CLASIFICACIÓN DE LOS METEOROS

CLASIFICACIÓN DE LOS METEOROS

Los meteoros son los fenómenos visibles de la atmósfera, pero para el meteorólogo, un meteoro es un fenómeno, además de las nubes, observado en la atmósfera o en la superficie del globo.

Los meteoros presentan características muy diversas. Según la naturaleza de sus partículas constitutivas o los procesos físicosque intervienen en su formación, se pueden clasificar en:

Meteoros termodinámicos. Los que provienen de manifestaciones de la energía calorífica, como temperatura del aire, presión atmosférica, viento, etc.

Meteoros ígneos. Son fenómenos relacionados con la combustión, entre ellos, el rayo y fuego de San Telmo.

Hidrometeoros. Se relacionan con la presencia de agua, en sus diferentes estados físicos, como la evaporación, condensación, sublimación, nubosidad, rocío, heladas, precipitación, etc.

Fotometeoros. Asociados con los efectos que produce la luz solar al interactuar con determinados fenómenos atmosféricos. Entre ellos las auroras boreales y australes, halos, arcoíris, espejismos, coronas, etc.

Litometeoros. Este grupo comprende a cualquier partícula sólida que por su pequeñez se encuentran en suspensión en elaire. Al conjunto de ellas se les denomina partículas suspendidas totales. Son ejemplos típicos, el polvo, hollín,

ceniza, partículas de sal provenientes de la evaporación de la espuma superficial de las aguas oceánicas, y en general atodas las impurezas sólidas que enturbian el aire y modifican la visibilidad.

Meteoros acústicos. Son fenómenos que resultan de la influencia de la temperatura y el viento, en la propagación del sonido, como el eco y los zumbidos.

LAS CAPAS DE LA ATMÓSFERA

La atmósfera es la capa de gases que está alrededor de la Tierra retenida gracias a la gravedad terrestre. Si no hubiera gravedadla atmósfera se escaparía

Como se puede ver en el dibujo el gas más abundante en laatmósfera es el NITRÓGENO, (N). Está en un 78 por ciento (78%), eso

significa que de cada 100 partes de atmósfera que estudiemos 78son del gas llamado Nitrógeno (N)

El segundo gas más abundante de la atmósfera es el OXÍGENO (O),que está en un 21% en la atmósfera

El VAPOR DE AGUA, es decir, el agua en forma de gas está en un0,9% en la atmósfera.

El 0.1% que falta para completar el 100% lo forman los restantesgases que forman la atmósfera. Uno de esos gases es el CO2,llamado dióxido de carbono.

Igual que un pastel puede estar formado por capas de chocolate,crema,... una sobre otra, en la atmósfera hay capas que tienengases diferentes. Aunque mirando al cielo no las veas existencapas en la atmósfera y se llaman: Troposfera, Estratosfera, e ionosfera

TROPOSFERA

La troposfera es la capa de la atmósfera más cercana al suelo.Tiene un espesor de 12 Kilómetros (km). En la troposfera seproducen los fenómenos meteorológicos (lluvia, viento...). En latroposfera se encuentran los gases que permiten que exista lavida en la Tierra.

ESTRATOSFERA

La estratosfera es la capa de la atmósfera situada sobre latroposfera. Es la segunda capa de la atmósfera (mira el dibujo dela página anterior). Va de los 12 km de altura hasta los 50 km.En la estratosfera hay un gas llamado OZONO que es muy importanteporque protege a los seres vivos de los rayos solares nocivos(malos). Imaginate al Ozono como un gran paraguas que protege ala Tierra de los rayos nocivos (malos) del sol, los rayos de solque no son nocivos sí pasan a la Tierra

IONOSFERA

La ionosfera es la última capa de la atmósfera. Va de los 50Kilómetros (Km) hasta los 400 Km. Sobre esta capa rebotan lasondas de las radios que al ser devueltas a la Tierra permiten quepodamos oír la radio. En esta capa se producen las aurorasboreales.

