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Cap. 10. Frentes

Juan Inzunza Meteorologa Descriptiva 273

CAPITULO 10. FRENTES.

Los conceptos de masas de aire y frentes fueron agregados a la literatura meteorolgica y a la prctica de la prediccin del tiempo alrededor de 1920, por el grupo de meteorlogos en Noruega de la escuela de Bergen. Desde entonces, estos conceptos han encontrado amplia aceptacin y ahora figuran entre los pilares principales sobre los que se basa el anlisis del tiempo diario. Si se dibujaran los mapas de tiempo en escala 1:1, se encontrara que los frentes, son franjas relativamente angostas de transi-cin entre dos masas de aire diferentes. En los anlisis normales, es co-mn usar mapas cuya escala es del orden de 1:10.000.000, de modo que en tales mapas un frente tpico se representa por una lnea al cruzar la cual varan de manera discontinua la temperatura, el viento y otras varia-bles del tiempo. En este captulo se desarrolla una descripcin cualitativa de los frentes. 10.1 FRENTES. Se llama frente a la zona de transicin entre dos masas de aire de distin-tas caractersticas fsicas: presin, humedad, densidad, temperatura, vien-to y energa potencial, es decir, es una superficie de discontinuidad en las propiedades del aire, puesto que separa dos masas de aire de distinta na-turaleza, donde tienen lugar los fenmenos ms importantes del tiempo. Una masa de aire es generalmente ms clida y contiene ms humedad que la otra. En todos los frentes las masas de aire clidas toman un mo-vimiento a lo largo de la superficie frontal y originan fenmenos variados de nubosidad y con frecuencia lluvias. Considerando los enormes tamaos de las masas de aire, la discontinui-dad entre ellas son relativamente angostas, entre 20 a 50 km de ancho. Es a lo largo de estas zonas donde la energa potencial se transforma en energa cintica generando grandes tempestades viajeras llamadas ciclo-nes frontales. Para la escala de los mapas de tiempo, normalmente son lo

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suficientemente delgados, por lo que se representan en superficie por una lnea gruesa, como se observa en la figura 10.1; donde las lneas delgadas son las isobaras, las letras A y B indican centros de altas y bajas presio-nes respectivamente y los nmeros sobre las isobaras son los valores de la presin atmosfrica, en hPa. Un frente se caracteriza por (a) un cambio rpido en la direccin del viento, que se ve a lo largo del frente y un tpico doblez en las isobaras, cuyo vrtice apunta en sentido desde las bajas a las altas presiones (figura 10.1). (b) A menudo, aunque no siempre, un frente est asociado a nubo-sidad extensa, que produce la precipitacin, principalmente en el lado fro del frente. (c) En casos extremos, la temperatura cerca del suelo puede estar influida fuertemente por condiciones locales, esto puede confundir los contrastes existentes a travs de capas profundas de aire.

Figura 10.1 Sistema frontal en superficie.

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Un frente, adems de ser una zona de rpida transicin de temperatura, tambin lo es de rpido cambio de la presin y el viento. Como el aire fro es mas denso, aqu el peso de la columna de aire es mayor que en el aire caliente. Este exceso de presin de la cua fra bajo el frente es la causa de que las isobaras se doblen, apuntado hacia las altas presiones en superficie. Si un observador se coloca con el viento a su espalda en el sentido de avance del frente, el viento se desviar a su derecha en el hemisferio sur cuando pase el frente. Normalmente la velocidad del vien-to cambiar cuando el frente pase, aumentando o disminuyendo, segn la separacin 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 ngulo pequeo tal que por la pendiente el aire clido se superpone al aire fro. En un caso ideal, las masas de aire de ambos lados del frente deberan moverse en la misma direccin y con la misma rapidez. En esas condiciones, el frente debera actuar simplemente como una barrera que viaja junto con las masas de aire, y ninguna masa podra romper la barre-ra. Sin embargo, generalmente la distribucin de presin a travs del frente es tal que una masa de aire se mueve ms rpido que la otra. As una masa de aire avanza activamente sobre la otra y choca con esta. De ah 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 ms clido y menos denso el que es forzado a ascender, mientras que el aire ms fro y ms denso acta como una cua sobre la cual se produce el ascenso del aire clido. Generalmente se usa el trmi-no invadir para referirse al aire clido que se desliza hacia arriba sobre una masa de aire fro. Los frentes se clasifican segn su movimiento respecto a las masas de aire fro y caliente. Se distinguen cuatro tipos de frentes: clido, fro, es-

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tacionario y ocluido. Se representan grficamente en los mapas, con tringulos y/o semicrculos, dirigidos hacia donde avanza el frente, se usa una lnea azul para frente fro, roja para frente clido, azul y roja para estacionario o violeta para frente ocluido, con los smbolos que se indi-can en la figura 10.2.

Figura 10.2 Simbologa de los frentes.

10.1.1 Frente clido. Cuando la posicin en superficie de un frente se mueve de tal forma que el aire clido ocupa un territorio anteriormente cubierto por aire fro, se produce el frente clido (figura 10.3). En un mapa de tiempo, la posicin en superficie de un frente clido se muestra con una lnea con semicrcu-los rojos que se extienden hacia el aire fro. A medida que el aire clido avanza, el aire fro ms pesado y ms lento que retrocede es frenado an ms por la friccin en superficie, haciendo ms lento el avance del frente en superficie comparado con su movimiento en niveles ms altos, lo que

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hace que el lmite de separacin de las dos masas de aire adquiera una pendiente muy gradual. La pendiente del frente clido promedio es slo de 1:200. Esto significa que si usted se encuentra a 200 km adelante de la ubicacin del frente clido en superficie, la superficie frontal debera es-tar 1 km por encima de su cabeza.

