Regiones generadoras de masas de aire

Para que una masa de aire tome propiedades uniformes es necesario que se estacione, más o menos, durante cierto número de días sobre una gran región donde la superficie subyacente tenga también características bastante uniformes. Esta región se llama región generadora de masa de aire.

Este aire estacionario se encuentra, la mayoría de las veces, en los grandes anticiclones fijos o lentamente móviles donde, en la proximidad de su centro, el gradiente de presión es débil y el viento flojo o nulo en una gran extensión.

El aire también puede permanecer estacionario durante largo tiempo sobre otras regiones. a menudo, se observan grandes anticiclones en invierno sobre los continentes.

Efecto de las precipitaciones

En el caso de precipitaciones, la reducción de la visibilidad puede ser debido, a las gotitas de agua, y a las partículas de hielo. Algunas veces los dos tipos de hidrometeoros se producen simultáneamente.

La visibilidad durante la lluvia depende a la vez de las dimensiones de las gotitas y de su número en un volumen de aire dado. La lluvia débil afecta poco, pero una lluvia moderada reduce, en general, la visibilidad a un valor comprendido entre 3 km y 10 km. Durante fuertes lluvias puede reducirse la visibilidad hasta un valor comprendido entre 50 m y 500 m.

Con llovizna, la visibilidad depende de la intensidad y puede variar desde 200 m hasta menos de 50 m.

La nieve reduce la visibilidad más que la lluvia. En caso de nieve moderada, la visibilidad se reduce habitualmente a menos de 1 km. Con una fuerte nevada, la visibilidad puede variar desde 200 m hasta menos de 50 m.

El viento puede influir en la reducción de la visibilidad levantando la nieve del suelo, sobre todo cuando está seca y en polvo, provocando una ventisca. La reducción de la visibilidad a causa de una ventisca es, pues, más frecuente por la baja temperatura, en las latitudes elevadas.

Advección del aire

La atmósfera es un medio en donde los movimientos en masa se producen con facilidad, permitiendo así el intercambio de calor por movimientos verticales u horizontales.

A menudo se utiliza en meteorología el término convección para designar a los movimientos verticales. sin embargo, el valor de la velocidad de estos movimientos no excede, en general, a la centésima parte de la de los movimientos horizonta­les.

El movimiento horizontal se produce en general a gran escala y puede pro­vocar el transporte de energía calórica desde las regiones tropicales hacia las zonas polares sobre distancias de miles de kilómetros.

El transporte horizontal de calor de otras magnitudes físicas por el vien­to se llama advección. este término, derivado del latín, significa "llevar hacia". las corrientes de advección son más importantes y más persistentes que las corrientes verticales.

Convergencia y divergencia horizontales

Cuando en una columna atmosférica de superficie horizontal dada varía la masa total de aire, resultan variaciones de presión en la base de esta columna. a una disminución de masa corresponde un descenso de presión, a un aumento de masa co­rresponde un alza de presión.

Cuando el flujo de aire que penetra en una región determinada excede al flujo que sale de la misma, se dice que hay convergencia horizontal. si la convergencia persiste, lo acumulación de aire en la región considerada provocará un aumen­to de densidad. pero los aumentos de densidad observados son débiles siempre y son los movimientos verticales quienes compensan la convergencia.

El proceso inverso es la divergencia horizontal. hay divergencia cuando el flujo de aire que sale de la región considerado excede al flujo de aire entrante. la divergencia provoca igualmente movimientos verticales.

Las depresiones y las líneas de vaguada en formación van acompañadas de convergencia en la baja troposfera y de divergencia en altitud. el efecto de la di­vergencia de altitud debe rebasar evidentemente al de la convergencia de las capas bajas, ya que la presión desciende en superficie.

Inversamente, los anticiclones y los dorsales de presión en formación están acompañados de convergencia en altitud y de divergencia en la baja troposfera. re­sulta un movimiento descendente.

El rozamiento provoca, incluso cuando aumenta la fuerza de coriolis, un flujo oblicuo a las isobaras hacia las bajas presiones. una convergencia de las ca­pas bajas se asocia también a las depresiones, una divergencia a los anticiclones. sin embargo, la capa límite es sólo afectada ligeramente y los movimientos vertica­les son débiles. el rozamiento en superficie puede también intervenir en la forma­ción de nubes, pero no puede provocar más que precipitaciones muy débiles.

Viento en la capa límite

El viento en superficie se mide normalmente a una altura normalizada de 10 m sobre la superficie terrestre. en realidad, este viento difiere sensiblemente del viento geostrófico calculado a partir del mapa de presión al nivel del mar, in­cluso en el caso de isobaras rectilíneas.

Esta diferencia se debe a que el rozamiento no puede ser despreciado en la capa límite. la velocidad del viento observado es, por término medio, del orden de un tercio de la velocidad geostrófica en tierra, de dos tercios sobre los océanos.

La dirección del viento en superficie no es paralela a las isobaras a cau­sa del rozamiento. la reducción de la fuerza de coriolis resultante de la disminu­ción de la velocidad del viento hace que la fuerza del gradiente de presión arrastre el aire oblicuamente a las isobaras, desde las altas a las bajas presiones. el rozamiento puede provocar así un flujo que atraviesa las isobaras con un ángulo de 30°, aproximadamente, en tierra y 10° sobre el mar.

Los efectos del rozamiento tienen su máximo en el suelo, donde el viento sopla sobre una superficie rugosa y llega a lo turbulencia. dichos efectos decrecen rápidamente con lo altitud para hacerse despreciables al final de la capa límite, hacia un kilómetro de altura.