ESPECTRO ELECTROMAGNÉTICO

Se denomina espectro electromagnético al conjunto de ondas electromagnéticas o, más concretamente, a la radiación electromagnéticaque emite (espectro de emisión) o absorbe (espectro de absorción) una sustancia.

Dicha radiación sirve para identificar la sustancia de manera análoga auna huella dactilar. Los espectros se pueden observar mediante espectroscopios que, además de permitir observar el espectro, permiten

realizar medidas sobre éste, como la longitud de onda o la frecuencia de la radiación.

Van desde las de menor longitud de onda, como son los rayos cósmicos, los rayos gamma y los rayos X, pasando por la luz ultravioleta, la luz visible y los rayos infrarrojos, hasta las ondas electromagnéticas de mayor longitud de onda, como son las ondas de radio, si bien todas las ondas electromagnéticas son iguales por su naturaleza, los efectos que ocasionan no son siempre iguales, razón por la cual a cada grupo de ondas electromagnéticas que dan lugar a efectos similares se les ha asignado un nombre.

La luz visible forma parte del espectro electromagnético, teniendo comolímites el violeta de y el rojo.

La tabla siguiente muestra el espectro electromagnético, con sus longitudes de onda, frecuencias y energías de fotón:

Longitud de onda(m)

Frecuencia(Hz)

Energía(J)

Rayos gamma < 10 pm >30.0 EHz >19.9E-15 J

Rayos X < 10 nm >30.0 PHz >19.9E-18 J

Ultravioleta Extremo < 200 nm >1.5 PHz >993E-21 J

Ultravioleta Cercano < 380 nm >789 THz >523E-21 J

Luz Visible < 780 nm >384 THz >255E-21 J

Infrarrojo Cercano < 2.5 µm >120 THz >79.5E-21 J

Infrarrojo Medio < 50 µm >6.00 THz >3.98E-21 J

Infrarrojo Lejano/submilimétrico < 1 mm >300 GHz >199E-24 J

Microondas < 30 cm >1.0 GHz >1.99e-24 J

Ultra Alta Frecuencia Radio <1 m >300 MHz >1.99e-25

J

Muy Alta Frecuencia Radio <10 m >30 MHz >2.05e-26

J

Onda Corta Radio <180 m >1.7 MHz >1.13e-27 J

Onda Media (AM) Radio <650 m >650 kHz >4.31e-28 J

Onda Larga Radio <10 km >30 kHz >1.98e-29 J

Muy Baja Frecuencia Radio >10 km <30 kHz <1.99e-29 J

LA CIRCULACIÓN GENERAL ATMOSFÉRICA

La Tierra es un cuerpo que está en equilibrio radiante entre laradiación solar incidente, la reflejada y la emitida. Laatmósfera puede considerarse como una máquina térmica con lafuente de calor en la zona ecuatorial donde hay un superávit netode energía y un sumidero en las regiones polares que tienen undéficit neto de energía. Una función de la atmósfera estransformar la energía potencial de la diferencia de calor entrelos trópicos y polos en energía cinética de movimiento quetransporta el calor entre estos.

Si la Tierra no girara, el aire caliente del ecuador ascenderíapor convección y se movería hacia los polos donde de enfriaría ytras hundirse regresaría como viento de superficie dejando partede su energía cinética y el resto de su calor en la fricción conel suelo. Como la Tierra gira alrededor de un eje que pasa porlos polos estas células de convección generadas en el ecuador(Celdas de Hadley) son deformadas por la acción de las fuerzas deCoriolis que modifican su trayectoria hasta la derecha en elhemisferio norte de forma que el flujo hacia los polos gira haciael este y el de regreso hacia el oeste.