Figura 10.3 Frente clido.

Cuando el aire clido asciende al retirarse la cua de aire fro, se expande y enfra adiabticamente, haciendo que la humedad se condense en nubes y comience la precipitacin. La estabilidad o inestabilidad de la masa de aire clido puede modificar los tipos y abundancia de las nubes, pero la secuencia de nubes que se esquematiza en la figura 10.3, tpicamente precede a un frente clido. La primera seal de aproximacin de un frente clido son las nubes cirrus, esas nubes se forman donde la invasin del aire clido ha ascendido tan alto llegando hasta el borde del aire fro, unos 1000 km o ms adelante del frente en superficie. Con esto se inicia el descenso de la presin debido al aire clido que asciende. Cuando el frente avanza, aparecen los estratos con tres familias consecutivas: Pri-mero cirrustratos, aqu la presin continua bajando, pues se espesa la ca-pa de aire clido que es ms ligero. Luego los cirrustratos bajan y se

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transforman en altostratos, que pueden producir alguna llovizna, la pre-sin continua bajando y el viento aumenta significativamente su veloci-dad. Despus 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 ms insistente, la presin sigue bajando y el viento puede alcanzar sus mayores intensidades. Tras el paso del frente clido, llega la masa de aire clido la cual empuja la masa de aire fro, aqu la presin alcanza su valor ms bajo y se estabi-liza. Estas ltimas capas ms bajas, de tipo nimbustratos, pueden formar masas densas de estratos y cmulos, que oculten el cielo y cubran al me-nos parcialmente las nubes ms altas, que suelen venir con nieblas que son mas densas mientras mas fra se encuentre la masa de aire de abajo. No obstante, cuando el aire caliente no es estable, pueden no existir los estratos, pero s los cmulonimbos, formndose en cambio estratos en la masa de aire fro cuando sta es estable. Los caracteres de la lluvia varan tambin con la estabilidad, inicindose bruscamente en el aire caliente inestable, con fuertes chubascos y tormentas; mientras que si el aire ca-liente es estable, la lluvia se inicia suave y lentamente sin alteraciones violentas. Los frentes clidos corresponden a todos los ciclones de tipo extratropical, llamados depresionarios o sistemas nubosos depresionarios, que se trasladan lentamente dando lugar a precipitaciones de largo pero-do, conocidas como lluvias ciclnicas. Debido a que su rapidez de avance es muy baja ya que su pendiente vara muy poco, los frentes clidos generalmente producen precipitacin ligera a moderada sobre un rea grande y por un largo perodo. Los frentes cli-dos, sin embargo, estn ocasionalmente asociados con cumuloninbus y tormentas. Esto ocurre cuando la invasin de aire es inestable y las tem-peraturas en lados opuestos del frente contrastan fuertemente. Cuando existen tales condiciones los cirrus son generalmente seguidos por cirrus-cmulos. Tambin se puede producir extremo opuesto, esto es que un frente clido asociado con una masa de aire seco puede pasar inadvertido en la superficie.

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La precipitacin asociada a un frente clido (figura 10.3) se produce ade-lante del frente en superficie. Parte de la lluvia que cae a travs del aire fro de abajo se evapora. Como resultado, el aire directamente debajo de la nube a menudo se satura y se desarrolla una cubierta de nubes stratus. Esas nubes generalmente crecen rpidamente hacia abajo, formando la niebla frontal. Cuando el frente clido pasa, la temperatura gradualmente se eleva, y se nota un cambio en la direccin del viento. La humedad y la estabilidad de la masa de aire invasora determina el perodo de tiempo que se requiere para volver a tener cielos claros. En el aire inestable que sigue al frente, se forman algunos cmulos, que pueden producir precipitacin, pero generalmente en reas pequeas y de corta duracin, son los chaparrones postfrontales, esta inestabilidad puede mantenerse todo un da. 10.1.2 Frente fro. Cuando el aire fro avanza hacia adentro de una regin ocupada por aire clido, la zona de discontinuidad se llama frente fro (figura 10.4). Igual que en el frente clido, la friccin retarda el avance de la posicin en su-perficie de un frente fro en comparacin con su posicin ms arriba, as el frente fro se inclina cuando se mueve. En promedio, los frentes fros tienen una inclinacin el doble de los clidos, es decir una pendiente del orden de 1:100. La rapidez promedio de un frente fro es alrededor de 35 km/h en comparacin con los 25 km/h de un frente clido. Esas dos dife-rencias, inclinacin de la pendiente frontal y rapidez de su movimiento, tiene un gran efecto en la naturaleza ms violenta del tiempo de un frente fro comparada con el tiempo que normalmente acompaa a un frente clido. En los mapas de tiempo se simboliza con una lnea con tringulos azules que apuntan hacia el aire clido. El vigoroso ascenso del aire en un frente fro es tan rpido que la libera-cin del calor latente aumenta el empuje del aire apreciablemente. Esto produce fuertes chaparrones y violentas rfagas de vientos asociados con

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cumulonimbus maduros. Debido a que el frente fro produce aproxima-damente la misma cantidad de ascenso que un frente clido, pero en una distancia ms corta, las intensas precipitaciones son mayores, pero de ms corta duracin.

Figura 10.4 Frente fro.

