La mezcla y las modificaciones que sufre cualquier masa de aire a medida que se aleja de su manantial, conducen finalmente a una disminución del intercambio de energía con el medio que la rodea y a la consiguiente debilitación de los fenómenos meteorológicos asociados a dichos intercambios. Estos procesos hacen que la masa de aire vaya perdiendo cada vez más su identidad original, hasta que finalmente sus características se entremezclan con las de las corrientes de aire que la rodean, pudiendo verse sujeta a la influencia de un nuevo manantial.
La parte nordoccidental de Europa aparece en las figuras 4.2 y 4.4 como una zona de masas de aire «mezclado». Con ello se intenta dar cuenta de la diversidad de procedencias y direcciones que puede tener el aire que llega a dicha región, ya que son muy evidentes los procesos meteorológicos asociados a la modificación de las masas de aire y a las zonas frontales que las separan. Lo mismo ocurre en el Mediterráneo en invierno, aunque esta zona imparte sus propias y especiales características a las masas de aire polar y de otras clases que se estancan sobre ella. Este aire se denomina «mediterráneo»; sus valores típicos de temperatura y humedad aparecen relacionados en las tablas 4.1 y 4.2. En invierno es convectivamente inestable (véase fig. 2.14), como consecuencia de la humedad que recoge a su paso por el Mediterráneo.
El período de tiempo durante el cual una masa de aire conserva sus características originales depende altamente de la extensión de su manantial y del tipo de configuración de las presiones reinantes sobre la zona. En general, el aire de los niveles inferiores cambia con mucha mayor rapidez que el de los niveles superiores, aunque las modificaciones dinámicas que se producen a gran altura y que a veces no son tenidas en cuenta por los climatólogos, tienen también considerable importancia en los procesos atmosféricos. Por consiguiente, los conceptos modernos relativos a las masas de aire deben ser flexibles desde el punto de vista de los estudios sinópticos y climatológicos.
C. FRONTOGÉNESIS
El primer adelanto verdaderamente importante para la comprensión de- tallada de las variaciones del tiempo en las latitudes medias se hizo con
el descubrimiento de que gran parte de los cambios diarios están asociados a información y movimiento de las discontinuidades o «frentes.» que separan distintas masas de aire. Diversas observaciones de temperatura, dirección del viento, humedad y otros fenómenos físicos realizados durante períodos de tiempo inseguro indicaron que las discontinuidades persisten, frecuentemente entre dos masas de aire contiguas de diferentes características. La palabra «frente» aplicada a estas superficies de las masas de aire en conflicto fue propuesta durante la Primera Guerra Mundial por un grupo de meteorólogos (entre los que figuraban V. y J. Bjerknes, H. Solberg Bergeron) que trabajaba en Noruega, y sus ideas constituyen aún hoy en día una parte importante de la mayoría de análisis y predicciones del tiempo, especialmente en las latitudes medias y altas.
1. Ondas frontales
Se observó que la forma geométrica típica de la superficie que separa dos masas de aire se asemeja a una onda (véase fig. 4.7). Estas ondas son muy similares a las que se producen en las superficies de separación de medios muy diversos, como por ejemplo, en la superficie del mar, en la arena de las playas, en las dunas eólicas, etc. Sin embargo, a diferencia de estas ondas, las de los frentes atmosféricos son normalmente inestables; es decir, se originan repentinamente, aumentan de tamaño y se disipan gradualmente. Los cálculos realizados con modelos numéricos indican que, en las latitudes medias, las ondas de una atmósfera baroclínica son inestables si su longitud de onda es superior a algunos miles de kilómetros. Por consiguiente, la atractiva analogía que parecía existir inicialmente entre los sistemas de ondas atmosféricos y las ondas formadas en la superficie de separación de otros medios constituye una base insuficiente para explicar las ondas frontales. En particular, la circulación en la troposfera superior desempeña un importante papel, ya que crea las condiciones adecuadas para su formación y desarrollo, tal como se demostrará más adelante.