Funcionamiento de la circulación:El resultado de la acción de la fuerza de Coriolis sobre estasceldas de Hadley es que la celda circulatoria se fracciona en unaserie de circulaciones de carácter más zonal que meridiana(alrededor de la tierra más que a lo largo de sus meridianos), deforma que solo un décima parte de este movimiento se proyecta enla dirección ecuador-polos.

En la zona ecuatorial el aire que asciende se enfría dando lugara la condensación y precipitación típica de las zonas de selvatropical. En las zonas de descendencia del aire, éste se calientay su humedad relativa disminuye produciéndose sequía y "buentiempo" con falta de precipitación. Este hundimiento osubsidencia se produce en torno a los 30º de latitud asociándosecon las regiones desérticas de la Tierra y la posición media delos grandes sistemas anticiclónicos semipermanentes como son porejemplo el del Pacífico y el de las Azores.

  CICLONES Y ANTICICLONES

Para conservar el momento de su cantidad de movimiento (conrespecto al eje terrestre), el aire en movimiento gana velocidaden su subida de latitud o la pierde con su bajada. Esto da lugara una concentración de altas velocidades en las zonas de contactode las grandes células circulatorias, lo que origina lascorrientes de chorro (jet streams). El jet stream polar nopermanece fijo sino que meandrea causando perturbaciones en laposición del frente polar donde se encuentra el aire frío delpolo con los aires más calientes de los trópicos. Estainteracción entre el jet y el frente polar da lugar a laformación de los sistemas frontales de depresiones que son lacausa más fuerte de modificación del tiempo atmosférico de laslatitudes medias.

Estas son las áreas fluctuantes de baja presión (depresiones ociclones) que con sus frentes son responsables de la variacióndel estado atmosférico en las altitudes medias. Los sistemas debaja presión están relacionados con la perturbación del jetstream polar y se organizan a lo largo de las superficiesfrontales que separan las masas de aire con diferentescaracterísticas de humedad y temperatura. La formación de uncentro de baja presión va acompañado de la formación de una ondaen el frente, que consiste en un frente frío y un frente cálidoambos dos moviéndose alrededor de una zona depresionaria en elsentido contrario a las agujas del reloj en el hemisferio norte.

El ciclo de formación y disipación de una depresión frontal estárepresentado en la figura adjunta.

El frente frío es la zona de transición entre el aire caliente yel aire frío, con el aire frío moviéndose sobre la superficiepreviamente ocupada por el aire caliente al que empuja haciaarriba. La pendiente de la discontinuidad es de 1/50 a 1/150.

El frente cálido separa aire caliente que avanza sobre aire fríoque retrocede, su pendiente es de 1/100 a 1/300, o más, debido alos efectos de fricción en la cola del frente. Esto da lugar aque aire caliente "se monte" o ascienda por encima del frío.

EL VIENTO

El viento es aire en movimiento y aunque en general su movimientoes tridimensional, normalmente sólo se considera la velocidad ydirección de la componente horizontal. En el análisis del vientose suelen considerar diferentes escalas tal y como se sumariza enla tabla.

 Escala delongitud

 Dimensiones(km)  Ejemplos

 Planetaria  ±5.000  Celda de Hadley

 Sinoptica  ±1.000  Ciclones de medialatitud

 Mesoescala  ±75 Tormentas y Brisas

 Escalapequeña  <5  Turbulencias

Cada escala presenta unos procesos atmosféricos propios eidentificables y en general una actividad vigorosa en una escalasuperior anula la actividad de las escalas inferiores.