La llegada de un frente fro marca un sensible cambio de las condiciones atmosfricas. 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 fro de la cua se calienta adiabaticamente y disminuye su humedad relativa; por lo que suele tardar poco en llegar desde que se ob-servan las primeras nubes, ya que el aire clido asciende con mayor velo-cidad sobre el frente y se enfra adiabaticamente ms rpido, lo que pro-voca la formacin de nubes favorables a la lluvia. Al ser el ascenso del aire prcticamente vertical, la condensacin se produce en forma de cu-mulonimbus, que son de gran altura; se configuran en forma de potentes torres que se ensanchan notablemente con la altura. Se originan chubas-cos intensos siendo frecuentes las granizadas y tormentas si es que el de-sarrollo vertical es alto y brusco. Si por el contrario el aire ascendente es estable, los contornos de las nubes son ms suaves (como nimbustratos) y

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las precipitaciones ms continuas. Al paso de este frente el viento alcanza su mayor fuerza. A la llegada del frente la presin sube porque empieza a haber aire fro mas pesado en altitud; y a medida que el aire va entrando aumenta la presin y el viento va disminuyendo, la lluvia cesa y aparecen los cmulos (figura 10.4). El tiempo detrs del frente fro est dominado por subsidencia anticiclo-nica y masas de aire relativamente fro, dando paso a cielos claros muy pronto despus que ha pasado el frente. Aunque la compresin del aire por subsidencia produce algn calentamiento, su efecto en la temperatura de superficie es mnimo. En invierno, los cielos despejados que siguen al pasaje de un frente fro, adems reducen la temperatura en superficie por el alto enfriamiento radiativo que se produce durante la noche. Si la masa de aire polar continental o martimo que generalmente acompaa a un frente fro, se mueve hacia una zona relativamente clida y hmeda, el calentamiento del aire desde la superficie puede producir conveccin su-perficial. Esto a su vez produce detrs del frente cmulos bajos o estrato-cmulos. Normalmente estos frentes duran poco tiempo, se presentan con aspecto nuboso y amenazador, al que siguen fuertes vientos y abundantes precipitaciones. Este tipo de frente corresponde a los ciclones o tormen-tas tpicas 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 fro ni hacia la de aire clido, sino que paralelo a la lnea del frente, as la posicin en superficie del frente no se mueve y se llama frente estacionario. En una carta sinptica, estos frentes se muestran con una lnea con tringulos azules apuntando hacia el lado clido alternados con semicrculos rojos en el lado fro. Sus caractersticas atmosfricas sern similares a las del frente que lo origin, aunque es ms probable la ocurrencia de precipitacin suave a moderada, salvo que persistirn en la regin que ocupan, ya que el frente no se traslada. Si se mueve muy po-co, se llama frente semiestacionario.

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10.1.4 Frente ocluido. Cuando un frente fro activo alcanza a un frente clido, se forma un fren-te ocluido. Cuando el avance de la cua de aire fro empuja hacia arriba al aire clido, se forma un nuevo frente entre el aire fro que avanza y el aire sobre el cual el frente clido se desliza. El tiempo de un frente oclui-do es generalmente complejo. La mayor precipitacin esta asociada con el aire clido que ha sido forzado a ascender. Sin embargo cuando las condiciones son apropiadas, el frente recin formado, puede iniciar su propia precipitacin. Existen los tipos de frentes ocluidos fros y clidos. Si el aire ms fro de un frente fro que avanza se encuentra con el aire menos fro de un frente clido y se adelanta, ascendiendo el aire menos fro sobre el aire ms fro, se tiene un frente ocluido fro (figura 10.5 a). Tambin es posible que el aire detrs del avance de un frente fro, sea ms templado que el aire fro que es adelantado, se forma un frente ocluido clido (figura 10.5b).

Figura 10.5 Frente ocluido a) fro, b) clido.

a b

10.1.5 Estructura trmica vertical de los frentes. Al ascender por la vertical z encontramos que los frentes poseen caracte-rsticas propias en cuanto a la variacin vertical de temperatura T, como

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z

T

z

T

z

T

se muestra en el esquema de la figura 10.6. Si el frente se encuentra fuer-temente sealado, la temperatura aumentar a travs de la capa frontal, en el caso de que se encuentre moderadamente sealado la temperatura se mantendr mas o menos constante y si el frente estuviese dbilmente se-alado la temperatura descendera. Lo importante es que el gradiente de temperatura, sea menor dentro de la capa frontal. La movilidad del aire, segn la vertical, y los intercambios de calor y humedad aumentan rpi-damente con el gradiente de temperatura. Como consecuencia tenemos que los frentes se comportan como una barrera contra tales intercambios, es por eso que el calor y la humedad que hay abajo de la superficie fron-tal se distribuyen dentro de la cua fra y en muy poca medida atravesa-ran la superficie frontal, lo mismo para la masa de aire clida. Cuanto ms fuertemente sealado este el frente, ms eficaz ser como barrera.

Figura 10.6. Variacin vertical de temperatura en un frente.

Frente muy Frente moderadamente Frente poco Sealado sealado sealado

10.2 FORMACIN DE FRENTES O FRONTOGNESIS. Para estudiar la formacin de los frentes, debemos referirnos al viento, puesto que nos seala el transporte, la acumulacin o la divergencia de las masas de aire, as como la uniformidad, aproximacin o separacin de

