Capítulo I: Introducción al curso de Meteorología

General

V. Calle

Conceptos Básicos

• Meteorología.-

• Atmósfera.-

• Tiempo Atmosférico.- Es el estado físico instantáneo y puntual de la atmósfera, resultante de la interacción de los elementos meteorológicos entre sí y con los factores meteorológicos reinantes en un lugar.

• Clima.- Condición o estado físico de la Atmósfera, resultante de la interacción o interrelación de los elementos y factores climáticos en un cierto período de tiempo cronológico y cierta área geográfica

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Elementos y Factores Meteorológicos

Elementos Meteorológicos.- Son las variables físicas utilizadas para indicar el estado o condición física de la atmósfera.Elementos Meteorológicos primarios: Son aquellos cuyos orígenes no dependen de la interacción (intercambio energético) entre la tierra y su atmósfera.     Presión atmosférica  -    Radiación solarElementos Meteorológicos derivados: Son aquellos cuyos orígenes dependen de la interacción (intercambio energético) entre la tierra y su atmósfera.    Temperatura del aire -  Humedad atmosféricaElementos Meteorológicos secundarios: Son aquellos cuyos orígenes depende de la interacción entre los elementos primarios y los originados por el intercambio energético entre la tierra y su atmósfera. Vientos - Nubes - Precipitación

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Factores Meteorológicos.- Son agentes que modifican la magnitud de los elementos meteorológicos y puede agruparse en:Factores Permanentes:LatitudAltitudDistribución de Continentes y OcéanosBarreras de MontañaRelieve topográficoMovimientos de la tierra: rotación y traslación.

Factores Variables:   Corrientes OceánicasMasas de aireCentros de Altas y Bajas presionesContaminantes

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Escalas Meteorológicas

Microescala: estudia los procesos y fenómenos dentro de la capa atmosférica que está influenciada por el relieve topográfico (fricción).

Mesoescala: estudia los fenómenos atmosféricos tales como los tornados, tormentas y formaciones nubosas.

Macroescala: estudia los fenómenos tales como los ciclones y anticiclones (Meteorología Sinóptica)

Escala Global: estudia todos los estados atmosféricos que se realizan en el Sistema Tierra - Atmósfera

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ESCALA Microescala Mesoescala Macroescala

Escala Global

Tiempo 1 seg. a 1 hora

1 hora/medio día

Medio día a una semana

Más de una semana

Horizontal

1 mm a 1 Km.

1km a 100 Km.

100 Km. a 10,000 Km.

Más de 10,000 a todo el globo

Vertical 1 mm a 10 m

10 m a 1 Km.

1 Km. a 20 Km.

De 20 Km. A 100 Km.

Variación temporal y espacial de las escalas

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Capítulo II: Propiedades Físicas de la Atmósfera

Atmósfera: Envoltura gaseosa de la tierra, constituida por:

• aire seco

• vapor de agua • aerosoles

Los gases pueden ser permanentes y variables. Los gases variables son:

• vapor de agua

• ozono

• anhídrido carbónico.

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Componentes del aire seco

Porción en Porcentaje (%)Volumen Peso

Nitrógeno (N2) 78.09 75.54Oxígeno (O2) 20.95 23.14Argón (Ar) 0.93 1.27Anhídrido Carbónico (CO2)

0.03 0.05

Total 100,00 100,00

a) Aire seco

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Gas PM Volumen en %Nitrógeno (N2) 28,0 78,09Oxígeno (O2) 32,0 20,95Argón (Ar) 39,94 0,93Neón (Ne) 20,2 1,8 x 10-3