Variación del perfil vertical del viento:En primera aproximación el aire presenta un movimiento en el quese equilibra la acción de la diferencia de presiones junto con lafuerza de Coriolis. Este equilibrio geostrófico supone que elaire se mueve paralelamente a las líneas isobaras dejando en elhemisferio norte las zonas de alta presión a la derecha de sudirección de avance. Cerca de la superficie este equilibrio sedescompensa debido a la fricción del suelo por lo que éste sereajusta con el resultado de una disminución en el módulo de lavelocidad del viento y una variación de la dirección que hace queel viento corte las superficies isobáricas introduciéndose en laszonas de más baja presión. El efecto de la fricción del relieveno sólo depende de éste si no también del tipo de tiempocaracterístico de cada momento.En las situaciones de viento moderado bajo cubierta nubosa no muyextensa la velocidad del aire aumenta desde cero en el nivel delsuelo hasta su valor geostrófico a una altura de 300-500 mgirando con la altura en sentido de las agujas del reloj. Enverano durante el mediodía cuando la intensidad solar es máxima

la fricción del suelo se deja sentir hasta una alturaconsiderable (1000-2000 m ) intensificada por las corrientesconvectivas que hacen ascender el aire desde el suelo. Por estamisma razón la velocidad media del viento es casi constante enlos primeros 1000 m de la atmósfera sin que se noten efectos decambio en la dirección con la altura. Durante la noche,especialmente si ésta es despejada, el viento en la parte másbaja de la atmósfera es casi nulo y sólo se acelera por efectogravitacional fluyendo hacia las hondonadas del relieve en lo quese conoce como vientos de derrame.

CIRCULACIONES DE ESCALA MESO

Efectos Urbanos:

La presencia de ciudades cambian respecto a su entorno el balanceenergético.Las razones de este cambio son :

1. La presencia de industrias y calefacciones.2. La áreas de cemento, ladrillo y asfalto que absorben el calor

durante el día y lo sueltan durante la noche.3. La capa de contaminantes que actúan como reflectora de radiación

infrarroja.

Este conjunto de modificaciones supone la aparición de lo que seconoce como "isla de calor" que es capaz de generar de manerapropia una circulación convectiva caracterizada por vientosdébiles que penetran en el interior de la ciudad y capaces demodificar el régimen pluviométrico medio de la región en la quese sitúa la ciudad.

Vientos de Ladera y Valle:

El calentamiento o enfriamiento de las laderas de los montescausa pequeñas modificaciones de la densidad y la presión cuyoresultado es la aparición de circulaciones locales que son másintensas conforme los regímenes de vientos generales son másdébiles.Básicamente estos vientos durante la noche suponen un descenso deaire frío por las laderas de las montañas (vientos katabáticos).Durante el día el aire más ligero relacionado con elcalentamiento intenso de las laderas soleadas asciende por éstasen lo que se denomina vientos anabáticos. Ambos vientos(kabáticos y anabáticos) suponen un círculo de recirculaciónpropio de las regiones montañosas.

Brisas de Mar y Tierra:En días soleados con cielo claro y vientos regionales débiles elcalentamiento de la tierra adyacente al mar es mucho más rápidoque el del agua. Este proceso diferencial, da lugar a laaparición de una diferencia de temperatura mar-tierra que generauna circulación local de aire que penetra en la costa procedentedel mar.

De manera contraria, durante la noche el enfriamiento rápido dela superficie de la tierra frente a un más lento o casi nuloenfriamiento del agua del mar, supone una reversión en losvientos con flujos netos de aire que procedentes de la tierra seintroducen en el mar.

EL PERFIL VERTICAL DE LA ATMÓSFERA

El ciclo diario del calentamiento y enfriamiento del suelo bajola acción de la radiación del sol, así como la mezcla de masas deaire de procedencia diferente tiene como consecuencia lamodificación del valor de la temperatura del aire en función dela altura. Esta modificación repercute en la habilidad de laatmósfera en iniciar o inhibir los movimientos verticales delaire.De manera general diremos que una atmósfera estable es aquellaque inhibe los movimientos verticales mientras que una atmósferainestable los amplifica. Una atmósfera se denomina neutra cuandoes indiferente a estos movimientos.

