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Meteorologica

versión On-line ISSN 1850-468X

Meteorologica vol.31 no.1-2 Ciudad Autónoma de Buenos Aires ene./dic. 2006

 

ARTÍCULOS ORIGINALES

Estructura vertical, temporal y espacial de las masas de aire extremas en la República Argentina en invierno

Alejandra S. Coronel *, Susana A. Bischoff ** y Miguel Ángel Lara*

*Facultad de Cs. Agrarias-Universidad Nacional de Rosario-Cátedra de Climatología Agrícola
**Dpto. de Cs. De la Atmósfera y los Océanos-Facultad de Cs. Exactas y Naturales-UBA &Instituto de Física Rosario-CONICET

Dirección electrónica: acoronelunr.edu.ar

Manuscrito recibido el 11 de julio de 2006, en su versión final el 29 de agosto de 2007

RESUMEN

Se identificó la masa de aire a través de la temperatura potencial adiabática equivalente (θae) en 850 hPa, en Resistencia, Ezeiza y Comodoro Rivadavia, en los inviernos del período 1959/1991. Se definieron las masas extremas frías y cálidas a partir del primer y último quintil de θae en 850 hPa., respectivamente, y se analizó el primer día de ocurrencia de estas masas: evento frío y evento cálido. La selección de eventos extremos realizada es un discriminante estadísticamente significativo en el comportamiento de los parámetros de superficie como temperatura, presión y humedad en diferentes horas del día. En los días previos y posteriores a la ocurrencia del evento frío se identificó: en superficie un máximo de presión, un mínimo de temperatura que ocurre el día del evento y una mayor probabilidad de precipitación previa a la ocurrencia del evento. En la tropósfera se manifestó un máximo enfriamiento y estabilización de la masa de aire a partir del día del evento. Con referencia al evento cálido se pudo identificar: en superficie un mínimo de presión y un máximo de temperatura y una mayor probabilidad de precipitación posterior a la ocurrencia del evento. En la tropósfera se observó el máximo calentamiento el día del evento.

Palabras claves: Masa de aire extremas; Temperatura potencial adiabática equivalente; Anomalías; Argentina.

Vertical, temporal and spatial structure of the extreme air masses in Argentine during winter

ABSTRACT

Using the potential equivalent adiabatic temperature in 850 hPa at Resistencia, Ezeiza y Comodoro Rivadavia the air mass is identified. Extreme cold and warm air masses were defined, both identified using quantiles classification of θae at 850 hPa. The relationship of the values of θae at 850 hPa of extreme cold and warm air masses with surface parameters as temperature, pressure and humidity at different hours of the day is statistically significant using a discriminant analysis. The temporal evolution of the variables at surface as well as in the troposphere during the days before and after the occurrence of the cold event helped to identify that: on the surface a pressure maximum, a temperature minimum that takes place on the day of the event and a greater precipitation probability before the event occurrence. A maximum cooling and air mass stabilisation is observed in the troposphere from the day of occurrence of the event. As to the warm event, it was possible to identify on the surface a pressure minimum and a temperature maximum and a greater precipitation probability subsequent to the event. A maximum warming was observed in the troposphere on the day of the event.

Keywords: Air masses; Potential adiabatic equivalent temperature; Anomalies; Argentina

1. INTRODUCCIÓN

El análisis de las masas de aire que afectan una región tuvo un gran impulso en el Hemisferio Norte durante las dos últimas décadas. Particularmente el desarrollo de los métodos de clasificación de eventos de escala sinóptica, de los cuales el análisis de las masas de aire es un ejemplo, son muy interesantes, ya que permiten examinar relaciones entre características asociadas con el comportamiento de parámetros en superficie y el clima (Kalkstein et al. 1996; Morabito 2006). Otro análisis de relevancia es el que permitió estudiar y detectar relaciones entre procesos en superficie asociados con distintas masas de aire y características del campo de circulación en la atmósfera (Christensen y Bryson 1966; Bryson 1966, Kalkstein y otros 1990; Anagnostopoulou 2004)