Helio (He) 4,0 5,3 x 10-4

Metano (CH4) 1,5 x 10-4

Kriptón (Kr) 83,8 1,1 x 10-4

Hidrógeno (H2) 2,0 5,0 x 10-5

Xenón (Xe) 131,3 8,0 x 10-6

Ozono (O3) 48,0 1,0 x 10-8

Yodo (I) 126,9 3,5 x 10-9

Radón (Rn) 222,0 6,0 x 10-18

otros... menos de 10-10

bióxido de carbono (CO2) 44 0,02-0,04vapor de agua (H2O) 18 0,0 - 4,0

Composición del aire en la TropósferaV. Calle

b) Vapor de agua: El vapor de agua se encuentra presente en la atmósfera en proporciones variables y puede alcanzar hasta el 4% (volumen %)

c) Aerosoles: Son partículas sólidas o líquidas que se encuentran en la atmósfera en estado de suspensión. Tienen un radio de 0.05 – 20 µ. La concentration de los aerosoles varían en el tiempo y en el espacio.

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Formas de Oxígeno

En la Atmósfera tenemos:

• Átomos de Oxígeno: O• Moléculas de Oxígeno O2

• Ozono: O3 : El Ozono se forma se forma en la alta atmósfera (18 – 60 km) por procesos fotoquímicos. La máxima concentración de Ozono se encuentra alrededor de los 25 a 30 km de altitud. Los procesos de producción y destrucción ocurren en forma continua y natural y su importancia radica en la absorción de radiación ultravioleta.

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Formación del Ozono: Es el resultado de dos reacciones

a) Fotodisociación

b) Colisión

80 – 100 km 30 – 60 km

O2 + E O + O

O2 + O + M O3 + M

primavera

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Destrucción del Ozono: Es el resultado de dos reaccionesc) Absorción de UV

d) Desdoblamiento

La concentración existente de Ozono resulta del balance entre las cuatro reacciones anteriores

O3 + E O2 + O

primavera

O3 + O O2 + O2

Clorofluocarbono (CFC)

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Estructura vertical térmica o capas de la atmósfera

De acuerdo a la distribución vertical de la temperatura la atmósfera se encuentra dividida en las siguientes capas:•Tropósfera•Estratósfera•Mesósfera•Termósfera

Teniendo en cuenta la presencia de Ozono e Iones se divide :•Ozonósfera: capa atmosférica con gran cantidad de ozono , entre los 12 y 28 Km. Se caracteriza por la absorción de UV.•Ionósfera: capa atmosférica con gran cantidad de electrones libres que afectan la propagación de ondas electromagnéticas.

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H2O2N2

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Características de la Tropósfera

•Ocurrencia de los principales fenómenos Meteorológicos.

•La Tropósfera alcanza 16 Km. en el ecuador y entre 7 y 8 Km. en los polos. La Tropósfera alcanza mayor altura en verano.

•En la Tropósfera la temperatura disminuye 6.5° cada 1000 m, a esta disminución se le conoce como gradiente vertical de temperatura.

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Si una montaña mide 1000 metros. Y la temperatura que reporta un termómetro ubicado en la superficie del suelo es de 16.5°,La temperatura que reporta la antena ubicada en el pico de la montaña es de 10°C

//=//=//=//=//=//=//=//=//=//=//=//=//=//=//=//=//

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Sistemas de Unidades (1960)Cantidad

Física Unidades en el Sistema MKS

Temperatura Grados Kelvin ° K

PresiónMilibar  PascalHectopascal

mb = 103 dinas/cm2

mb = 102 Pamb = 1 hPa = 100 Pa = 100 N/m2

Pa = N m -2 = kg m-1 s –2

hPa = 100 N/m2

Aceleración   ms -2

Densidad   kg m-3

Energía Joule J = N m = kg m2 s-2

Calor Caloría, Joule cal = 4.1868 J

Fuerza Newton N= kg m s-2

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Ecuación General de la Atmósfera

a) Ley de Boyle: Si se mantiene constante la temperatura (T), de una determinada masa y se hace variar el volumen (V) y la presión (P), el producto PV, se conserva:

b) Ley de Charles: Si la presión de un gas se mantiene constante, el volumen (V) es proporcional a la temperatura (T):

La ley de Charles permite establecer: b.1) La densidad del aire es inversamente proporcional a la

temperatura, cuando la presión se mantiene constante. b.2) La densidad del aire disminuye cuando la temperatura aumenta.