Estabilidad vertical:La relación entre el perfil adiabático y el real de la atmósferadetermina lo que se conoce como estabilidad vertical. En eldesplazamiento adiabático seco de una burbuja de aire que sube obaja de altura se produce un enfriamiento o calentamiento de unos10ºC por kilometro. Se producen tres tipos de niveles: Estable,Neutro e Inestable.

Figura ESTABLE(a)                                             Figura INESTABLE(b)Consideremos las figuras : las líneas sólidas representan elperfil real de temperatura en la atmósfera y las lineas de trazosel de la temperatura que seguiría en sus desplazamientos

verticales una burbuja situada previamente en A (perfiladiabático seco).En el caso (a) si la burbuja de aire asciende su temperaturaterminaría siendo menor que la de su entorno y por tanto sehundiría de nuevo hacia A por ser más densa que aquel. En estemismo caso si la burbuja descendiese su temperatura sería másalta que la de su entorno y tendería por tanto a recuperar suposición A al poseer una densidad menor que el aire circundante.Estamos entonces frente a un perfil vertical ESTABLE en el que setiende a inhibir los movimientos verticales del aire.Si en un perfil estable la temperatura del aire ascendiera con laaltura diremos que nos encontramos ante una inversión térmica. Enel caso (b), siguiendo los mismos razonamientos anteriormenteempleados observamos que el resultado es una amplificación de losmovimientos verticales de la burbuja por encontrarse ésta másligera (arriba) y más densa (abajo) que el aire que le circunda.Estamos entonces ante una situación INESTABLE. Las condiciones defuerte inestabilidad son las causantes de fuertes ráfagasascendentes de aire en las que condensa el vapor de agua dandolugar a la formación de gotas de agua que pueden alcanzar untamaño tal que terminan por precipitar.Si el perfil real de la atmósfera coincide con la variaciónadiabática de temperatura diremos que estamos ante un perfilNEUTRO.

Procesos Adiabáticos:Los movimientos verticales del aire están condicionados a suflotabilidad, la flotabilidad de una burbuja de aire depende desu densidad relativa respecto a la del entorno que la rodea.Aunque la densidad del aire es casi constante, su densidadrelativa varía fuertemente en función de su temperatura de formaque al aire más frío le corresponde mayor densidad relativa y portanto una tendencia al hundimiento siendo todo lo contrario loque sucede con el aire caliente.Una burbuja de aire desplazada verticalmente experimenta cambiosrápidos de presión; como respuesta a los cuales el volumen y/o sutemperatura deben cambiar a su vez. Suponiendo que el intercambiode calor de dicha burbuja con su entorno vía conducción oradiación es suficientemente lento, tal y como en realidad

ocurre, sus cambios de temperatura se deben casi exclusivamente asus cambios de volumen.Teóricamente, el proceso ideal durante el cual no hayabsolutamente ningún intercambio de calor con el mediocircundante se llama proceso adiabático. Como el aire contienenormalmente agua, y los cambios de fase de ésta implicanintercambios de calor latente, distinguiremos entre dos tipos deprocesos adiabáticos :

1.Adiabático seco: Durante el que no hay cambios de fase en elagua.

2.Adiabático húmedo: Con cambios de fase en el agua.

Durante un proceso adiabático húmedo, los cambios de fase de unaburbuja que cambia de presión causan la conversión de calorlatente a calor sensible y viceversa. Esto es, cuando ocurrecondensación el calor latente desprendido calienta la burbuja yhace subir su temperatura, con lo que el descenso no es tanrápido como en un proceso adiabático seco. Cuando ocurreevaporación, el calor latente enfría la burbuja más rápidamenteque en el caso seco. El valor de subida o bajada de latemperatura en los procesos adiabáticos húmedos está condicionadoa la presencia de agua sin condensar o evaporar por lo que nodependen sólo de la altura como es el caso de los secos.