2. La depresión de las ondas frontales
Una depresión (denominada también baja o ciclón15) es una zona de presión relativamente baja, en la que las isóbaras tienen forma más o menos circular. Cubre un área de 1500 a 2000 km de diámetro y generalmente tiene una vida de 4-7 días. Los sistemas con estas características, que
15
Este último término tiende a ser restringido sólo a la variedad de ciclones tropicales (huracanes).
Fig. 4.7
Cuatro etapas del desarrollo típico de una depresión de las latitudes medias (en su mayor
parte según Strahler, 1951, modificado según Beckinsale). Las vistas desde satélites de ¡os
sistemas nubosos correspondientes a estos estadios se muestran en la fig. 4.8. F = aire frío; c = aire cálido.
son prominentes en los mapas meteorológicos diarios, se denominan fenómenos a escala sinóptica. Esta configuración, por lo menos en las latitudes medias, va normalmente asociada a una convergencia de masas de aire de características dispares, cuya superficie de separación tiene, forma de onda con el vértice situado en el centro de la zona de baja presión. Al formarse la onda entre una masa de aire cálido y otra de aire frío, queda atrapada una masa de aire cálido entre el aire frío modificado de la parte anterior y el de la parte posterior. La formación de la onda origina también una distinción entre las dos secciones de la discontinuidad
FIG.4.8
Modelos esquemáticos de la capa de nubes (en blanco), observada desde los satélites, en relación con los frentes en superficie y las isóbaras generalizadas (véase lám. 19)
(según Boucher y Newcomb, 1962). A, B, C y D corresponden a las cuatro fases de
las figuras 4.7.
original entre ambas masas, ya que, aunque cada una de ellas siga marcando el límite entre el aire frío y el cálido, las características meteorológicas que se observan en sus proximidades son muy distintas. Estas dos secciones de la superficie frontal se conocen con los nombres de «frente cálido» para la parte anterior de la onda y «frente frío» para la parte posterior (fig. 4.7 y lám. 14).
La discontinuidad entre dos masas de aire adyacentes viene marcada por una zona fuertemente, baroclínica de intenso gradiente de temperatura^ y 100 a 200 km de anchura (véase el apartado B del presente capítulo y la fig. 4.6). No es frecuente encontrar en los frentes, especialmente si se trata de un frente cálido, fuertes discontinuidades de temperatura, humedad o viento. Cuando aparecen, son normalmente el resultado de la entrada de un fuerte chorro de aire frío en la parte posterior de una depresión, aunque en la troposfera media y alta pueden ser debidos a subsidencia y su situación no coincide con la de la zona baroclínica.
En las imágenes tomadas por satélites, los frentes fríos activos en una zona baroclínica fuerte presentan comúnmente acusadas bandas de nubes en espiral formadas como resultado de la advección térmica (véase figura 4.8 B, C y láms. 15 y 19). Los frentes cálidos, sin embargo, están
típicamente cubiertos por capas de cirros. Tal como indica la figura 3.20, la zona baroclínica está íntimamente asociada a una comente en chorro de la troposfera superior, que sopla aproximadamente paralela a la línea del frente en altura (véase lám. 16). Esta relación se examinará más detenidamente en el apartado F de este mismo capítulo.
El aire que se encuentra detrás del frente frío, lejos del centro de la baja, generalmente tiene una trayectoria anticiclónica y por lo tanto se mueve a una velocidad mayor que la geostrófica (véase cap. 3, A.4), que hace que el frente frío adquiera también una velocidad supergeostrófica. La cuña de aire caliente es presionada en su superficie y es elevada del suelo. Este estadio de oclusión elimina la forma de onda de la superficie (fig. 4.7 y láms. 15 y 19). La oclusión sale gradualmente hacia fuera del centro de la depresión a lo largo del frente cálido. Algunas veces, la cuña de aire frío avanza tan rápidamente que, en la capa de fricción cercana a la superficie, el aire frío sobrepasa al aire caliente y genera una línea de turbonada (véase más adelante, cap. 4, H, pág. 235).