KPV

KT

V

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c) Ecuación de estado para un gas ideal:

PV = n R*T (2.1)n= número de moles = m / MR* = Constante general de los gases = Constante de Regnault

Si en la ecuación anterior, consideramos 1 mol de gas ideal a condiciones normales, tenemos:

R*= P0 V0 /n0 T0

R* = 8,314 J /mol°K = 1,9872 cal/mol°K   

Condiciones normales

P0=1013,25mb=1013,25hPa=101325N/m2=1atm=760 mmHg

V0= 22.4 lt =22.4 X 10 3 cm3= 22.4 X 10 –3 m3

T0= 0°C=273.15 °K = 273°k

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Dado que , para cada gas “n” : Rn = R*/ Mn

Y que: = 1/

= es el volumen específico del gas de masa la unidad

Tenemos que: PV= m/Mn R*T

P = Rn T

Por lo tanto la ecuación 2,1 se puede expresar:

P = Rn T (2,2)

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Relación entre la Presión, Densidad y Temperatura

• La Ecuación de estado:

• La presión “P” es aproximadamente igual a la densidad “” multiplicada por la constante “ R” y por la temperatura “T”.

• Un aumento de “T”, resulta una disminución de “” . Una disminución de “T”, resulta un aumento de “”

• Un aumento de “P”, resulta un aumento de “” . Una disminución de “P” resulta una disminución de “” .

ρRTp

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Densidad del aire Atmosférico

Es la cantidad de masa de aire existente en la unidad de volumen de aire atmosférico o aire húmedo.   (2,3)

(2,4)

El aire atmosférico está compuesto por el aire seco y el vapor de agua, por lo tanto la expresión del aire húmedo se puede expresar : 

TP

PMTmR

mVm

Rn*

vd

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d = densidad del aire seco

v = densidad del aire húmedo

La densidad del aire seco es:  

La densidad del vapor de agua es:

RdM

Tep

TdRep

dρ

RvM

Te

TvRe

v ρ

Sumando ambas cantidades tenemos:

Multiplicando y dividiendo ambos miembros por Md y considerando:MV/Md = = 18 grmol / 28,996 grmol = 0,622

Rd= R/Md

RVM

Te

RdM

TePρ

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NOTA:e = es la presión que ejerce el vapor de aguaRd = es la constante para el gas “aire seco”Rv = es la constante para el gas “vapor de agua”

TdRe0.378P

ρ

eεePRT

dMρ

d

Mv

M

Rd

M

T

e

dM

dM

RdM

T

ePρ

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(2,5)

La ecuación 2,5 , es la expresión del aire atmosférico o aire húmedo.

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Densidad del aire seco ( d)

En algunos casos , es necesario trabajar con la densidad del aire seco

RdM

Tep

TdRep

dρ

(2,6)

3m

kgx1.165dρ

3mkg1.165

JNxm

kgJ84105.65hPa

2mN100

hPa980

K)(293KkgJ287.05

10)hPa(990TdReP

dρ

Ejemplo: Si la presión atmosférica de la Molina es de 990 hPa y la presión que ejerce el vapor de agua es de 10 hPa, cuando la temperatura del aire es de 20 °C; encontrar la densidad del aire seco.

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La densidad del aire húmedo es menor que la densidad del aire seco a la misma presión (P) y a la misma temperatura (T).

 

Td

RP

Td

ReP

Td

RdP

dρ

TdR

e0.3786-Pρ (2,5) (2,6)

podemos observar que el numerador de la expresión del aire húmedo (2.5) es menor que el numerador del aire seco (2.6) por lo tanto el valor numérico corresponderá al criterio: < d , es decir la densidad del aire húmedo es menor que al densidad del aire seco a la misma presión (P) y a la misma temperatura (T).