En la bibliografía argentina encontramos algunos estudios referidos a las masas de aire como el de Hoffmann (1971), quien entre otras cosas, determinó los valores climáticos de masas de aire que afectan el noreste argentino y las variaciones interdiurnas de temperatura y tensión de vapor originadas por los cambios de masas de aire. Encontró que el mes de julio se caracteriza por la tendencia a preservar el carácter térmico de las distintas masas de aire que afectan la región y el mes de enero por la tendencia a cambios, principalmente de temperatura, asociados a una asimilación rápida de las condiciones locales.

Scian y otros (1978) a partir de un estudio de las masas de aire en la República Argentina, analizaron la distribución de la temperatura potencial adiabática equivalente en el nivel de 850 hPa., encontrando que en nuestro país prevalecen las masas de aire advectadas desde otros orígenes y que el nordeste de la Argentina es una zona de transición entre las irrupciones de masas de aire frío del sur, aire retrógrado y calentado desde el norte y masas de aire tropical.

Los autores del presente trabajo (Bischoff y Coronel 1989; Coronel 2001) realizaron estudios sobre las propiedades estadísticas básicas de las masas de aire en la tropósfera de la región húmeda argentina a través de la temperatura potencial adiabática equivalente, entre 850 y 500 hPa, que permitió ampliar los conocimientos sobre el comportamiento de esta variable. Concluyeron que en el período 1968-1982 se registró un aumento de hasta un 8% en la frecuencia de las masas de aire más cálidas respecto a la frecuencia correspondiente al período 1958-1967, en 850 y 800 hPa, niveles de la atmósfera donde se canaliza la mayor cantidad de humedad desde el noreste (Plazza y Medina 1971). Este comportamiento estaría relacionado con algunos cambios observados en la posición del anticiclón del Atlántico (Minetti y Vargas 1983).

El objetivo de este trabajo es identificar las masas de aire que pueden ocasionar importantes impactos sociales y económicos en regiones de la Argentina asociadas a marcadas anomalías en la temperatura de superficie y la precipitación. Es un estudio que identifica características de la atmósfera desde las masas de aire y analiza el comportamiento de variables asociadas en superficie y la tropósfera. Se realiza en estaciones ubicadas al este de la Argentina, extendidas desde latitudes subtropicales hasta latitudes medias.

2. DATOS Y METODOLOGÍA

La información de los parámetros de la tropósfera fue obtenida de las estaciones aerológicas de la red del Servicio Meteorológico Nacional (SMN): Resistencia (SIS, 27º27'S, 59º03'O), Ezeiza (EZE, 34º49'S, 58º32'O), y Comodoro Rivadavia (CRV, 45º47'S, 67º30'O), correspondiente a los 14 niveles estándar, desde superficie a 100 hPa, a las 12 UTC. El período analizado corresponde a los inviernos (junio, julio y agosto) de los años 1959 a 1991.

Las variables disponibles a partir de los radiosondeos fueron: altura geopotencial (AG), temperatura (t), temperatura de punto de rocío (td) y humedad relativa (HR).

En las mismas estaciones se analizaron las siguientes variables de superficie: a la hora 8, temperatura (t8), presión atmosférica (p8), tensión de vapor (e8), temperatura de punto de rocío (td8). A la hora 14: temperatura (t14) y tensión de vapor (e14); y la temperatura media diaria (tmed) (obtenida como el promedio de los datos cuatrihorarios o trihorarios), temperatura mínima diaria (tmin), temperatura máxima diaria (tmáx) y ocurrencia de precipitación (PP).

