiones en superficie. Estos mapas muestran en forma general celdas de presión cerradas en lugar de isobaras zonales. La principal característica de estos mapas son los centros de altas presiones conocidos anticiclones subtropicales semipermantes de latitudes medias, así llamados porque en general climáticamente se alteran muy poco respecto al valor de su presión y de su posición media, aunque meteorológicamente pueden tener grandes variaciones. Se encuentran centrados en los grandes océanos entre 28º y 34º latitud por lo que toman los nombres de los océanos sobre los cuales se ubican, y tienen mayor intensidad en los bordes orientales de los océa-nos. Estos sistemas son los que definen el clima de los costas occidentales de los continentes en latitu-des medias. Ejemplo típico es el clima de la zona central de Chile, que esta regulado por el anticiclón subtropical del Pacífico sur, donde con predominio anticiclónico se produce buen tiempo con días so-leados en cualquier época del año, pero en invierno las temperaturas pueden llegar a ser muy bajas en estas condiciones, por la pérdida de radiación terrestre nocturna combinada con flujo de aire frío desde latitudes subpolares, formándose una onda de frío polar. En el lado ecuatorial de los anticiclones de ambos hemisferios, se observa el sistema de bajas presiones ecuatoriales, en la ZCIT, que regula el clima de latitudes tropicales. En el lado polar de los anticiclones, se observa en la figura 8.7, el sistema de bajas presiones subpola-res. En esta franja, meteorológicamente se producen centros cerrados de bajas presiones, conocidos como el cinturón de ciclones migratorios, que forman la región del frente polar, que acompañan en su movimiento a los sistemas frontales de mal tiempo y se caracterizan por ser muy dinámicos, mante-niéndose en continuo movimiento alrededor del globo, en promedio de oeste a este. Alternados con los ciclones, se producen centros cerrados fríos de altas presiones, conocidas como altas subpolares frías, que en conjunto forman un dinámico sistema ondulatorio que rodea el globo. Cuando los ciclones mi-gratorios se aproximan al continente, se puede anular el efecto de los anticiclones subtropicales, produ-ciéndose lluvias y temporales. Ejemplo de esta situación es la zona central de Chile, donde se producen los temporales típicos de la estación lluviosa, que se manifiestan con distintos grados de intensidad del viento con dirección predominante del sector norte y diferente cantidad de precipitación.