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las isotermas e isobaras en las cartas de tiempo. Los vientos que, por ser iguales y paralelos en algunas regiones, indican traslacin de la masa de aire, no alteran la disposicin de las isotermas, por lo tanto, no crean ni destruyen frentes. Lo mismo ocurre con los movimientos de rotacin de ciclones y anticiclones. La proximidad o lejana, es lo que modifica la distancia entre isotermas, creando o destruyendo discontinuidades. Si los vientos son convergentes o divergentes, hacia un punto, se producir ah el aumento o disminucin de la temperatura de la masa de aire, no se crear lnea de discontinuidad pero si existir una deformacin en las iso-termas lo cual crear, reforzar, debilitar o anular un frente. En el estudio de los frentes se debe incluir su formacin, que se llama frontognesis, su evolucin y su disolucin, llamada frontlisis. Para tener una visin de los procesos que conducen a la formacin de frentes, supongamos una masa de aire que ocupa una cierta posicin. Esta masa de aire se puede mover de un lugar a otro y obtener nueva forma y orien-tacin en su ltima posicin, por medio de cuatro movimientos diferen-tes. Se puede mover sin que gire ni altere su forma ni volumen, este mo-vimiento se llama traslacin. Puede cambiar su orientacin, girando al-rededor de un eje, movimiento que se llama rotacin. Puede aumentar o disminuir su volumen, proceso que se llama expansin o divergencia. Puede alterar su forma, lo que se llama deformacin. Estos movimientos se describen a continuacin, las figuras se refieren al hemisferio sur. Traslacin: Este movimiento no puede cambiar la distancia entre las iso-termas, pues todas se movern con la misma velocidad y direccin, por lo tanto no crea ni destruye los frentes (figura 10.7a). Rotacin: Al igual que la traslacin, no altera el espacio entre las isoter-mas porque todas giran con la misma rapidez de rotacin. Las rotaciones corresponden al viento gradiente alrededor de centros de alta y baja pre-sin (figura 10.7b). Convergencia y divergencia: Tanto la convergencia como la divergencia en la atmsfera son de pequea magnitud en comparacin con los ante-

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riores, por lo que se pueden despreciar (figura 10.8a convergencia, figura 10.8b divergencia).

Figura 10.7 Traslacin (a, izquierda) y rotacin (b, derecha).

a b

baja baja alta alta

Rotacin ciclnica

Rotacin anticiclnica

Figura 10.8a: Convergencia y b: divergencia.

a b

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Deformacin: Producida por la deformacin de las isobaras en las proximidades de una regin entre dos parejas de altas y de bajas presio-nes. Si un haz de isotermas se sobrepone a la deformacin, se ve que se producir la separacin de las isotermas (figura 10.9a). Si las isotermas son aproximadamente paralelas al eje vertical en la figura, se dispersarn y el aire tender a hacerse mas uniforme. Pero si fueran aproximadamen-te paralelas al eje horizontal, las isotermas de cada lado seran llevadas hacia ese eje; al pasar el tiempo se agruparan muchas isotermas y se formara una discontinuidad de temperaturas. Esto es lo que produce la formacin de un frente, que se llama frontognesis. 10.2.1 Combinaciones frecuentes. En la atmsfera es frecuente que se combinen los cuatro tipos de movi-miento. Pero la convergencia o divergencia es tan pequea que se puede despreciar, y la traslacin no agrega nada nuevo a la combinacin. La superposicin de una rotacin combinada con la deformacin tiene, en cambio, mucho inters. Si sobreponemos una dbil rotacin ciclnica a un campo de deforma-cin, se obtiene la configuracin que se muestra en la figura 10.9a. Si la deformacin es ms intensa que la rotacin, se obtiene un eje de flujo hacia fuera y otro hacia adentro, pero ahora no sern perpendiculares. Si la rotacin es ms dbil que la deformacin, la rotacin ciclnica se su-mar a la curvatura de las lneas de flujo ciclnicas y se restar de las l-neas de flujo anticiclnico (figura 10.9b). Si la rotacin y la deformacin tienen la misma intensidad, obtenemos dos corrientes rectilneas desli-zndose una junto a la otra (figura 10.9c). Si la intensidad de la rotacin excede a la de la deformacin, las lneas de flujo son ahora cerradas y de forma elptica (figura 10.9d). Como el proceso de frontognesis depende esencialmente de la presencia de una deformacin, se puede concluir que las cuatro situaciones de la

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figura 10.9 sern frontogenticas, suponiendo que se presentarn contras-tes de temperatura con una orientacin favorable.

Figura 10.9 Combinacin de movimiento de rotacin con deformacin.

a

ALTABAJA

BAJAALTA

b

ALTA

BAJA

BAJA

ALTA

c

BAJA

ALTA

BAJA

d

BAJA

Si en lugar de una rotacin ciclnica se sobrepone una anticiclnica, se producen configuraciones anlogas a la anterior, excepto que estas se pa-recern al movimiento asociado a las cuas de alta presin o anticiclones

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alargados. Las experiencias prueban que estas rara vez son frontogenti-cas. Por lo tanto, en los anlisis de tiempo, se debe buscar la frontogne-sis en los collados y en los sistemas ciclnicos alargados. Las regiones de deformacin, donde se producen dos centros ciclnicos con otros dos anticiclnicos se llaman collados y son altamente favora-bles para la formacin de frentes, puesto que en el collado concurren una masa de aire convergente con otra de aire divergente. El eje horizontal en el collado se llama de eje de dilatacin, y el eje vertical se llama eje de contraccin (figura 10.10). La corriente convergente acumula las masas de aire y aproxima las isotermas tendiendo a crear un frente paralelo a la lnea de flujo divergente o eje de dilatacin. Si las isotermas forman con el eje de dilatacin un ngulo menor de 45, la aproximacin de las masas crea el frente acercando las isotermas y hacindolas girar, este proceso se llama frontognesis. Si forman un ngulo mayor de 45 las masas con-vergentes se abren paso entre las isotermas, las separan y deshacen el frente, este proceso se llama frontlisis. La creacin de un frente ser ms fcil y rpida cuanto menor sea el ngulo que formen las isotermas con el eje de dilatacin, adems la formacin del frente la facilitar la mayor intensidad del viento y el mayor gradiente trmico. La distribucin de las isobaras y de los vientos, no slo determina las cir-cunstancias ms favorables para la formacin o disolucin de un frente, sino tambin la trayectoria y la velocidad del frente sobre la superficie terrestre. Por ejemplo, si el viento es ms intenso detrs del frente, por ser mayor el gradiente de presin, se producirn temporales al paso del fren-te, si adems el aire es inestable, se originan violentas rfagas de vientos. Por otra parte, si el gradiente de presin es menor detrs del frente, el viento se debilita y puede producirse calma despus del paso del frente. Otro factor que puede alterar a un frente es el paso de una zona martima a una continental, as como el cruzar una zona montaosa o cordillera. En este ltimo caso, las nubes producen casi la totalidad de la precipitacin en la ladera anterior de la montaa, que obstruye el paso del frente, pro-

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duciendo corrientes en la ladera posterior que disminuyen la humedad, disolviendo el frente, como se analiz en la seccin 5.9 del captulo 5.

