APUNTES SOBRE FENÓMENOS Y PROCESOS ATMOSFÉRICOS

Texto completo

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2001

Dr. Omar Abel Lucero

Conceptos y técnicas, Conceptos y técnicas, Conceptos y técnicas, Conceptos y técnicas, para estudiantes de agronomía, para estudiantes de agronomía, para estudiantes de agronomía, para estudiantes de agronomía, y de gestión ambiental y de gestión ambiental y de gestión ambiental y de gestión ambiental

APUNTES SOBRE FENÓMENOS Y PROCESOS APUNTES SOBRE FENÓMENOS Y PROCESOS APUNTES SOBRE FENÓMENOS Y PROCESOS APUNTES SOBRE FENÓMENOS Y PROCESOS

ATMOSFÉRICOS

ATMOSFÉRICOS ATMOSFÉRICOS

ATMOSFÉRICOS

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INTRODUCCIÓN

LA INFLUENCIA ATMOSFÉRICA EN AGRONOMÍA Y SUS EFECTOS ECONÓMICOS

Algunos fenómenos atmosféricos influyen, directa o indirectamente, sobre la producción agrícola y sus beneficios económicos. Las fenómenos

meteorológicos pueden producir efectos favorables o desfavorables. La Figura 1.1 describe sintéticamente esa influencia atmosférica. Un ejemplo de efecto favorable es el incremento de la humedad del suelo producido por la lluvia, siempre que no produzca la inundación del terreno. Las condiciones

atmosféricas son desfavorables cuando, por ejemplo, facilitan la presencia de especies animales o vegetales que dañan al cultivo. En estos casos hay efectos dañinos por el ataque al cultivo producido por insectos u hongos, o por un crecimiento desmesurado de la población de malezas. El seguimiento de la evolución de las variables atmosféricas es parte de la vigilancia y control de plagas en los cultivos.

Los efectos agronómicos de los fenómenos atmosféricos dependen de la etapa de evolución del cultivo. Por esta razón, la importancia agronómica de un fenómeno meteorológico depende de la etapa de desarrollo de la planta o de la tarea que se desea realizar sobre el cultivo.

La influencia atmosférica contribuye a determinar los precios de la cosecha.

Los fenómenos atmosféricos en distintas regiones y sobre cultivos similares causan el exceso, o la escasez, de oferta en los mercados internacionales. El desequilibrio entre la oferta y la demanda afecta a los precios de los productos

EVOLUCIÓN DEL CULTIVO PRODUCCIÓN

MERCADO

BENEFICIOS FENOLOGÍA: Definición, identificación, y seguimiento de

fases en la evolución de las plantas.

BIOMETEOROLOGÍA:

Estudios del efecto sobre los organismos vivientes, de la

influencia atmosférica.

Sobre otros organismos interactuantes con el

cultivo INFLUENCIAS ATMOSFÉRICAS

Sobre cultivos similares en regiones compradoras, o

competidoras.

Sobre el desarrollo y el crecimiento del cultivo.

Figura 1.1 Esquema de las partes de la cadena productiva sobre las que actúa la influencia atmosférica.

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agrícolas. Hoy en día, las naciones más desarrolladas vigilan la evolución del estado de la atmósfera sobre las principales regiones agrícolas del mundo, para pronosticar los volúmenes de cosecha. Esto permite estimar los precios futuros, e inferir a cuánto vender, y cuándo vender.

DEFINICIONES

Usaremos las siguientes definiciones:

•••• TiempoTiempoTiempoTiempo es el estado de la atmósfera en un instante dado, o durante un corto período. Ejemplo: el tiempo durante una tormenta.

• ClimaClimaClimaClima es la resultante de muchos fenómenos meteorológicos, a lo largo de un período prolongado, sobre una región. El clima está caracterizado por la distribución de probabilidad conjunta de las variables meteorológicas de interés. Con frecuencia, para caracterizar a una variable meteorológica es suficiente conocer su valor medio, y su desvío. Los valores medios de las variables meteorológicas se calculan usando al menos 20 años de datos; y preferentemente 40 años de datos. La presencia de notorias fluctuaciones en los valores de las variables, con un período aproximado de oscilación de 22 años, vuelve recomendable que de no disponerse de 40 años de datos, es mejor utilizar 20 años en vez de 30 años. Los valores medios calculados usando 15 años o menos de datos, deben ser considerados con cautela.