La depresión generalmente alcanza su intensidad máxima 12-14 horas después de empezar la oclusión. Este estadio se ¡lustra en la lámina 19 B.
En modo alguno siguen todas las bajas frontales el ciclo de vida idealizado del que hemos tratado más arriba (cf. la toma para la lámina 17). Generalmente es característica de la ciclogénesis oceánica, pero muchas bajas que se encuentran sobre Norteamérica y se forman al este de las Montañas Rocosas en la vaguada barométrica de sotavento desarrollan frentes ocluidos casi inmediatamente. En los meses de invierno, la ausencia de fuentes de humedad en esta región reduce mucho la intensidad de la frontogénesis hasta que el sistema se desplaza hacia el este y toma aire caliente y húmedo del sur.
D. CARACTERÍSTICAS DE LOS FRENTES
La actividad meteorológica de un frente depende del movimiento vertical de las masas de aire. Si el aire del sector cálido se eleva con relación a la zona frontal, los frentes acostumbran a ser muy activos y se denominan anafrentes, mientras qué el hundimiento del aire cálido con relación a las masas de aire frío da lugar a catafrentes, de menor intensidad (véase fig. 4.9).
1. El frente cálido\
El frente cálido representa la parte delantera del sector cálido de la onda. En él, la zona frontal tiene una pendiente muy suave, del orden de 1/2 a 1% de manera que los sistemas nubosos asociados a la parte
Fig. 4.9
A. Modelo de una sección transversal de una depresión con anafrentes donde el aire
se eleva relativamente con respecto a cada superficie frontal. Nótese que el anafrente cálido puede presentarse con un cara/rente frío y viceversa. B. Modelo de una depresión con catafrentes en la que el aire se hunde con relación a cada superficie frontal (según Pedgley, 1962; derechos de la Corona reservados).
superior del frente anuncian su llegada con 12 horas de adelanto o más respecto a la llegada del frente superficial (lám. 16). Los anafrentes cálidos, en los que el aire caliente tiende a elevarse, van acompañados de nubes dispuestas en varias capas, que se van espesando y descendiendo hacia la posición del frente en superficie. Se encuentran en primer lugar algunos cirros dispersos seguidos por capas de cirros, cirrostratos y altostratos (véase fig. 4.9 A). El sol se oscurece y la capa de altostratos se espesa al mismo tiempo que empieza a llover o lloviznar. Estas nubes se
extienden frecuentemente por casi toda la troposfera y, cuando dan lugar a precipitación continuada, se conocen con el nombre de nimbostratos. También pueden formarse algunos bancos de estratos en el aire frío a medida que la lluvia que lo atraviesa se evapora y lo satura.
El aire cálido descendente de los catafrentes cálidos restringe el desarrollo de las nubes de niveles medios y altos. Las nubes frontales son principalmente estratocúmulos, de espesor limitado, como consecuencia de las inversiones de subsidencia que se producen en ambas masas de aire (véase fig. 4.9 B). La precipitación es normalmente en forma de lluvia débil o llovizna, formada por coalescencia, debido a que el nivel de congelación tiende a estar situado por encima del nivel de inversión, especialmente en -verano.
Al paso del frente cálido, el viento vira hacia la derecha, aumenta la temperatura y se advierte un descenso de presión. En el aire cálido la lluvia se hace intermitente o cesa por completo y es posible que se disipe la fina capa de estratocúmulos.
Resulta complicado predecir la extensión de los cinturones de lluvia que van asociados a un frente cálido, debido al hecho de que la mayoría de los frentes no son anabáticos o catabáticos en toda su extensión y ni siquiera en todos los niveles de la troposfera. Por esta razón, se utiliza cada vez más el radar para determinar de una manera directa la extensión de los cinturones de lluvia e incluso para detectar diferencias en la intensidad de la precipitación. Estos estudios han demostrado que la mayor parte de la producción y distribución de la precipitación está controlada por un flujo de aire extenso de unos pocos centenares de kilómetros de amplitud y varios kilómetros de profundidad, que fluye paralelamente y en cabeza del frente frío superficial (fig. 4.10).