Ejemplo: Demostrar que la densidad del aire húmedo es menor que la densidad del aire seco, a la misma presión y temperatura; con la siguiente información

3

2

mkg1.2129

K)(293KkgmN287

hPamN100

hPa1020

K293Kkg

J287

hPa1020

TdR

pdρ =

3m

kg2040.1

K293Kkg

J287

hPa

2m

N100

hPa7.5721020

TR0.3786ep

ρd

Por lo tanto < d , es decir la densidad del aire húmedo es menor que la densidad del aire seco a la misma presión y a la misma temperatura.

Estación Meteorológica

Presión atmosférica (mb)

T°c e (mb)

Trujillo 1020 20 20

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Peso molecular del aire seco (Md) y Constantes del gas aire seco (Rd)

Peso molecular del aire seco: Md = 28,966 g/mol

Constantes del aire seco: Rd = R*/ Md Rd = 287,06 J/kg K

Calores específicos del aire seco: Es la cantidad de calor que se transfiere a una unidad de masa para elevar su temperatura en un grado centígrado.

Calor específico del aire seco a presión const. Cpd =1005 J/kg °K = 240 cal/kg °KCalor específico del aire seco a volumen const. Cvd = 718 J/kg °K = 171 cal/kg °K  Rd = Cpd - Cvd 287J/kg °K

Presión Atmosférica (P)

A

mg

Area

FuerzaP mg

A

Z=0

Z

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Presión atmosférica (P), se define como la fuerza que ejerce el peso (mg) de la columna de atmósfera por unidad de área (A).

PT = Pn (Ley de Dalton)

PT = PN2 +PO2+PAr + PCO2+ PH2O ...

Ag H2O) m CO2 m Arm O2 m N2 (mP

(2,11) gZρPA

ρAZgA

ρVgP

La ecuación 2,11 representa la presión total que ejerce el peso de la columna de atmósfera.

Unidades de la Presión Atmosférica

Bar (B) : es la presión que ejerce la fuerza de 106 dinas por cm2. 106 dinas/cm2 = B

Milibar (mb): es la milésima parte de un Bar 103 dinas/cm2 = 1 mb

Pascal (Pa): es la presión que ejerce la fuerza de Newton sobre una superficie de 1 m2 . 1N/m2 = 1 Pa

cm o mm Hg: es la altura de una columna de mercurio en un barómetro de mercurio.

1 mm = 4/3 mbTorricelli (Torr): es la altura barométrica de 1mm Hg a 0°C y a la gravedad normal.

Experimento de Torricelli (1643)

Torricelli: utilizó una cubeta llena de mercurio y un tubo de vidrio (un metro), lleno por completo de mercurio al vacío, al invertir el tubo, el mercurio del tubo descendía y se detenía a una distancia “h” de la superficie, quedando el sistema en equilibrio.

Esto significa que si consideramos la unidad de masa en la superficie “A” y en la superficie “B”, el peso de la atmósfera en “A” es equilibrado por el peso de la columna de mercurio en “B”.

 En consecuencia, el peso de la atmósfera por unidad de superficie , es decir la presión atmosférica , podemos medirla por la altura h de la columna de mercurio.

PA = g Z

PB = Hg g h

P =PA= PB= Hg g h

Presión atmosférica

Vacío

Mercurio

AB

h

F = mg h

Altura Barométrica (h)

Es la altura de la columna del elemento sensible de un barómetro, que equilibra el peso de la columna de atmósfera.