Comparando las variaciones estacionales entre enero y julio, se observa una migración latitudinal de los centros de presión, siguiendo el movimiento aparente del Sol, encontrándose aproximadamente 5º de latitud más cerca del Ecuador en invierno que en verano, de acuerdo a las variaciones estacionales de temperatura. Por ejemplo el anticiclón del Pacífico Sur, cuya posición media es 33º S frente a Chile, se mueve hacia el sur durante el verano ubicándose su centro frente a Concepción (36.8º S) y se debilita por ser mayores las temperaturas en superficie, y en invierno se traslada más hacia el norte ubicándose frente a La Serena (30º S) y se fortalece respecto al verano (figura 8.7). En el hemisferio norte las altas presiones sobre los océanos en invierno, son menores que en verano, pero las altas frías sobre los con-tinentes son muy intensas, como la alta presión de invierno de Siberia, donde normalmente se registran los mas altos valores de presión en superficie, dando promedios superiores a 1030 hPa. Sobre la India en invierno (enero) se tienen altas presiones, pero en verano (julio) se desarrolla una baja muy profunda, generando sistemas de vientos conocidos como los monzones de invierno y de verano. El monzón de invierno (enero) es un viento norte desde la India hacia el Océano Indico, que transporta aire seco y frío generando un invierno seco en ese sector, y el monzón de verano (julio) transporta aire húmedo y cálido desde el Océano Indico hacia el continente, produciendo un verano muy lluvioso so-bre la India y sur de Asia. El término monzón se usa para referirse a sistemas de viento que sufren una pronunciada inversión estacional en su dirección. La distribución de océanos y continentes produce las mayores variaciones estacionales en dirección zonal (especialmente en el hemisferio norte), por los grandes contrastes y variaciones estacionales de temperatura entre los océanos y los continentes. Por ejemplo, sobre Sudamérica en verano, por el calen-tamiento en superficie, se desarrolla un sistema de bajas presiones continentales, que no se observa en invierno, época en la que se produce una tendencia a unirse los anticiclones del Pacífico Sur con el del Atlántico Sur, debido a que el continente sudamericano se encuentra más frío, generándose altas pre-siones continentales en superficie. En una escala más pequeña, en época de primavera verano, sobre la costa de la zona central de Chile, ocasionalmente se desarrolla un sistema de mesoescala de bajas pre-siones, conocido como la baja costera, que se produce por el contraste de temperaturas entre el océano y el continente, cuando en días calurosos la tierra se calienta mucho mas que el océano; en Concepción se manifiesta con la formación de niebla matinal que durante el día se transforman en nubes stratus. 8.4 DISTRIBUCIÓN GLOBAL DE VIENTOS. Con los 51 años de datos de reanalisis, en el Departamento de Física de la Atmósfera y del Océano de la Universidad de Concepción, se graficó el campo vectorial de vientos medios en superficie. Para cla-ridad de la figura, debido a que los vectores de viento son graficados con una resolución de 2.5ºx2.5º de latitud por longitud, solo se muestra Sudamérica en la figura 8.8, para los meses de enero y julio, pero el resultado es representativo del esquema de circulación global. La circulación general observada de la atmósfera, se ajusta a la descripción anterior, puesto que en los mapas de la figura 8.8 es posible observar que el campo de viento obedece a la configuración de pre-siones en superficie. Por ejemplo, se nota claramente la circulación anticiclónica alrededor de las altas presiones subtropicales, o como se orienta el viento del oeste en dirección de las isobaras en la zona de latitudes medias. De los mapas es posible también observar los vientos alisios del sureste en latitudes tropicales, la zona de calmas sobre el anticiclón subtropical del Pacífico sur, los vientos del oeste en latitudes medias y los estes polares en latitudes altas. Se nota además claramente la modificación intro-ducida por el continente sudamericano en este patrón de circulación general, produciendo la desviación del flujo cuando llega al borde costero del continente y disminuyendo su intensidad hacia el centro del continente, por efecto de la fricción en superficie. En el cono sur de América, por una parte el continen-



te se angosta lo suficiente y por otra, la cordillera de Los Andes disminuye de altura, como para produ-cir una menor alteración en los intensos vientos del oeste. Comparando las variaciones estacionales, el rasgo mas característico es la traslación hacia el norte des-de el verano hacia el invierno, de los diferentes sistemas de vientos, siguiendo al movimiento aparente del Sol, situación que se nota claramente por ejemplo, en la ubicación de la zona de calmas subtropica-les, cuyo centro se encuentra en 32.5º sur en verano y en 27.5º sur en invierno. Se destaca también la intensificación de los estes polares en invierno respecto al verano.

Figura 8.8 – 13 Vientos globales y en Chile

8.5.2 Los oestes y el balance de calor. Los estudios de viento en altura indican que los oestes se mueven en trayectorias ondulatorias alrededor del globo, que permanecen aproximadamente estacionarias. Estas se llaman ondas de Rossby, debido a que fueron descubiertas por el meteorólogo sueco Carl-Gustaf Rossby (1898-1957), quien contribuyo a fundar los pilares sobre los cuales descansa la dinámica de fluidos geofísicos. Cuando se intensifican los contrastes de temperatura norte - sur, la amplitud de las ondas crece, el flujo del oeste se hace más ondulante y en ciertas regiones del globo adquiere componente norte – sur, como se observa en la figu-ra 8.10. Esta situación continúa y las ondas se rompen en ciclones, donde se producen fuertes vientos norte - sur, transportando calor en dirección meridional, lo que reduce el contraste de temperatura, y después se restablece el flujo neto del oeste. Estos ciclos son consistentes con periodos alternados de temporales y de buen tiempo, con duración de una a varias semanas. De esta forma es como los vientos del oeste contribuyen a regular el contraste de calor global entre el ecuador y los polos. 8.7 PRESIÓN Y VIENTO EN CHILE. 8.7.1 Presión. La climatología de Chile se caracteriza por la interacción conjunta de los sistemas sinópticos que son el anticiclón del Pacífico Sur, las Bajas Subpolares y la Baja Costera. En la zona norte predomina la ac-ción del anticiclón del Pacífico Sur, generándose buen tiempo con muy escasa precipitación durante todo el año. En cambio la zona sur se encuentra dentro del cinturón de bajas presiones subpolares y del frente polar, por lo que recibe abundante precipitación durante gran parte del año. La zona central de Chile es una región de transición climática, donde se produce el predominio del anticiclón del Pacífico