CORRIENTES MARINAS

Entre los movimientos del agua marina se encuentran, en primerlugar, las mareas causadas principalmente por la fuerza deatracción de la Luna. En consecuencia, diariamente recorren laTierra dos montañas de olas (marea alta) y dos valles de olas(marea baja). Es cierto que eso sólo ocasiona una elevación y undescenso del nivel del agua de hasta 12 metros en ciclos de seishoras, pero a consecuencia de ello se forman importantescorrientes de mareas en costas, mares laterales y desembocaduras.El viento y la tormenta crean, a causa de una presión natural,tangencial, las olas marinas, que por oscilación pueden recorrergrandes distancias. La fuerza del viento 5, por ejemplo, origina olas de 60 metros delongitud (de cresta a cresta), cinco metros de altura y seissegundos de período (por período se entiende el tiempo deoscilación de una onda), es decir, de una velocidad de diezmetros por segundo. Las mayores olas, durante los tifones,alcanzan los 15 metros de altura. La marejada siempre actúa enlos océanos. Es más suave en su redondez que una ola de viento,pero alcanza con frecuencia más de 300 metros de longitud de ondapor 8 metros de altura y 15 segundos de período, es decir, unavelocidad de 20 metros por segundo. Las olas en contra, que anteshacían peligrar la navegación, se originan fácilmente por elencuentro de olas o marejadas de direcciones contrarias. Tambiénson muy temidas las olas de fondo (olas empinadas, elevadas, y debreve período en mar baja originadas por el rozamiento de fondo)y los rompientes en la orilla o en los bancos adelantados. Lasolas sísmicas, ocasionadas por terremotos, pueden alcanzar unefecto desastroso y atravesar largas distancias, muchas vecesincluso a regiones oceánicas vecinas.

Las corrientes marinas son de gran importancia, especialmentepara el clima, sobre todo la Corriente del Golfo y sucontracorriente, la Corriente del Labrador, cubierta de témpanos.Todas ellas deben su origen principalmente a los grandes sistemasde viento de la Tierra, aunque también están dirigidas por las

diferencias de densidad y contenido de sal, así como detemperatura y las influencias de la evaporación; y por larotación de la Tierra, que les proporciona en el hemisferio norteuna tendencia a la derecha, en el hemisferio sur una tendenciahacia la izquierda. También es la rotación de la Tierra la queorigina, en una profundidad de 50 hasta 200 metros por debajo delas corrientes, una inversión total de la dirección de éstas. Escomprensible que el agua que desaparece de una parte del martenga que ser sustituida por el agua proveniente de otra parte.Entre tales corrientes compensatorias se cuentan las corrientesprofundas así como las corrientes frías de elevación a partir delfondo del mar (por ejemplo en las costas occidentales de Américay Africa). Las corrientes marinas (de las que la Corriente deSomalia y la del Golfo -en el momento de su salida del Estrechode Florida- son, con 9 kilómetros por hora, las más rápidas) dan,en su totalidad, una imagen muy complicada, que inclusocartográficamente sólo se pueden reproducir por aproximación.

En las corrientes marinas podemos distinguir dos tipos: lasgenerales, ocasionadas por movimientos producidos por el viento ylas distintas temperaturas que presentan los mares en sus capassuperficiales, y las costeras, que en la mayoría de los casos sondebidas a la marea o a los vientos locales de las regiones endonde actúan. Las primeras son de mayor importancia. Lascorrientes generales se dividen en cálidas y frías, según susaguas tengan una temperatura mayor o menor en relación a laspróximas. Entre las cálidas podemos citar el Gulf Stream ocorriente del Golfo, por originarse en el golfo de México y marCaribe. También es importante la del Kuro-siwo o Corriente Negra,nombre que, en japonés alude al color oscuro de sus aguas. Lascorrientes marinas son verdaderos ríos que avanzan entre orillasconstituidas por agua, y su velocidad es suficiente para dejarsentir su influjo en la navegación, siendo semejante a la de unamplio río de escasa pendiente, pues rara vez la velocidad pasade 1m/s y sólo en estrechos pasos. El desplazamiento de las aguases sólo superficial, pues a la profundidad de 200 metros, laexistencia de la corriente únicamente nos la indica la diferenciade temperatura de las aguas y no su movimiento. Las corrientescálidas son de forma circular, es decir, que sus aguas recorren