Cuando se encara un análisis de masas de aire surge desde el comienzo una decisión importante a tener en cuenta, que es con qué variable o variables caracterizar a esa extensión de aire homogénea. Esta decisión se basa, en general, en la conservación de los parámetros seleccionados durante los procesos que se producen en una masa de aire (mezcla, expansión y compresión adiabática, condensación, evaporación, etc.). En este caso para identificar las masas de aire se utilizó la temperatura potencial adiabática equivalente (θae) en 850 hPa., ya que esta variable es conservativa en los procesos adiabáticos y cuasi-conservativa en el proceso de evaporación (Inman 1969; Bolton 1980 y Bohren y Albrecht 1998). Algunos trabajos identificaron las trayectorias de las masas de aire mostrando su transformación a lo largo de su recorrido (Scian 1970; Berbery y Nogués-Paegle 1987; Colette y otros 2005). En este trabajo se identificó a la masa de aire a partir del valor que la variable θae toma en 850 hPa. en las estaciones de referencia, valor que contiene las características de la región fuente, de la trayectoria y de la transformación que sufrió la masa de aire a lo largo de su camino. De este modo, a partir de los datos diarios de t y td en 850 hPa. se calculó la serie de θae para cada estación aerológica en dicho nivel, aplicando la expresión dada por Rossby (1932).

Del cálculo de los deciles de θae en 850 hPa. en invierno, se estableció el siguiente criterio estadístico para clasificar las masas de aire extremas frías y cálidas en cada estación aerológica y en cada período analizado:

a) masa de aire extrema fría: ocurre en los días en que los valores de θae en 850 hPa. se ubican en el primer quintil de la distribución (20% inferior)

b) masa de aire extrema cálida: ocurre en los días en que los valores de θae en 850 hPa. se ubican en el último quintil de la distribución (20% superior).

Se definió ¨día del evento frío/cálido¨ al primer día en que se identificó la masa de aire en el quintil inferior/superior de la distribución de la θae en 850 hPa., y se lo identificó en el análisis temporal como t=0. Este procedimiento se aplicó en las tres estaciones aerológicas.

Con el objeto de garantizar la independencia entre dos fechas consecutivas de eventos se calculó el tiempo de independencia (Leith 1973, Bischoff 1988). Se eligieron entonces eventos separados al menos cuatro días entre sí.

Los eventos fríos y cálidos se relacionaron con variables de superficie y se determinaron los valores medios climáticos de cada una de ellas.

Se estudió la evolución temporal de algunas características dinámicas y termodinámicas de la tropósfera desde tres días antes de la ocurrencia (t=-3) del evento frío o cálido hasta dos días (t=+2) después del mismo. El análisis se realizó a partir de las anomalías de las variables AG, t, HR y θae en los niveles estándares de presión y de algunas variables de superficie. Para ello se calcularon los promedios diarios de cada variable entre los días t= -3 y t=2 para ambos eventos, y luego se les restó los promedios estacionales de cada variable, obteniendo de este modo las anomalías. En particular, las anomalías de altura geopotencial fueron estandarizadas, debido a que las mismas difieren en un orden de magnitud entre 1000 y 100 hPa.

3. RESULTADOS

3.1. θae en los extremos de la distribución

Para el conjunto de inviernos comprendidos en el período 1959/1991 se identificaron los valores extremos del primer y último quintil de la distribución de θae en 850 hPa. en cada una de las estaciones.

La Tabla I muestra los límites de estos intervalos para las distintas estaciones. En ella puede observarse una disminución latitudinal de I y S, más marcada para este último. Esto se debe a que la circulación asociada a las masas de aire extremas cálidas en el centro y norte del país tendría su origen en la entrada de aire cálido y húmedo proveniente del noreste, en cambio las masas de aire extremas cálidas del sur del país estarían asociadas a la circulación de los oestes, masas de aire que difícilmente lleguen a valores de θae correspondientes a las del norte del país.

Tabla I: Valores mínimo, máximo, del primer quintil (I) y del último quintil (S) de las distribuciones de θae en 850 hPa. en invierno, expresados en ºK.

3.2. Variables en superficie en los extremos de la distribución

Para cada uno de los eventos (frío y cálido) en los intervalos (I) y (S) para invierno se calcularon los valores medios de las variables (p8, t8, e8, td8, t14, e14, tmed, tmax, tmin) en superficie. La Tabla II muestra los valores así obtenidos y los valores medios totales correspondientes.