En condiciones normales, a nivel del mar, el peso de la columna de atmósfera es igual al peso de una columna de 76 cm. de mercurio

2segm

kg101325,60,76m2seg

m9,806673m

kg595 13

Z gρ 0P

hPa1013,252m

N101025,6

mm

2segm

kg101325,6

Presión atmosférica a condiciones normales (P0)

La presión atmosférica a la temperatura de 0°C, a nivel del mar y 45latitud se denomina como presión a condiciones normales (P0)

P0 = 1 atmósfera= 1013,25 hPa = 1013,25 mb =76 cm. Hg

Instrumental de Presión Atmosférica

Microbarógrafo Barómetro

Presión atmosférica

Vacío

Mercurio

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Ecuación Hidrostática

La ecuación hidrostática describe la variación de la presión con la altura, en donde la fuerza de gravedad se equilibra con el gradiente de presión en el eje z, tal relación se le conoce como equilibrio hidrostático.

dZgρdP

gρZP

gZP

ρ1

Equilibrio Hisrostático

(2,13)

La ecuación (2,13), es la ecuación Hidrostática.

k

y

αj

y

αi

x

αα

 Gradiente de un escalar

nρ

1F

El signo (-) indica que la fuerza actúa desde zonas de alto escalar a zonas de bajo escalar.

Fuerza del Gradiente de un escalar

El escalar () puede ser cualquier elemento meteorológico: temperatura, presión, etc

Variación Vertical de la Presión atmosférica

Para conocer la variación vertical de la presión atmosférica, reemplazamos la ecuación (2,2) en la ecuación (2,11):

dZT

1

dRg

PdP

ZZ

0ZZ

zPP

0PPdZ

TdR

gPdP

Integrando en toda la columna de atmósfera, tenemos:

(2.14)

La ecuación (2,14), se le conoce como la ecuación hipsométrica

TdR

Zg

ePP 0Z

Desarrollando la integral tenemos:

(2,15)

La ecuación (2,15), expresa que la presión atmosférica decrece exponencialmente con la altura

TdR

Zg

ePP Z0

Nomenclatura:

Pz = es la presión atmosférica (hPa) a la altura ZP0 = es la presión atmosférica (hPa) al nivel medio del mar.Z = altitud del lugar en metros.e = base del logaritmo natural.T =temperatura media de la capa de atmósfera.

Si Despejamos P0, de (2,15) tenemos la ecuación de reducción de la presión al nivel medio del mar.

BZeAZP

Z410x1.17e1014.8ZP

PZ = Presión atmosférica (hPa) a la altura Z.

 e = base del logaritmo naturalZ = altitud del lugar (m)

 

Una ecuación empírica de la ecuación (2.15) es:

 

Con datos de presión atmosférica (Pi) registradas en estaciones de altitudes (Zi). Para nuestro país se encontró la ecuación:

(2,16)

(2,17)

Variación Vertical de la Densidad del aire ()

Td

R ZZ

P ;zRT

zPz ρρ

Td

R0

ρ0

P0RT

0P

0 ;ρ

TdR

Zg

eZT0T

0ρZρ

La expresión que nos permite conocer la densidad del aire con la altura Z, la podemos expresar, entonces a partir de la ecuación (2,2):

Si ambas ecuaciones la reemplazamos en la ecuación 2,12, tenemos:

(2,19)

Zγ0TZT

T0 = es la temperatura del aire a nivel del mar (Z = 0)

  = gradiente térmico vertical = - 6.5 °C/km

Para hacer uso de la ecuación (2,19), necesitamos estimar la temperatura TZ, la cual para latitudes ecuatoriales y en la tropósfera, la podemos estimar con la expresión:

(2,20)

Gradiente de Presión

Se llama así, a la variación o distribución de la presión atmosférica en el eje vertical y en el eje horizontal.

El gradiente horizontal de presión lo simbolizamos

ΔnΔP

nPP

k

zP

jyP

ixP

P

Fuerza de Gradiente Horizontal de presión (Fg)

n - nP - P

ρ1 - =

ΔnΔP

ρ1 -

dndp

ρ1 - = F

o1

o1g

Ejercicios

1.- Se lanza un radiosonda a las 7 de la mañana, de una estación al nivel medio del mar. siendo la temperatura del aire 20°C y la presión atmosférica de 1013.25 hPa El globo viaja hacia la atmósfera por 15 minutos , en este instante envía la siguiente información: temperatura del aire 5°C y presión atmosférica 890 hPa. Encontrar la altura a la que se encuentra el globo a los 15 minutos de ser lanzado a la atmósfera. 