los mares y, teóricamente, regresan al punto de partida. Sinembargo, algunas ramas pueden desprenderse de ellas y avanzar enlos mares más fríos hasta perderse allí. Las frías, por elcontrario, casi nunca son cíclicas, sino lineales, y parece comosi fueran atraídas por el remolino producido por las anteriores.Las cálidas se agrupan hacia el norte y sur del ecuador, estandocomprendido su ciclo entre dicha línea geográfica y los 40 a los45 grados de latitud norte y sur, si bien se mezclan entre ellas,formando fajas, ramas frías. Estas, por lo general, se dirigen denorte a sur en el hemisferio boreal, y de sur a norte en elaustral, pero sufriendo, como los vientos, el desvío por elmovimiento de rotación de la Tierra. Las cálidas giran como lasmanecillas de un reloj en el hemisferio norte, y, al contrario,en el sur.

Clasificación de las corrientes marinas:

Actualmente las corrientes marinas se clasifican en cinco grandesgrupos que se describen a continuación junto con sus principalescaracterísticas:

Corrientes oceánicas: Son aperiódicas, como en el caso del GulfStream, o con periodos muy largos, como el caso de lasmonzónicas. Transportan considerables masas de agua a distanciasde millares de kilómetros afectando a la capa de agua superficial(primeros centenares de metros).

Corrientes de marea: Son periódicas, diurnas o semidiurnas, yestán afectadas por la atracción lunar.

Corrientes que acompañan al oleaje y la marejada: Son lasresponsables de las grandes modificaciones del litoral en elcurso de las tempestades, bajo el efecto de corrientes que puedenalcanzar velocidades de 0,50 m/seg.

Corrientes de turbidez: Coexisten casi siempre con otrascorrientes, teniendo una gran influencia en su génesis yextensión, como por ejemplo en las grandes corrientes oceánicas.

Corrientes de densidad: Se deben a la presencia vertical de dosmasas de agua con densidades diferentes, de modo que la superiortenga mayor densidad que la inferior y la superficie isobáricasea oblicua, actuando sobre ambas masas la fuerza de coriolis quefacilita el desplazamiento de una sobre otra. CENTROS DE ACCION Y VIENTOS DE ENERO Y JULIO

Sabemos que el clima es la sucesión de tipos de tiempo quetienden a repetirse con regularidad; y que los tipos de tiemposon inducidos por los centros de acción.

Llamamos centros de acción a las regiones en las que se generanlas masas de aire que definen el tiempo atmosférico. Masas deaire cálidas o frías, secas o húmedas. Existen, en el conjuntodel planeta, una serie de altas y bajas presiones donde seconcentran la mayor parte de los centros de acción. Son loscentros de acción permanentes. Otros tienen un carácter temporal.Estas regiones son: las bajas presiones ecuatoriales o Zona deConvergencia Intertropical, las altas presiones subtropicales quepor su estabilidad tienen nombre: como los anticiclones de lasAzores, Hawai, Índico, del Pacífico Sur o del Atlántico Sur; lasbajas presiones polares que definen el Frente Polar; y las altaspresiones polares, que también tienen nombre, como losanticiclones ártico, antártico, canadiense o siberiano.

Los centros de acción no son estáticos sino que se desplazan de norte a sur en verano y en invierno, con el desplazamiento aparente del sol, en el llamado balanceo estacional. Además, existen, otros centros de acción secundarios que afectan a lugares concretos y en determinadas estaciones, y que provocan tipos de tiempo específicos, como las borrascas del mar de Liguria o la de Sonora (México).