El clima de las distintas regiones de la superficie de la Tierra cambia. En algunas regiones el cambio ocurre lentamente a través de siglos. En otras regiones, ese cambio ocurre en un período de pocas décadas. Veremos más adelante una técnica matemática para calcular el valor medio de una variable meteorológica cuando está ocurriendo un cambio climático.

•••• MeteorologíaMeteorologíaMeteorologíaMeteorología: Ciencia que estudia las variaciones temporales y espaciales de las características de la atmósfera. La atmósfera tiene características físicas, termodinámicas, y dinámicas.

Las características físicas son: 1) La distribución espacial y temporal de los aerosoles (partículas en suspensión), y su composición y tamaño.

Entre los aerosoles se incluyen las componentes líquidas y sólidas (gotitas de nube, gotas de lluvia, y cristales de hielo. 2) La cobertura nubosa, y tipos de nubes.

Las características termodinámicas son: la distribución espacial de la temperatura del aire; y el balance entre la energía que atraviesa la atmósfera desde y hacia el espacio.

Las características dinámicas son: la distribución espacial de la presión, y del flujo atmosférico (movimientos horizontales y verticales del aire).

El propósito final de la meteorología es el pronóstico de la génesis, y de la evolución de los fenómenos atmosféricos; y el control de

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algunos procesos atmosféricos (por ejemplo, la lucha antigranizo, o la disipación de nieblas).

Climatología ClimatologíaClimatología

Climatología:::: Rama de la Meteorología cuyo propósito es describir el clima en las distintas regiones de la Tierra, y explicar las causas y la evolución de esos climas regionales.

CARACTERÍSTICAS PRINCIPALES DE LA ATMÓSFERA TERRESTRE

C O M P O S I C I Ó N G A S E O S A

La atmósfera terrestre se extiende hasta aproximadamente 300 km de altura. Por encima de 20 km de altura, la densidad del aire es pequeña. El porcentaje de oxígeno y nitrógeno en la atmósfera terrestre es constante hasta aproximadamente 80 km de altura. La concentración y la composición de los aerosoles, y la concentración del vapor de agua, el anhídrido carbónico y el ozono son variables. En porcentajes de volumen, la composición gaseosa de la atmósfera es la siguiente:

TABLA 1.1

COMPOSICIÓN GASEOSA DE LA ATMÓSFERA TERRESTRE

Nitrógeno 78%

Oxígeno 21%

Anhídrido carbónico 0,02% - 0,04%

Vapor de agua Variable.

Ozono Pequeñas cantidades localizadas principal- mente entre 20 km a 40 km de altura.

Trazas de otros gases. Algunos de estos gases son importantes para el balance de radiación.

La concentración máxima del O3 es del orden de 400 mg/ m3. El 90% de la masa de ozono se encuentra en la estratosfera; el 10% restante se encuentra en la troposfera.

P R E S I Ó N

La presión que ejerce el aire atmosférico se clasifica en dos tipos según el fenómeno físico que la origina: presión hidrostáticapresión hidrostáticapresión hidrostáticapresión hidrostática, y presión dinámicapresión dinámicapresión dinámicapresión dinámica.

PR E S I Ó N D I N Á M I C A

La presión dinámica es causada por la desaceleración del aire. Para que se genere presión dinámica es suficiente que un obstáculo esté en la corriente de aire.

Ejemplo: Al caminar contra el viento, se genera una fuerza sobre nuestro cuerpo que se opone a nuestro avance. Esta fuerza aparece porque el

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viento se frena al chocar contra nuestro cuerpo. Al frenarse, el aire forma una zona de alta presión del lado de nuestro cuerpo enfrentado al viento.

Esa presión genera una fuerza contraria a nuestro avance.

La importancia en meteorología de las presiones dinámicas está confinada a fenómenos del tamaño de una nube convectiva, o menor. En general, cuanto menor sea el tamaño del fenómeno, mayor es la importancia de las presiones dinámicas en la variación espacial de la presión. Por ejemplo, el flujo de aire alrededor de una casa o de un árbol está determinado por la distribución espacial de presiones dinámicas.