Sur durante el verano, mas intenso mientras mas al norte de esta región nos encontremos, y el efecto de las bajas subpolares durante el invierno. Esto es sin tomar en cuenta fenómenos locales que pueden alterar en forma importante el clima de gran escala y ser determinantes en el clima regional. En la carta sinóptica de la figura 7.1 se pueden ver estos centros de presión, cuyo comportamiento cualitativo se explica a continuación. El anticiclón del Pacífico sur, es una manifestación del cinturón de altas presiones subtropicales semi-permanente, que se produce como consecuencia de la celda de Hadley. Su centro se ubica en promedio cerca de los 30º sur, 100º oeste, con valores medios de presión de alrededor de los 1024 hPa, exten-diéndose el borde sur (no el centro) del anticiclón hasta aproximadamente 45º sur en verano. En el do-minio del sector oriental del anticiclón del Pacífico sur, el comportamiento de la atmósfera, cuyo efecto es más notorio en la zona norte de Chile, es de la siguiente forma: en el borde costero, desde superficie y hasta aproximadamente de un km de altura, se produce una capa superficial de aire, fresca por efecto de la corriente de Humboldt y húmeda por la alta evaporación en esa latitud, conocida como la capa límite marina; pero en las capas superiores se tiene subsidencia desde niveles altos de la atmósfera, generándose por compresión y calentamiento adiabático masas de aire seco, de gran estabilidad atmos-férica, separadas de la capa límite marina por una delgada capa de inversión que se produce por la dife-rencia entre las temperaturas de la masa de aire superficial fresca y la masa de aire superior mas cálida, llamada capa de inversión térmica por subsidencia (ver figura 8.12). Esto es el origen de los stratus costeros y de la camanchaca de la zona norte de Chile mencionada en el punto anterior. Hacia el inter-ior del continente, se diluye el efecto de la capa límite marina, predominando sólo la subsidencia desde niveles superiores, produciéndose el desierto de Atacama. En el resto del país, por el comportamiento descrito del anticiclón del Pacífico sur, en general en condi-ciones de predominio anticiclónico se tiene buen tiempo con días soleados en cualquier época del año, pero en invierno las temperaturas pueden llegar a ser muy bajas en estas condiciones, por la pérdida de radiación terrestre nocturna debido a los cielos despejados, combinada con flujo de aire frío desde lati-tudes subpolares que se produce cuando las altas presiones subpolares frías del frente polar se unen con el anticiclón del Pacífico sur, de manera que la configuración de isobaras se extiende desde el extremo sur de Sudamérica a lo largo de la costa de Chile, transportando aire frío desde latitudes altas hacia el norte, originándose una onda de frío polar, que puede irrumpir hacia el centro de Chile y durar varios días, por la alta estabilidad de la atmósfera en esas condiciones. Pero a veces en los informes del tiem-po, cualquier situación de bajas temperaturas de invierno, se reporta erróneamente una onda de frío polar, sin que se tenga la situación sinóptica descrita. Las bajas subpolares generan el cinturón permanente de bajas presiones que rodean la Antártica, con valores que pueden ser inferiores a los 990 hPa, que pueden migrar hacia la zona centro norte de Chile durante el invierno. En este cinturón se ubican los sistemas frontales extratropicales, que cuando ingre-san al continente generalmente lo hacen con abundante precipitación. Superpuesto a estos centros de baja presión se desarrollan centros de altas presiones fríos, formando un sistema ondulatorio muy di-námico, que están en continuo movimiento en promedio desde el oeste hacia el este. En la zona central de Chile, se producen los temporales típicos de la estación lluviosa, que se manifiestan con distintos grados de intensidad del viento con dirección predominante del sector norte y diferente cantidad de precipitación, en ocasiones pueden ser muy destructivos, con marejadas en las costas e inundaciones en ciudades y campos. Después que pasa el ciclón, por ejemplo sobre Concepción, y se desplaza hacia el este, paulatinamente se reestablecen las condiciones de buen tiempo con la llegada de las altas frías, que ayudan a la recuperación del anticiclón subtropical del Pacífico sur. Durante el invierno, estos ci-clos se repiten aproximadamente cada semana en nuestra región.