Figura 10.10 Centros de altas y bajas presiones en un collado.

ALTA

BAJA

BAJA

ALTA

FLUJO DIVERGENTE

FLUJ

O

CONV

ERGE

NTE

10.3 TEORA DEL FRENTE POLAR. El tiempo que se produce en latitudes medias est acompaado por los ciclones u ondas ciclnicas. Los ciclones de latitudes medias son gran-des sistemas de baja presin que generalmente se mueven de oeste a este alrededor del planeta. Esos sistemas de tiempo con una duracin desde unos pocos das a mas de una semana, tienen una circulacin en sentido horario en el hemisferio sur, con un flujo hacia el interior hasta el centro del cicln, esto es convergencia. La mayora de los ciclones de latitudes

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medias tienen tambin un frente fro y otro clido, los que se extienden desde el rea central del sistema de baja presin (figura 10.11). La con-vergencia y el movimiento de ascenso del aire favorecen el desarrollo de nubes que frecuentemente producen abundante precipitacin.

Figura 10.11 Cicln tpico en superficie.

Desde principios de 1800 es conocido que los ciclones son los causantes del tiempo severo y de la precipitacin. As se estableci el barmetro como la principal herramienta para pronosticar los cambios diarios del tiempo, asociados a los cambios de presin. Pero este primer mtodo de prediccin ignoraba el rol de las interacciones de las masas de aire en la formacin de ciclones. Por lo tanto, no fue posible determinar las condi-ciones mas favorables para el desarrollo de ciclones. El primer modelo realista de las ondas ciclnicas fue elaborado por un grupo de meteorlogos noruegos durante la I Guerra Mundial, entre los

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que se incluyen J. Bjerknes, V. Bjerknes, H. Solberg y T. Bergeron. Con una deficiente red de estaciones meteorolgicas, hicieron un gran avance en la comprensin del tiempo y de ciclones de latitudes medias. En 1918, J. Bjerknes public su hiptesis de la formacin de un cicln en un art-culo titulado Sobre la estructura del movimiento de ciclones. Este tra-bajo conocido como la teora del frente polar, es un modelo til de cmo se desarrolla una onda ciclnica. Aunque en la actualidad se han hechos algunos cambios al modelo original producto de los nuevos descubri-mientos, sus aspectos principales permanecen como una parte integral de la ciencia meteorolgica. Junto con la teora del frente polar, la teora de las ondas ciclnicas se desarrollo simultneamente. El frente polar separa el aire polar fro del aire subtropical clido. Durante los meses fros, el frente polar est gene-ralmente bien definido y forma aproximadamente una banda continua alrededor de la Tierra, que se puede reconocer en las cartas de aire supe-rior. En superficie la banda frontal esta cortada en distintos segmentos. Esos segmentos frontales estn separados por regiones de cambios mas graduales de temperatura. Es a lo largo de estos segmentos frontales que se desarrollan los ciclones de latitudes medias. Se han descubierto otros frentes capaces de generar ciclones. Por ejemplo frentes que se pueden formar entre masas de aire rtico continental y po-lar continental, o entre masas de aire polar continental y polar martimo. Debido a que las ondas ciclnicas se forman en conjunto con los frentes, aplicaremos los conocimientos del comportamiento de los frentes y su tiempo asociado, al modelo de desarrollo de un cicln frontal. 10.3.1 Ciclo de vida de una onda ciclnica. La teora del frente polar u onda ciclnica de latitudes medias fue plan-teado originalmente slo con datos de superficie. A medida que se reali-zaron observaciones de la troposfera media y alta, fue necesario hacer algunas modificaciones para corregir ese modelo. Pero an sigue siendo

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aceptado como un mtodo para interpretar el tiempo, es til para visuali-zar la dinmica de la atmsfera y como se produce el tiempo diario. De acuerdo al modelo de la onda ciclnica, los ciclones se forman a lo largo de un frente y su desarrollo prosigue a travs de un ciclo de vida predecible. Este ciclo de vida puede durar pocas horas o varios das, de-pendiendo de las condiciones del tiempo. La figura 10.12 muestra seis etapas en la vida de una onda ciclnica tpica. En la parte (a) se tiene un frente estacionario, con flujos opuestos paralelos en el aire fro y el aire clido. El resultado de este flujo opuesto es una tensin tangencial, que produce una torsin para generar un movimiento ciclnico con rotacin horaria en el hemisferio sur. Para ver mejor el rol de la tensin tangencial en producir el flujo ciclnico, ponga un lpiz entre la palma de ambas manos y mueva lentamente la izquierda hacia adelante y la derecha hacia atrs y observe como el lpiz rota en sentido horario. Bajo tales condiciones, la superficie frontal puede tomar una forma de onda (figura 10.12b). Esas ondas son anlogas a las producidas sobre el agua por el movimiento del aire, pero la escala es diferente. Dos masas de aire distintas, producen ondas que generalmente son de cientos de ki-lmetros de largo. Segn las condiciones del tiempo y por factores loca-les como topografa, algunas ondas tienden a amortiguarse, pero otras pueden aumentar su amplitud. Una vez que se forma una pequea onda, el aire clido invade este lugar inestable a lo largo del frente y se extiende en direccin hacia el polo, mientras tanto el aire fro que la rodea se mueve en direccin hacia el ecuador. Este cambio produce un mecanismo de ajuste de la presin que resulta en isobaras casi circulares, con lo que la menor presin se centra en el vrtice de la onda. La circulacin ciclnica resultante se puede ver claramente en un carta de tiempo. Una vez que se desarrolla la circulacin general, se produce la convergencia que genera el ascenso vertical del aire, especialmente don-de el aire clido es rodeado por el aire fro. Si el aire clido en la onda se mueve, por ejemplo en el hemisferio sur desde el noreste, el aire fro lo hace desde el suroeste. El aire clido se mueve mas rpido que el aire fro