PR E S I Ó N H I D R O S T Á T I C A

La presión hidrostática de la atmósfera (o presión atmosféricapresión atmosféricapresión atmosférica.) espresión atmosférica producida por el peso del aire que se encuentra por encima del lugar de interés. La presión hidrostática disminuye con la altura, porque cuanto mayor la altura del lugar de la medición, menor es el peso del aire por encima del barómetro.

UN I D A D D E P R E S I Ó N

El instrumento que mide la presión se denomina barómetrobarómetrobarómetrobarómetro. Si el valor de la presión se registra sobre una faja de papel o en un medio magnético, el

instrumento se denomina barógrafobarógrafobarógrafobarógrafo.

Repasamos a continuación la definición de la unidad de presión en el sistema MKS. Se tiene:

Presión = Fuerza / Area .

La fureza, en el caso de la presión hidrostática, es el peso del aire por encima del nivel en el que se está midiendo la presión. El peso se expresa en unidades de masa × g, donde g es la aceleración de la gravedad terrestre (cuya unidad es m2 / s ) ; l a u ni d a d d e m as a es el k g. La unidad de peso es el Newton, que es igual a 1 kg m / s2 . La unidad de presión en el sistema MKS es 1 Newton/ m2 ≡ 1 Pascal.

La presión atmosférica promedio a 45o de latitud y al nivel del mar es 1,013×105 Pa (cien mil Pascales). El Pascal es una unidad pequeña a los fines meteorológicos. Por esa razón se utiliza el hPa (hecto Pascal), y se tiene 1 hPa

= 100 Pa. En esta unidad, la presión atmosférica promedio es 1013 hPa.

En cualquier sitio, la presión atmosférica varía de día a día, y a lo largo de cada día. También varía espacialmente. La presión atmosférica de superficie difiere de 1000 hPa en más del +30% ó –15%, según la región geográfico. En un tornado la presión en su centro puede ser del orden de – 30% de la presión exterior al tornado.

En algunos libros publicados hace más de dos décadas se encuentran valores de presión expresados en el sistema CGS, en el que la unidad es el milibar (mb). 1 mb es equivalente a 1 hPa.

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LA A L T U R A E X P R E S A D A E N U N I D A D E S D E P R E S I Ó N

La tasa de disminución de la presión hidrostática con la altura está dada por la ecuación hidrostáticaecuación hidrostáticaecuación hidrostáticaecuación hidrostática:

p z g

p =−

∂ ,

donde ρ es la densidad del aire (1,27 kg/m3 a 0oC y a 1000 hPa); y g es el valor de la aceleración de la gravedad (9,80 m/s2). p∂ es el cambio de presión para un pequeño cambio de altura z∂ . Esta ecuación, de gran utilidad en meteorología, relaciona el cambio de presión hidrostática debido a un cambio de altura.

En los análisis meteorológicos se acostumbra a expresar la altura en

unidades de presión. La relación exacta entre la altura y la presión atmosférica varía día a día, y de lugar a lugar. Se acostumbra a utilizar una relación

promedio entre la altura, y la presión, y la temperatura del aire a esa altura.

Esa relación promedio está dada por la Tabla 1.2, la cual fue construida para los 40o de latitud. Uniendo los puntos que están a una determinada presión atmosférica, por ejemplo 500 hPa, sobre distintas regiones se obtiene una superficie. Por esta razón, en meteorología se habla de la altura de laaltura de laaltura de laaltura de la superficie

superficie superficie

superficie de 500 hPa, u otro valor de presión.

TABLA 1.2

RELACIÓN ENTRE LA ALTURA Y LA PRESIÓN ATMOSFÉRICA, PARA LA ATMÓSFERA TÍPICA

Altitud

(km) Presión

(hPa) Temperatura (oC)

Altitud

(km) Presión

(hPa) Temperatura (oC)

0 1013,2 15 7 410 –30

1 900 8,5 8 355 –37

2 800 2,0 9 300 –43

3 700 –4,5 10 265 –50

4 615 –11 12 200 –55

5 540 –17 16 100 -55

6 470 –24 20 55 –50

En meteorología también se acostumbra indicar la altura a que se encuentra una superficie isobárica. (por ejemplo, la superficie de 500 hPa). La altura de la superficie en cuestión se indica mediante líneas de nivel. Generalemente se usa el metro geopotencial para indicar a la altura; esa unidad tiene en cuenta la variación de la aceleración de la gravedad con la latitud. La altura expresada en metro geopotencial difiere del metro geométrico en un valor muy pequeño.