Justamente por delante del frente frío el flujo se da en forma de un chorro de bajo nivel con vientos de hasta 25-30 m/s a aproximadamente 1 km de la superficie. El aire, que es cálido y húmedo, se eleva sobre el frente cálido y gira hacia el sudeste en cabeza de él al fundirse con el flujo de la troposfera media (B en la fig. 4.10). Este flujo se ha denominado el cinturón conductor (a grandes escalas transferencia de calor y momento en las latitudes medias). La inestabilidad (potencial) convectiva a gran escala se genera por el desbordamiento de este flujo de bajo nivel por parte del aire potencialmente más frío y seco en la troposfera media. La inestabilidad se libera principalmente en las células de convección a pequeña escala que están organizadas en grupos, denominados áreas de precipitación mesoscálicas (APM). Estas APM se alinean además en bandas de 50-100 km de amplitud (fig. 4.11). En cabeza de este frente cálido, las bandas son muy paralelas al flujo de aire en la sección ascendente del
FIG.4.10
Modelo del flujo a gran escala y de la estructura mesoscálica de las precipitaciones de una depresión parcialmente ocluida típica de las islas Británicas. Muestra el «cinturón conductor» (A) elevándose desde 900 mb en cabeza del frente frío sobre el frente cálido. Éste es cubierto por un flujo de la troposfera media (B) de aire potencialmente más frío desde detrás de! frente frío. La mayor parte de la precipi- tación se da en la región señalada, que es muy definida, dentro de la cual presenta una estructura celular y en bandas (según Harrold, 1973).
cinturón conductor, mientras que en el sector cálido están paralelas al frente frío y al chorro de bajo nivel. En algunos casos, las células y agrupaciones se disponen además en bandas dentro del sector cálido y en cabeza del frente cálido (fig. 4.11). Algunas de las células y agregados son causados indudablemente por efectos orográficos y estas influencias.
Fig. 4.11
Frentes y bandas asociadas de lluvias típicos de una depresión madura (segúnHobbs, 1979)
(véase lám. 19A).
pueden extenderse en la dirección del viento cuando la atmósfera es ines- table.
2. El frente frío
Las condiciones meteorológicas que se observan en los frentes fríos son igualmente variables, pues dependen de la estabilidad del aire del sector cálido y del movimiento vertical relativo a la zona frontal. El frente frío «clásico» es del tipo anabático y las nubes que lo acompañan son de tipo
FIG.4.12
Esquemas de ¡os cortes verticales de una oclusión fría y una oclusión cálida (segúnPedgley, 1962; derechos de la Corona reservados).
cumulonimbo (lám. 18). Sobre las islas Británicas, el aire del sector cálido es raras veces inestable, por lo que los nimbostratos se producen con mayor frecuencia en el frente frío (fig. 4.9 A). Los frentes fríos catabáticos van generalmente acompañados de estratocúmulos (fig. 4.9 B) y la precipitación es débil. Con los frentes fríos anabáticos, la precipitación tiene lugar generalmente en forma de intensos y breves chubascos, acompañados a veces de truenos. A causa de la abrupta pendiente del frente frío (aproximadamente de 2°), el mal tiempo dura menos que con el frente cálido. Al paso del frente frío, el viento varía bruscamente de dirección, empieza a ascender la presión y desciende la temperatura. El. cielo puede despejarse de repente y en algunos casos incluso antes del paso del frente frío superficial, aunque en el caso de los frentes fríos cataba-ticos los cambios son en conjunto más graduales.