La baja costera, baja térmica o vaguada costera se desarrolla en la zona central de Chile, preferente-mente durante los meses cálidos o en condiciones de altas temperaturas. Se origina sobre la costa de la zona central de Chile, como un sistema de mesoescala de bajas presiones, por el calentamiento diferen-cial entre el Pacífico y la costa de Chile, debido al contraste de temperaturas entre el océano y el conti-nente, cuando en días calurosos la tierra se calienta mucho mas que el océano. Si el aire cálido al ele-varse contiene suficiente humedad, durante la noche se puede enfriar hasta alcanzar la temperatura de rocío, formándose al amanecer neblina o niebla, que durante el día se transforman en estratos bajos, característicos de la baja costera. Los stratus se extienden unos 15 - 30 kilómetros hacia el interior del continente, de manera que si en Concepción se tiene la baja costera con cielo cubierto de stratus, es muy probable que desde Hualqui o Florida hacia el este ya no se manifieste, estando estos lugares con cielo despejado y ambiente cálido. Su duración típica es de 3 días, ya que al tercer día la capa de stratus comienza a sentir el efecto de la radiación solar en su tope, disipándose las nubes desde el mediodía del tercer día. Casi nunca produce lluvia, a lo mas una ligera llovizna ocasional, pero si se encuentra con un sistema frontal que se aproxime al continente, puede favorecer el desarrollo del frente y producirse la lluvia. 8.7.2 Viento. En la zona norte y central de Chile, el régimen de viento de gran escala en superficie esta influenciado por el anticiclón subtropical del Pacífico sur. La presencia del anticiclón favorece el flujo de aire con una componente desde el sector sur en el borde costero y áreas oceánicas adyacentes. Al sur de los 40º S, entre el anticiclón y las bajas subpolares, se crea un fuerte gradiente meridional de presión, haciendo que la circulación media sea con vientos intensos desde el oeste. El paso de los sistemas frontales en latitudes medias, interrumpe el flujo del oeste, produciéndose episodios de viento muy intensos con componente predominante del norte. En la figura 8.13 se muestra el campo vectorial de viento medio de enero y de julio a lo largo de Chile, obtenido con los datos de reanalisis; los vectores se grafican cada 2.5ºx2.5º de espaciamiento. A estos regímenes de viento se superponen los de escala menor, que se caracterizan por tener un mar-cado ciclo diario. Entre estos se destacan las brisas de mar y tierra y las brisas de valle - montaña, que se originan como respuesta al contraste térmico entre el océano y el continente en el primer caso y entre las planicies y las laderas de las montañas en el segundo. En latitudes medias a lo largo de Chile, el régimen de viento esta regulado fundamentalmente por factores de gran escala. Pero la variabilidad interdiaria de la dirección e intensidad del viento esta controlada por las condiciones de tiempo impe-rantes, atenuándose el ciclo diario. El comportamiento estacional del viento en estas latitudes también es bien marcado. En primavera - verano predominan las condiciones locales formándose brisas que alcanzan su máxima intensidad en horas de la tarde. En otoño - invierno predominan las condiciones de gran escala, generándose viento predominante del suroeste con condiciones meteorológicas de predominio anticiclónico y vientos con componente del norte bajo predominio ciclónico. Por otro lado, la topografía ejerce una influencia de-terminante sobre el flujo continental de superficie, obstruyendo o canalizando la circulación atmosféri-ca. La irregularidad de la topografía ejerce además el correspondiente efecto de fricción, que retarda el flujo cerca de superficie y altera su dirección. 8.8 PRECIPITACIÓN EN CHILE. Chile tiene los mas variados regímenes de precipitación, desde el desierto mas seco del mundo hasta una de las regiones mas lluviosas del planeta. En Arica (18.4º S) se registra la menor cantidad de lluvia sobre ciudades del planeta con un valor climático de sólo 0.5 mm anuales, y el lugar más lluvioso de Chile se encuentra en Isla Guarello (50.3º S), con 7500 mm anuales.