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y en una direccin perpendicular al frente. Se puede concluir que el aire clido esta invadiendo una regin anteriormente ocupada por aire fro. Por lo tanto este debe ser un frente clido. Similar razonamiento indica que a la izquierda (oeste) de la perturbacin ciclnica, el aire fro desde el suroeste est rodeando al aire del sector clido y produciendo un frente fro (figura 10.11).

Figura 10.12 Desarrollo de un cicln.

Generalmente la posicin del frente fro avanza mas rpido que el frente clido y se comienza a juntar el sector clido (figura 10.12c) formndose la oclusin, cuando se alcanza esta etapa, el cicln llega a su madurez y mxima profundidad (mnimo de presin, figura 10.12d). El proceso continua con un agudo gradiente de presin y el desarrollo de fuertes vientos. El aire del sector clido es forzado a elevarse y el aire fro rodea al cicln en niveles bajos (figura 10.12e, f). Una vez que la pendiente frontal entre las masas de aire comienza a desaparecer, el gra-

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diente de presin se debilita. En este punto, el cicln ha agotado su fuente de energa y el temporal comienza a terminar. 10.3.2 Tiempo idealizado de una onda ciclnica. Los ciclones generalmente se mueven hacia el este en latitudes medias del hemisferio sur, conducidos por los vientos del oeste de niveles supe-riores, en particular pasando sobre Chile. Por lo tanto podemos esperar que una de las primeras seales de la llegada de un cicln a las costas de Chile aparezca en los cielos del oeste. Una vez que el cicln llega a las costas de la zona central de Chile, por efecto barrera de la cordillera de los Andes, tiende a extenderse hacia el norte y/o hacia el sur y a disiparse por efecto topogrfico, luego cruza los Andes mas debilitado. Tpicamen-te, un cicln de latitudes medias demora dos a cuatro das en pasar sobre una regin. Durante ese periodo, se producen cambios bruscos en las condiciones de la atmsfera. La primera seal de la aproximacin de un cicln son las nubes cirrus altas. Estos cirrus estn delante del frente en superficie unos 1000 km o mas y normalmente son acompaados por un descenso de la presin. Cuando el frente clido avanza, se observa que las nubes se ubican en capas mas bajas y son mas gruesas. Dentro de las 12 a 24 horas despus de haberse observado las primeras nubes cirrus, comienza una ligera pre-cipitacin. A medida que el frente se acerca, la precipitacin aumenta, se registra un ascenso de la temperatura y cambia la direccin del viento. Con el pasaje del frente clido, el rea detrs de este frente queda bajo la influencia de una masa de aire tropical martimo. Normalmente la regin afectada por esta parte del cicln experimenta temperaturas relativamente clidas, vientos del suroeste, cielos claros o con nubes cmulos o altos-cumulos de buen tiempo. Este tiempo mas apacible del sector clido pasa mas rpido y es reemplazado por vientos tormentosos y precipitacin ge-nerada a lo largo del frente fro. La aproximacin de un frente fro que avanza rpidamente es marcada por una pared de amenazadoras nubes

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negras tipo cumulonimbus. Es comn el tiempo severo acompaado por precipitacin intensa y ocasionalmente granizos. Frecuentemente el fren-te fro es precedido por lneas de inestabilidad de tormentas de corta du-racin; en muchas ocasiones la actividad de la lnea de inestabilidad es mas severa que la asociada con el frente fro mismo. El pasaje del frente fro es fcilmente detectado por un cambio en el vien-to y un pronunciado descenso de la temperatura, tambin sube la presin por la subsidencia del aire fro y seco detrs del frente. Una vez que pasa el frente, el cielo se aclara tan rpidamente como el aire invade la regin. Luego se pueden producir un par de das despejados con cielo de azul profundo, a menos que otro cicln llegue a la regin. Condiciones de tiempo muy diferentes prevalecen en la parte del cicln que contiene el frente ocluido. Aqu la temperatura permanece baja du-rante el pasaje del temporal mientras una continua cada de presin y au-mento de las condiciones de nubosidad se produce en el centro de baja presin. Esta parte del cicln a menudo produce tiempo muy severo en nuestras latitudes, al sur de Concepcin. El avance de la oclusin en ge-neral es mas lento que el de los otros frentes. As la estructura frontal completa, que se muestra en la figura 10.11, rota en sentido horario (en el hemisferio sur) tal que el frente aparenta torcerse hacia atrs. Este efecto agrega a la regin influenciada por el frente ocluido mayor severidad por permanecer mas tiempo en el rea afectada. Tambin las tormentas al-canzan su mayor intensidad durante la oclusin, por lo tanto el rea afec-tada por el desarrollo de un frente ocluido puede esperar recibir el embate de un violento temporal de viento y lluvia. 10.4 CICLOGENESIS. La ciclognesis, similar a la frontognesis, es la formacin de ciclones, se produce donde la superficie frontal se deforma generndose una onda frontal. Varios factores intervienen para producir una onda en la superfi-cie frontal: irregularidades topogrficas, contrastes de temperatura o in-