Radiosonda

Balón de Hidrógeno

N

2s

kgxm

xJ

NxmxK)(285.5

KkgJ

287.05

ΔZ2s

m9.8

1013.25890

Ln

TdR

0Z-Zg

0PzP

Ln

m1084.62ΔZ

ΔZ9.8mx285.5)(287.050.1297

ZZ

0ZZ

zPP

0PPdZ

TdR

gPdP

(2.14)

Utilizando la ecuación hipsométrica (2,14), tenemos:

A

B

C

2.- Calcular la presión atmosférica en los puntos “B” y “C” si la presión al nivel del mar del mar (Po) es 1012 hPa. Si nos encontramos en una atmósfera isotermal de 15°C.

Z B= 1500 m.s.n.m

ZC= 150 m.d.n.m

Nivel del mar

V. Calle

TdR

Zg

ePP 0Z (2,15)

288*287,06*15009.8

B e*1012P

hPaPB

Para el caso de C que se encuentra por debajo del nivel mar Z es negativo

hPa PC

288*287,06*1509.8

C e*1012P

V. Calle

Solución

3.- Calcular la presión atmosférica reducida al nivel del mar de los puntos “B” y “C” y calcular la temperatura del aire en los puntos “A” y “C”, utilize el concepto de “gradiente vertical de temperatura”

B

C

ZB= 2850 m TB = 13°C

ZC= 4500 m

A

V. Calle

nivel del mar

nivel del mar = nivel de referencia = 0 m.s.n.m

PoA

PB

PoB

PC

PoC

V. Calle

TdR

Zg

ePP Z0

Solución

Zγ0TZT

Z410x1.17e1014.8ZP1.- Encontrar las presiones en “B” y

“C” (con sus respectivas alturas)

ZC= 4500 m

ZB= 2850 m TB = 13°C

2.- Encontrar las presiones reducidas al nivel del mar : PoC , PoB (con los resultados del punto 1).

3.- Encontrar las temperaturas en “A” y “C” (con sus respectivas alturas).

4.- Encontrar el gradiente horizontal de presión (hPa/km) entre las 2 estaciones meteorológicas sinópticas situadas en Lima e Iquitos. Considerar 1° = 110 km 

 Estación

Meteorológica Latitud longitudPresión

atmosférica reducida al nivel

del mar (mb)

Lima 12.0° 77.12° 1011.3

Iquitos 3.45° 73.25° 1008.2

km1002.40x1109.11283.04252(8.25)2(3.87)dn

kmhPa310x3.0926

kmhPa

1002.4

1011.31008.2

n

PP

Solución

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Una formación isobárica es una representación de un campo de presión por medio de las isobaras. Las principales formaciones isobáricas: a) Alta presión: llamado anticiclón, es una región compuesta por isobaras que rodean un lugar de mayor presión. 

Formaciones Isobáricas

En un anticiclón, los vientos son divergentes, en el hemisferio sur, los vientos son contrarios a las agujas del reloj y en el hemisferio norte los vientos son en el sentido de las agujas del reloj.

b) Baja presión: es una región compuesta por isobaras que rodean un lugar de menor presión.

En un sistema de bajas presiones, los vientos son convergentes. En el hemisferio sur los vientos los vientos son en el sentido de las agujas del reloj y en el hemisferio norte los vientos son en el sentido contrario a las agujas del reloj.  