En el extremo norte de Chile el clima se caracteriza, por condiciones de extrema sequía sobre el desier-to de Atacama, que es uno de los mas secos del planeta, donde hay lugares en los cuales nunca se ha registrado precipitación desde que se hacen mediciones. En el sector altiplánico del norte de Chile, se produce el invierno boliviano, con lluvias durante los meses de verano. En la zona central existe una marcada estación de lluvias invernal, producidas por el paso de los sistemas frontales asociados a las bajas subpolares. El avance hacia el norte de los frentes depende en gran parte de la posición e intensi-dad del anticiclón del Pacífico sur y de la magnitud y fortaleza de los sistemas frontales. La variabili-dad interanual de la precipitación en la zona central de Chile es alta, haciendo que la duración de la estación lluviosa sea del orden de dos a tres meses en el sector mas al norte de la influencia de los sis-temas frontales, aumentando paulatinamente hacia el sur tanto la duración como la intensidad, con pe-riodos de hasta nueve meses de lluvia en la zona sur de Chile. En los archipiélagos del sur, se encuentra la zona de mayor cantidad de precipitación del país y uno de los lugares mas lluviosos del planeta. En la figura 8.16 se muestra la precipitación media mensual en diferentes lugares a lo largo de Chile; to-mar la precaución de que la escala de precipitación no es la misma en Arica y Guarello respecto a las otras estaciones. A lo largo de Chile, es posible distinguir zonas con diferentes cantidades de precipitación, cuyos lími-tes geográficos y valores aproximados son los siguientes: el extremo norte donde la precipitación es casi nula; la zona norte donde predomina el efecto del anticiclón del Pacífico Sur, con escasa precipita-ción, menor que 10 mm anuales al norte de Copiapó; la zona centro norte entre La Serena y Santiago, donde el efecto del anticiclón es alterado en época de invierno por la migración hacia el norte de los sistemas frontales, con precipitaciones menores que 350 mm anuales; la zona centro sur entre Ranca-gua y Chiloé donde en época de invierno predomina la presencia de los sistemas frontales, mas activos e intensos mientras mas al sur se encuentren, con precipitaciones entre 500 y mas de 2000 mm anuales; la zona sur de Chile, donde la región de los fiordos es la más lluviosa del país y una de las más lluvio-sas del mundo, con precipitaciones de hasta mas de 7000 mm anuales; y el extremo sur de Chile con precipitaciones menores que 500 mm anuales. Por influencias de escala global, puede ocurrir que se produzcan situaciones extremas de exceso o défi-cit de precipitación en años determinados. Las situaciones pluviométricas extremas en Chile central, son en parte consecuencias de anomalías que se producen en el acoplamiento del sistema océano-atmósfera en el Pacífico ecuatorial central, asociados a los fenómenos de El Niño – Oscilación del Sur (ENSO). Durante el Niño se registra un aumento de la precipitación en Chile central, por efecto de si-tuaciones de bloqueo atmosférico que se desarrollan al suroeste del extremo sur de América. Por el contrario, durante la Niña, se producen condiciones de déficit de precipitaciones. 8.9 PRECIPITACIÓN EN CONCEPCIÓN. En la figura 8.17 se muestra el régimen de precipitaciones promedio mensual de Concepción, para el período desde 1965 al 2000, con datos del Departamento de Física de la Atmósfera y del Océano de la Universidad de Concepción. El valor climático registra un promedio anual del orden de 1200 mm, dis-tribuidas con 140 mm entre enero y abril, 830 mm entre mayo y agosto y 230 mm entre septiembre y diciembre. Climáticamente el mes mas seco es febrero con 16 mm y el mas lluvioso es junio con 247 mm. En Concepción la estación de lluvias frecuentes e intensas se extiende aproximadamente desde la segunda quincena de mayo hasta principios de septiembre. En la figura 8.18 se muestra la precipitación horaria para los días 21 de junio y 21 de diciembre del 2000 en Concepción. En el solsticio de invierno se observa que hubo indicios de precipitación durante todo el día, pero la lluvia se desato en forma sostenida a partir de las 20 horas, y continúa al día si-