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fluencias de corrientes ocenicas pueden interrumpir el flujo zonal gene-ral lo suficiente como para generar una onda a lo largo del frente. Pero otro factor importante para la formacin de ciclognesis es el flujo de niveles superiores en la vecindad de la corriente en chorro polar. Existe una estrecha relacin entre las perturbaciones de superficie y el flujo de niveles altos. Cuando el flujo de aire superior (que es del oeste) es relativamente fuerte, en superficie se produce pequea actividad cicl-nica. Pero cuando el aire superior comienza a ondularse ampliamente en direccin norte sur, se forman alternativamente ondas de gran amplitud de vaguadas y cuas (captulo 8) y en superficie la actividad ciclnica se intensifica (figura 10.13). Adems cuando se forma el cicln en superfi-cie, casi invariablemente est centrado debajo del eje de la corriente en chorro y desviado corriente abajo de la vaguada en el nivel superior.

Figura 10.13 Relacin entre el flujo superior y el de superficie.

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10.4.1 Formacin de ciclones y anticiclones. Como ya vimos en el captulo 8, el flujo en torno a una baja presin en superficie est relacionado con la convergencia de masa, que produce movimiento de ascenso en torno de la baja, disminuyendo la presin en su centro. Este tiraje de aire desde la baja es producido por una divergen-cia en altura, donde el flujo es expandido a los alrededores, lo que hace mantenerse a la baja en superficie. Debido a que son los ciclones los que generan los temporales de mal tiempo, reciben mas atencin que sus opuestos, los anticiclones, pero hay una estrecha relacin entre ambos sistemas y no se pueden separar. Por ejemplo, el aire en superficie que alimenta al cicln proviene de un anti-cicln, por lo tanto los ciclones y anticiclones se encuentran tpicamente adyacentes unos a otros. La formacin de un anticicln es similar a la de un cicln; un anticicln depende del flujo superior para mantener su cir-culacin. En el anticicln, la divergencia en superficie es balanceada por convergencia en niveles superiores y por subsidencia general en la co-lumna de aire, como se observa en la figura 10.14. Se concluye entonces que el flujo de niveles superiores juega un papel importante en mantener la circulacin de ciclones y anticiclones de superficie. De hecho, los sis-temas de viento que rotan en superficie son realmente generados por el flujo de niveles superiores. Para que se forme un cicln en latitudes medias, se deben cumplir dos importantes condiciones: 1) se debe establecer el flujo ciclnico, en el hemisferio sur la circulacin ciclnica es en sentido horario y dirigido hacia el centro de la baja presin; 2) el flujo de aire hacia adentro en su-perficie debe ser mantenido por flujo en altura hacia afuera. La divergen-cia en niveles superiores en la vecindad de la corriente en chorro es mas importante en desarrollar ciclones. La divergencia en niveles superiores crea un ambiente anlogo a un vaco parcial, el cual aspira el flujo hacia arriba. La cada de presin en superficie que acompaa al flujo hacia afuera en altura, induce un flujo hacia adentro en superficie. El efecto de

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Coriolis se encarga de producir la desviacin del flujo asociado con la circulacin ciclnica (figura 10.14).

Figura 10.14 Convergencia y divergencia superior y su relacin con el flujo de superficie.

10.4.2 Convergencia y divergencia superior. La divergencia en niveles superiores no implica el movimiento del aire hacia fuera de un centro, como ocurre con los anticiclones en superficie. El flujo de aire superior es aproximadamente en una direccin, su trayec-toria es de oeste a este y en promedio suavemente ondulado. Un mecanismo responsable del movimiento del aire superior es un fen-meno conocido como rapidez de la divergencia. Muchas veces la veloci-dad del viento vara a lo largo del eje de la corriente en chorro, tal que algunas regiones tienen velocidades mucho mayores que otras. En una zona de mxima velocidad del viento, el aire acelera y el flujo se estira,

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esa es la divergencia en niveles altos. Por el contrario, en una zona de mnima velocidad del viento, el aire se encoge, lo que es la convergen-cia en niveles altos (figura 10.15). Esto es similar a lo que ocurre, por ejemplo, en plena carretera; la separacin entre vehculos a alta velocidad es grande (divergencia), pero cuando estos ingresan a una ciudad, su ve-locidad disminuye y la separacin entre ellos se acorta (convergencia).

Figura 10.15 Ilustracin de la rapidez de la divergencia.

En niveles superiores, el flujo en la corriente en chorro es ms lento co-rriente abajo de una cua en altura, de modo que la rapidez de conver-gencia produce un amontonamiento de aire superior que genera una alta presin en superficie (figura 10.13). Por el contrario, el aire corriente abajo de una vaguada se acelera y tiene mayor rapidez de divergencia, lo que ayuda a mantener un cicln en superficie.

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10.4.3 Desarrollo de flujo ciclnico y anticiclnico. El flujo de niveles superiores es tambin importante en el desarrollo de vorticidad ciclnica y anticiclnica, esto es la rotacin de las partculas de aire. Una masa de aire ubicada al norte de la corriente en chorro, cerca de una cua de alta presin en el hemisferio sur, adquiere una rotacin o vorticidad anticiclnica. Si la masa de aire est ubicada al sur de la co-rriente en chorro en el hemisferio sur, adyacente a una vaguada de baja de presin adquiere una rotacin o vorticidad ciclnica (figura 10.16). De este modo, el principal generador de la intensa circulacin ciclnica aso-ciada con las tormentas de latitudes medias, es la vorticidad ciclnica aportada por una vaguada en la corriente en chorro, que es de mayor magnitud que la vorticidad anticiclnica, ya que aqu se tiene una mayor rapidez de divergencia en altura, con un mximo de velocidad del viento.