Dentro de los sistemas de baja presión, podemos utilizar la siguiente clasificación en términos generales: b.1) Depresión tropical V > 23 millas/hora. b.2) Tormenta tropical 25 < V < 75 millas/hora b.3) Ciclón Tropical V > 75 millas/hora V : Velocidad del viento en millas/hora o nudos (kt)

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Dependiendo del lugar de ubicación del ciclón tropical se ha establecido la siguiente denominación:-          Ciclones, en la India.-          Tifones, en la China.-          Baguios, en Filipinas.-          Willy-Willy, en Australia.-          Huracán en Norteamérica y las Islas del Caribe. Los Huracanes son divididos en 5 clases según la escala Saffir – Simpson: 

Clase I V > 64 ktClase II V > 84 ktClase III V > 96kt

Clase IV V > 114ktClase V V > 134kt

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Imagen satelítica del Huracán Floyd (09/13/99) http://kauai.nrlmry.navy.mil/sat-bin/global.cgi

Columna de aire que rota violentamente entre una nube convectiva y la superficie de la tierra. Es el más destructivo de los fenómenos atmosféricos. Presentándose las condiciones favorables, puede ocurrir en cualquier parte del mundo, pero se presenta más frecuentemente en los Estados Unidos de Norteamérica ( montañas Rocosas y los Apalaches).

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Tornados

c) Cuña o Loma: Se define como la línea o eje en la periferia de los anticiclones (Figura 2.3, izquierda) debido a la deformación del mismo, la presión aumenta hacia el eje y la vorticidad anticiclónica es máxima. 

d) Vaguada o surco: Se define como la línea o eje en la periferia de los ciclones (Figura 2.3, derecha), la presión disminuye hacia el eje de la vaguada y la vorticidad ciclónica es máxima. Las vaguadas suelen acompañar a frentes.

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e) Collado: Es el área entre dos altas y dos bajas presiones, las isobaras en sus proximidades tienen el aspecto de dos hipérbolas.

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Presión Atmosférica PromedioV. Calle

La circulación general de la atmósfera puede definirse:

• Una franja de poco viento y presión relativamente baja, denominada las calmas ecuatoriales. En ésta franja se ubica la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT) que tiene un desplazamiento hacia el sur en el verano del hemisferio sur y un desplazamiento hacia el norte en el verano del hemisferio norte.

• A ambos lados de las calmas ecuatoriales soplan los vientos Alisios, del noreste en el hemisferio Norte y del sudeste en el hemisferio sur. Abarcan una zona de aproximadamente 30°.

• Alrededor de los 30° de latitud, se encuentran se encuentran los Altas subtropicales semipermanentes, en donde el aire es calentado por subsidencia, lo cual determina la ausencia de precipitaciones y la presencia de los grandes desiertos del mundo.

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• Entre los 30° y 60° de latitud tenemos los vientos del

Oeste, en ésta región se tiene contraste meridional térmico, lo cual implica a tener masas de aire de distinta temperatura y humedad formándose los frentes y sus fenómenos asociados con son las lluvias, tormentas, ráfagas y chubascos.

• Entre 60° y hacia los polos predominan los vientos del este. Hacia los 60° predominan las Bajas presiones es la zona donde transitan los ciclones extratropicales y subpolares originando intensas tormentas.

• En los 90°, los polos la presión vuelve a subir y tenemos las Altas polares, en donde el tiempo atmosférico es apacible y el frío es intenso.

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Distribucion horizontal de la Presion en la superficie de tierra 

Las figuras siguientes representan la presión media al nivel del mar para los meses de enero y julio, en ambas estaciones del año se puede observar que la distribución de los vientos y de los sistemas de presión no corresponden a la distribución teórica e ideal de la distribución promedio, esto es debido a la influencia de los continentes y de los océanos, así como del calentamiento estacional. 

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Distribución de la presión a nivel del mar en Enero

V. Calle

Distribución de la presión a nivel del mar en J ulio

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Los anticiclones continentales en invierno y las depresiones continentales en verano dominan la circulación alrededor de los continentes. Las células anticiclónicas situadas sobre los océanos en las regiones subtropicales son los elementos permanentes de la circulación general, sin embargo es preferible calificarlos de semipermanentes por dos razones: A) Estas células se desplazan hacia los polos y hacia el ecuador en función del movimiento del sol.

B) Estas células son reemplazadas eventualmente por las depresiones o las vaguadas que se desplazan de oeste a este. 

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