guiente según consta en el registro de nuestra estación. Este comportamiento de la precipitación y la cantidad es mas o menos lo esperado para los eventos de lluvia en nuestra zona, aunque en este evento solo se tuvo amenaza de lluvia gran parte del día. En el solsticio de verano de esta fecha en particular no se registro precipitación.

Figura 8.16 Precipitación en estaciones chilenas.



Figura 8.17 – 18 Precipitación en Concepción.

5.6 FRENTES. 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 Noruegos 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 cru-zar la cual varían de manera discontinua la temperatura, el viento y otras variables del tiempo. Se llama frente a la zona de transición entre dos masas de aire de distintas características físicas: pre-sión, humedad, densidad, temperatura, viento y energía potencial, es decir, es una superficie de discon-tinuidad 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 trans-forma en energía cinética generando grandes tempestades viajeras llamadas ciclones frontales. 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 pre-siones (figura 10.1). (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 tempe-ratura cerca del suelo puede estar influida fuertemente por condiciones locales, esto puede confundir los contrastes existentes a través de capas profundas de aire. 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 isoba-ras 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, aumentan-do 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 simplemen-te 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. Gene-ralmente se usa el término invadir para referirse al aire cálido que se desliza hacia arriba sobre una ma-sa 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, 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. 10.1.1 Frente cálido. Cuando la posición en superficie de un frente se mueve de tal forma que el aire cálido ocupa un territo-rio anteriormente cubierto por aire frío, se produce el frente cálido (figura 10.3). En un mapa de tiem-po, 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 inestabi-lidad 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 parcialmen-te 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 estra-tos, 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 llu-via 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 tras-ladan 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 10.3) 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 directamen-te debajo de la nube a menudo se satura y se desarrolla una cubierta de nubes stratus. Esas nubes gene-ralmente 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.

Figura 10.3-4 Frente cálido. Frente frío.

10.1.2 Frente frío. Cuando el aire frío avanza hacia adentro de una región ocupada por aire cálido, la zona de discontinui-dad se llama frente frío (figura 10.4). 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 pen-diente frontal y rapidez de su movimiento, tiene un gran efecto en la naturaleza más violenta del tiempo de un frente frío comparada 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 aso-ciados 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. 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 conden-sación se produce en forma de cumulonimbus, que son de gran altura; se configuran en forma de poten-



tes torres que se ensanchan notablemente con la altura. Se originan chubascos intensos siendo frecuen-tes 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 precipita-ciones 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; a medida que el aire va entran-do aumenta la presión y el viento va disminuyendo, la lluvia cesa y aparecen los cúmulos (figura 10.4). El tiempo detrás del frente frío está dominado por subsidencia anticiclonica y masas de aire relativa-mente frío, dando paso a cielos claros muy pronto después que ha pasado el frente. Aunque la compre-sión 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 con-vección superficial. Esto a su vez produce detrás del frente cúmulos bajos o estratocúmulos. Normal-mente 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. 10.1.3 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. 10.1.4 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 pre-cipitación. 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 10.5 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 10.5b).

a b Figura 10.5 Frente ocluido a) frío, b) cálido.

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