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D I S T R I B U C I O N V E R T I C A L D E L A T E M P E R A T U R A D E L A A T M Ó S F E R A

La temperatura del aire varía en la horizontal y en la vertical; y también varía con el tiempo. El conjunto de valores de la temperatura del aire sobre un lugar, a distintas alturas, y medidos de manera casi simultánea, se denomina distribución (

distribución ( distribución (

distribución (o per per per perfil) vertical de la tempefil) vertical de la tempefil) vertical de la tempefil) vertical de la temperatura del aireratura del aireratura del aire. Para representar a esaratura del aire distribución vertical se usa un gráfico T(z), donde T es la temperatura del aire, y z es la altura sobre un nivel de referencia (que generalmente es el nivel del mar). Por ejemplo, en un día determinado, y sobre un punto geográfico parti- cular, se observó el perfil vertical de temperatura de la Figura 1.2. Los cambios del perfil vertical de temperatura sobre un lugar, a medida que pasan los días y las estaciones del año, son consecuencia de interacciones muy complejas entre muchos fenómenos atmosféricos.

El perfil vertical de temperatura, en los primeros 7 u 8 km por encima del suelo, a lo largo de todos los días de varios años, determina que el clima de una región sea árido, ó semiárido, o húmedo.

Ezeiza, 15 de Marzo de 1994

Temperatura (oC) o humedad (%) -80 -60 -40 -20 0 20 40 60 80 100

Altura (m)

0 5000 10000 15000 20000 25000

Humedad (%)

Tropopausa Estratosfera

Figura 1.2. Perfil vertical de temperatura del aire, T(z), sobre el aero- puerto de Ezeiza (Pcia. de Bs. As., Argentina), observado el 15 de marzo de 1994 (00 Z); los datos fueron obtenidos por el SMN. Sola- mente se muestra el perfil hasta 20 km de altura (línea continua con circunferencias). Las circunferencias indican la temperatura

observada en las correspondientes alturas. La línea de puntos, sin símbolos, es una adiabática seca. La línea de trazos (con círculos negros que indican los niveles de medición) es el perfil vertical de humedad relativa, HR(z).

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La humedad del aire varía en la horizontal, en la vertical, y en el tiempo; y puede ser descripta mediante varias variables. La variable más utliizada es la humedad relativa;

humedad relativa;

humedad relativa;

humedad relativa; esta indica el porcentaje de masa de vapor de agua con respecto a la máxima masa de vapor de agua que un volumen puede contener a una determinada temperatura. La Figura 1.2 muestra una curva de humedad relativa en función de la altura; esa curva se denomina perfil vertical deperfil vertical deperfil vertical deperfil vertical de humedad relativa,

humedad relativa, humedad relativa,

humedad relativa, HR(z).

Los perfiles verticales de temperatura y de humedad relativa de la atmósfera se miden mediante instrumentos que son transportados en un globo sondaglobo sondaglobo sondaglobo sonda.

Esos instrumentos envían sus datos a un transmisor de ondas de radio. La información irradiada es recibida en una estación de superficie. Estas

mediciones se efectúan simultáneamente varias veces al día en muchos lugares alrededor del mundo. Por convenios internacionales, cuya implementación está a cargo de la Organización Meteorológica Mundial (en Ginebra, Suiza), esos datos se irradian para que sean recibidos por los Servicios Meteorológicos de los países que estén interesados en procesarlos.

Para describir a la atmósfera, se la subdivide en capas las cuales están definidas por las características del perfil vertical de temperatura del aire. La capa más cercana al suelo es la troposferatroposferatroposfera. Por encima de ella se encuentra latroposfera estratosfera

estratosfera estratosfera

estratosfera. La Tabla 1.3 sintetiza las principales características de las capas atmosféricas.