3. Fase de oclusión
Las oclusiones se clasifican en «frías» y «cálidas», según los estados re- lativos de las masas de aire frío que se encuentran en la parte anterior y posterior del sector cálido (fig. 4.12). Si el aire de la parte anterior es más frío que el que le sigue, la oclusión es cálida, pero si se produce lo contrario (que es el caso más frecuente en las Islas Británicas), se denomina oclusión fría. El aire que antecede a la depresión tiene tendencia a ser más frío en invierno, cuando las depresiones ocluyen sobre Europa y sopla sobre el continente el aire helado cP.
En las alturas, las líneas de la cuña de aire caliente están asociadas a una capa de nubes (similar a la que se encuentra en los frentes cálidos) y a menudo también a precipitaciones. Por este motivo, su posición se
FIG.4.13
Familia de borrascas sobre el Atlántico Norte el 22 de junio de 1954 (según Taylor
y Yates, 1958; derechos de la Corona reservados).
indica de manera distinta en algunos mapas del tiempo; los meteorólogos canadienses la denominan «trowal»16. El paso de un frente ocluido y de un trowal introduce un cambio en el tiempo, que vuelve a ser el típico de la masa de aire polar.
La frontolisis (desaparición del frente) no va forzosamente ligada a la oclusión, aunque representa la fase final de la existencia de un frente. Su desaparición tiene lugar cuando se anulan las diferencias entre las masas de aire adyacentes.. Puede producirse de cuatro maneras: por su mutua estancación sobre superficies similares; como resultado del movimiento conjunto de ambas masas siguiendo trayectorias paralelas y a la misma velocidad; como resultado de su movimiento una detrás de otra siguiendo la misma trayectoria y a la misma velocidad, o porque se incorpore al sistema aire a la misma temperatura.
4. Familias de frentes
La observación ha demostrado que los frentes o depresiones no se producen generalmente solos, sino en «familias» de tres o cuatro (fig. 4.13, lám. 20); entonces, las depresiones qué suceden a la depresión original se constituyen en «secundarias» a lo largo de la cola de un frente frío extenso. Cada nuevo miembro sigue una trayectoria situada al sur de la
16
Contracción de las palabras «trough of warm air aloft», cuyo significado es «vaguada de aire caliente en altura» (N. del T.).
de su progenitor, ya que el aire polar empuja cada vez más hacia el Sur la parte posterior de cada una de las depresiones que constituyen la serie. Finalmente, el frente se extiende enormemente hacia el Sur y el aire polar forma una cuña de altas presiones, con la que finaliza la serie.
En un frente cálido puede producirse también otro tipo de desarrollo, especialmente en el momento de la oclusión, cuando se forma una onda que precede a la depresión original. Este tipo de depresión secundaria es más frecuente cuando se encuentra aire muy frío (cA, mA o cP) que precede al frente cálido; su formación se ve favorecida cuando el movimiento de la depresión hacia el Este es entorpecido por la presencia de montañas. Esta situación se da normalmente cuando se sitúa una depresión primaria en el estrecho de Davis y se forma una onda al sur del cabo Farewell (en la punta inferior de Groenlandia) que se traslada hacia el Este. Se producen también fenómenos análogos en la zona de los estrechos de Skagerrak y Kattegat, donde los montes Escandinavos impiden el avance de la oclusión.
E. ZONAS DE FORMACIÓN DE ONDAS Y FRONTOGÉNESIS Los frentes las depresiones a ellos asociadas no se forman en cualquier parte, sino que su desarrollo está restringido a zonas perfectamente delimitadas. Desde hace bastantes años, se ha estudiado intensamente la formación de frentes en las latitudes templadas y se ha llegado a un conocimiento bastante exacto del tiempo a que dan lugar. El conocimiento de la naturaleza de los frentes tropicales no es tan profundo, pues las condiciones que acompañan a su formación y desarrollo son distintas de las que se asocian normalmente a los frentes de latitudes más altas. Sin embargo, el aumento del tráfico aéreo y