Figura 10.16 Vorticidad producida por la corriente en chorro.

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Por lo tanto, los ciclones de latitudes medias en superficie generalmente se forman debajo de una vaguada en la corriente en chorro polar y conti-nan su desarrollo corriente abajo de las ondas en niveles superiores, las cuales mantienen su crecimiento. Por otro lado, en la zona corriente abajo de una cua en la corriente en chorro, la vorticidad anticiclnica y la acumulacin de aire superior, produce la subsidencia que genera una alta presin en superficie, lo que favorece el desarrollo de anticiclones migra-torios en superficie (figuras 10.14 a 10.16). Debido al importante rol que el flujo de aire superior tiene en la ciclog-nesis, es evidente que cualquier intento de pronosticar el tiempo debe considerar principalmente los patrones de flujo de aire superior. Es por esto que en los reportes del tiempo de la televisin frecuentemente se mencione el comportamiento de la corriente en chorro. 10.4.4 Movimiento de ciclones y anticiclones. Las ondas de los oestes son importantes no slo en producir el desarrollo de ciclones, sino que el flujo de niveles superiores es tambin esencial en determinar cuan rpido esos sistemas se mueven y la direccin que ellos siguen. Comparado con el flujo general en el nivel de 500 hPa, los ciclo-nes generalmente viajan a una velocidad menor a la mitad que la del viento en ese nivel. Normalmente se mueven con una rapidez de 20 a 50 km/h, por lo que viajan aproximadamente 480 a 1200 km cada da. Las mayores velocidades se producen en los meses ms fros, cuando los gra-dientes de temperatura son mayores. Uno de los ms interesantes desafos en los pronsticos del tiempo es predecir la trayectoria de los sistemas ciclnicos de mal tiempo. Ya vi-mos que el flujo superior ayuda a desarrollar los sistemas de presin en superficie. As que estudiando los cambios en el flujo de niveles altos, se pueden detectar los cambios en la direccin de la trayectoria que sigue un cicln. Para hacer predicciones tiles de las posiciones futuras de los ci-

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clones en superficie, es necesario hacer evaluaciones precisas de los cambios en el flujo de los oestes de niveles superiores. Cuando se tiene una familia de sistemas ciclnicos, los anticiclones fros se ubican detrs de los ciclones y se mueven en una direccin un poco diferente a la de los ciclones. Estos anticiclones ocasionalmente pueden producir ondas de fro polar. Luego tales anticiclones se mueven hacia los sistemas de altas presiones subtropicales, por ejemplo en el caso de Chile, hacia el anticicln del Pacfico sur. Puesto que los anticiclones estn asociados con cielos despejados y buen tiempo, su desarrollo y movimiento han sido menos estudiados que los ciclones. Sin embargo debido a que los anticiclones se pueden estacionar y permanecer sobre una regin por varios das, ellos son importantes en la formacin de contaminacin. Las condiciones de estabilidad y calma asociadas con las altas presiones contribuyen a que se produzcan episo-dios de contaminacin. Los grandes anticiclones estacionarios son tam-bin importantes porque ellos pueden bloquear el movimiento hacia el este de los ciclones. Este efecto puede mantener una parte del pas sin precipitaciones por una semana o mas, como por ejemplo la zona central de Chile, mientras que en la otra parte se estn produciendo temporales, como puede ser en la zona sur de Chile. Se debe tener presente que, como todo lo expuesto en este texto, las des-cripciones realizadas son generalizaciones ideales. Recuerde que el tiem-po asociado a algn frente real puede o no obedecer a esta descripcin idealizada. Los frentes, igual que todos los aspectos de la naturaleza, nunca siguen ellos mismos una clasificacin tan bonita como la aqu des-crita, la naturaleza no sigue las reglas que nosotros desarrollamos. 10.5 principales zonas frontales en el hemisferio sur. Existen en el globo algunas regiones notables por la alta frecuencia con que los frentes las atraviesan, son las regiones de transicin entre las

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principales fuentes de masas de aire. En el hemisferio sur, la zona fronto-gentica se extiende entre los 35 y 60 S aproximadamente, en la regin del frente polar, que es casi permanente, de gran extensin en latitudes medias, y separa el aire polar, relativamente fro del aire subtropical, rela-tivamente clido. En el verano del hemisferio sur, el frente polar se centra aproximadamente en 50 S y hay mayor actividad ciclnica que en el hemisferio norte en verano. En invierno hay dos ramas del frente polar que se pueden considerar que se extienden desde aproximadamente 25 S hacia el sureste: una empieza en Sudamrica, sobre el sur de Brasil (ence-rrada por la elipse roja) y la otra que aparentemente se descuelga desde la ZCIT sobre el ocano Pacfico en 170 O (encerrada por la elipse azul). Estas regiones frontogenticas se pueden observar en la imagen de satli-te que se muestra en la figura 10.17.

Figura 10.17 Zonas frontogenticas del Hemisferio Sur.

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PREGUNTAS.

1. Si usted est ubicado a 400 km delante de la base de un frente en su-

perficie, qu tan alta estar la superficie frontal sobre usted? 2. Por qu generalmente el tiempo asociado a un frente fro es ms se-

vero que el de un frente caliente? 3. Distinguir entre los tipos de frentes ocluidos fros y calientes. 4. Describir los cambios que un observador experimenta cuando pasa un

frente con el centro del cicln al sur del observador en Concepcin, para los siguientes elementos del tiempo: temperatura, viento, tenden-cia de la presin, precipitacin, tipo de nubes.

5. Explicar cmo el flujo en niveles altos inicia y mantiene un cicln en

superficie. 6. Explicar por qu el predecir el comportamiento del flujo de niveles

altos es una importante herramienta en el pronstico del tiempo.

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