Figura 1.3. Características fundamentales de las capas atmosféricas.

Nombre Alturas que abarca en latitudes

medias.

Características de T(z)

Troposfera Superficie hasta 12 km snm.

En promedio, T(z) es una función decreciente de la altura.

Tasa promedio: – 6oK/Km

Tropopausa 12 a 13 km snm Tope de la troposfera. Alrededor de un kilómetro de espesor, T(z) es constante en esta capa.

Estratosfera 14 a 50 km snm T(z) es una función creciente de la altura.

Estratopausa En los 50 km snm Tope de la estratosfera. Máximo de temperatura.

Mesosfera 50 a 90 km Temperatura disminuye con la altura.

Mesopausa A 90 km snm Tope de la mesosfera.

Ionosfera Por encima de los 90 km

Temperatura aumenta con la altura.

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La Figura 1.2 muestra la estratificación térmica (es decir, el perfil vertical de temperatura del aire) de la atmósfera en la troposfera y la estratosfera. A continuación describimos las características de la troposfera y de la estratosfera.

TR O P O S F E R A

En la troposfera la temperatura del aire disminuye con la altura a una tasa promedio

promedio promedio

promedio de aproximadamente – 6,5°C/km. El espesor promedio de la troposfera varía con la latitud, es 10 km sobre los polos, y 16 km sobre el ecuador. En latitudes medias, el espesor fluctúa alrededor de los 12 km.

La troposfera termina a la altura en que la temperatura del aire se vuelve casi constante en una capa con un espesor no menor que 1 km. Ese nivel se denomina tropopausatropopausatropopausa. La temperatura del aire en la tropopausa en latitudestropopausa medias, es del orden de – 55 oC. Por encima de la tropopausa la temperatura del aire aumenta con la altura.

La tropopausa es el nivel máximo al que ascienden la mayoría de las

tormentas convectivas (tormentas que tienen un gran desarrollo vertical). Unas pocas tormentas convectivas de intensidad excepcional llegan a superar la tropopausa en un par de kilómetros. En la Figura 1.2 la tropopausa se encuentra entre los 12 y 13 km de altura.

ES T R A T O S F E R A

La siguiente capa atmosférica es la estratosfera. Su límite inferior es la tropopausa; el límite superior se encuentra aproximadamente a 50 km sobre el nivel del mar, y se denomina estratopausaestratopausaestratopausa. En la estratosfera, la temperaturaestratopausa del aire aumenta con la altura; la máxima temperatura se alcanza en la

estratopausa, a 50 km de altura, donde puede ser próxima a 0°C. La absorción de energía solar ultravioleta por el ozono (O3) que se encuentra en la

estratosfera y por el oxígeno molecular en los alrededores de la estratopausa es la causa de ese calentamiento del aire. Esa absorción protege a la vida sobre la Tierra de las radiaciones nocivas proveniente del Sol. Por arriba de la estratopausa se encuentra la mesosferamesosferamesosferamesosfera; allí la temperatura del aire disminuye con la altura hasta la mesopausa que se encuentra a 90 km de altura, y desde allí aumenta hacia niveles más altos en la siguiente capa que se denomina la ionosfera.

ionosfera.

ionosfera.

ionosfera.

En la estratosfera las mezclas verticales de aire están desfavorecidas. El material inyectado dentro de la estratosfera (gaseoso, o partículas sólidas muy pequeñas), puede permanecer en esa capa por varios años. Las cenizas que las erupciones volcánicas inyectan dentro de la estratosfera pueden permanecer allí varios años; y disminuyen la cantidad de energía solar que llega a la

superficie del suelo. Aunque esa disminución es pequeña, hay evidencia de que altera temporariamente al clima en parte del planeta.

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E L P R O M E D I O Z O N A L

D E L A T E M P E R A T U R A A T M O S F E R I C A

En la sección anterior vimos la variación típica de la temperatura del aire en la vertical. En esta sección avanzamos un paso en la descripción de variaciones geográficas. Aquí describimos la variación típica de la temperatura del aire a distintas alturas según la latitud del lugar.

PR O M E D I O S Z O N A L E S

En meteorología se utiliza el adjetivo zonalzonalzonalzonal para referirse a propiedades a lo largo de círculos de latitud; por ejemplo, el viento zonal se refiere a la

componente del viento en la dirección oeste–este (o en la dirección opuesta).

El promedio zonal promedio zonal promedio zonal promedio zonal de una variable meteorológica es el promedio de sus valores a lo largo de un círculo de latitud. Esos promedios zonales son útiles para resaltar las variaciones en la dirección sur - norte sin tener en cuenta la

variabilidad existente en la dirección Este - Oeste. Veremos a continuación las características de los promedios zonales de temperatura del aire a distintas alturas.

CO R T E V E R T I C A L D E L P R O M E D I O Z O N A L D E T E M P E R A T U R A

Los promedios zonales de temperatura del aire, a distintas alturas, para los meses de Enero y de Julio están representados en la Figura 1.3. Esta figura muestra las siguientes características principales de la temperatura de la atmósfera:

Entre 30oS y 3 0 oN, se encuentra la tropopausa tropical a una altura de 100 hPa (aproximadamente 16 km de altura); el aire allí está a menos de 8 0 o C. Entre el nivel de 200 Pa y la superficie, el aire tropical está más caliente que el aire polar; por encima del nivel de 200 hPa el aire tropical está más frío que el aire polar.

El nivel de la tropopausa desciende suavemente desde los 35º de latitud hacia el polo del correspondiente hemisferio. La tropopausa se encuentra a 200 hPa (12 km de altura) a la latitud 35° y desciende hasta el nivel de 250 hPa (10 km de altura) en los polos.

La Figura 1.3 indica que durante el invierno el aire a gran altura sobre el Polo Sur está más frío que sobre el Polo Norte. En el nivel de 100 hPa, las temperaturas invernales respectivas son - 85oC, y -65oC. Esa característica se extiende también hasta alturas de 30 a 40 km. La temperatura extrema- damente baja del aire sobre el Polo Sur a esas grandes alturas es un factor importante en la formación de un “agujero de la capa de ozono” . La formación del "agujero de la capa de ozono" la trataremos en detalle más adelante.

La Figura 1.3 muestra que el campo de temperaturas del aire se desplaza alrededor de 3 grados latitudinales hacia el hemisferio de verano. Por ejemplo, la tropopausa tropical en enero (verano austral) se extiende desde 30oN a 35oS, mientras que en julio (verano boreal) se extiende desde 35oN hasta 32oS. Esto es una característica general de la atmósfera:

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La estructura de la atmósfera se desplaza a lo largo del año en dirección meridional (norte – sur) hacia el hemisferio de verano. El desplazamiento es aproximadamente 300 km.

Figura 1.3. Promedio zonal (es decir, a lo largo de los paralelos) de la temperatura de la atmósfera en los meses indicados. La escala vertical es la presión, en hPa, del nivel.

Las tres líneas de trazo gruesas indican la altura promedio de la tropopausa en la correspondiente banda de latitudes.

Modificado de Palmen y Newton (1976).

E S C A L A S D E L O S F E N Ó M E N O S A T M O S F É R I C O S

Las fuerzas que producen la generación y la evolución de los fenómenos atmosféricos son las mismas cualesquiera que sea el tamaño de los mismos.

Sin embargo, la importancia relativa de las distintas fuerzas varía según el tamaño del fenómeno. Por consiguiente, también las características de los fenómenos también varía.

Por esa razón, en meteorología se acostumbra a subdividir a los fenómenos atmosféricos productores del tiempo en categorías de acuerdo a su tamaño. El tamaño que se elige es una dimensión espacial característica de los aspectos de interés del fenómeno. La subdivisión de escalas espaciales más común es la siguiente. 1) Microescala se refiere a fenómenos menores que 1 km. 2) Escala convectiva se refiere a los fenómenos con dimensiones horizontales entre 1 km y 20 km. 3) Mesoescala se refiere a fenómenos de dimensiones horizon- tales entre 20 km y 500 km. 3) Escala sinóptica se refiere a fenómenos de dimensiones horizontales entre 500 km y 2000 km. 4) Fenómenos de más de 2000 km son denominados ondas planetarias.

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