Tabla II: Valores medios de la hora 8 correspondientes a presión atmosférica (p8) temperatura (t8), tensión de vapor (e8) y punto de rocío (td8); los valores medios de la hora 14 de temperatura (t14) y tensión de vapor (e14); la temperatura media diaria (tmed), la temperatura máxima media diaria (tmáx) y temperatura mínima media diaria (tmín) correspondientes a eventos fríos (F) y cálidos (C), en invierno (I).

Se observa que los promedios de todas las variables correspondientes a los eventos fríos son menores a los valores medios estacionales climáticos de dichas variables. De igual modo los promedios de los eventos cálidos superan a los valores medios climáticos. Cabe destacarse que el comportamiento de p8 es inverso a lo explicado anteriormente. Además para cada variable de superficie los promedios correspondientes a eventos fríos y cálidos, difieren significativamente entre sí al 5%, al aplicar el test "t de Student de significancia de medias de muestras independientes con varianzas distintas" (Cappelletti 1972).

Se analizó el comportamiento de t8 asociada a la ocurrencia de masas de aire en los intervalos extremos definidos anteriormente mediante las funciones de distribución correspondientes. Esto dio como resultado que el 75% de los valores de t8 se ubicó dentro de los cuatro primeros deciles de las series estacionales para los eventos fríos, y dentro de los últimos cuatro deciles para los eventos cálidos en las tres estaciones analizadas. La FIGURA 1 muestra las distribuciones de frecuencias de t8 correspondiente a todos los inviernos analizados y a los eventos cálidos y fríos durante este mismo período del año.


FIGURA 1: Distribuciones de frecuencias absolutas de t8 para todos los días de invierno de 59-91 (barras blancas con rayas negras), t8 correspondientes a eventos fríos (barras negras) y t8 correspondientes a eventos cálidos (barras blancas), en SIS, EZE y CRV. Los valores que figuran en el eje de abscisas corresponden a los límites superiores de los intervalos en ºC.

Es importante destacar, la tendencia bimodal de las distribuciones de t8 en SIS que no se observa en el resto de las estaciones (Hoffmann 1971), característica similar a la encontrada por Bischoff y Coronel (1989) para la θae., indicando de este modo que esta es una estación de transición durante esta época del año. El intervalo de máxima frecuencia de los eventos fríos (8ºC - 10°C) es inferior al menor intervalo más frecuente de la serie estacional (10ºC - 12°C), y el correspondiente a los eventos cálidos (18ºC - 20°C) coincide con el segundo intervalo de máxima frecuencia de la serie. En EZE y CRV los máximos de las distribuciones de los eventos fríos y cálidos se ubican a la izquierda y derecha, respectivamente, del máximo estacional.

3.3 Evolución temporal de las variables de superficie durante los eventos fríos

Se analizó el comportamiento temporal de las anomalías de distintas variables en superficie, desde el día t= -3 al día t=+2, donde el día t=0 indica la ocurrencia del evento frío o cálido.

La FIGURA 2 (izquierda) presenta las marchas de estas anomalías para la estación EZE.


FIGURA 2: Marcha temporal de anomalías, en superficie en EZE, de temperaturas: t8 y t14, tmed, tmáx y tmín en ºC; de variables hígricas: e8 y e14 en mmHg, HR8 en % y td8 en ºC; y p8 en mmHg, correspondientes a eventos fríos (izquierda) y eventos cálidos (derecha) en invierno. Las abscisas corresponden a días, siendo día 0 el día del evento en 850 hPa.

En EZE la ocurrencia de anomalías negativas de t8, t14, tmed, tmáx y tmin, comenzaron un día antes de detectarse el evento extremo en 850 hPa. Esta característica se repitió en SIS, pero en CRV la misma se observó sólo en t14 y tmáx, ya que en los otros casos las anomalías de signo negativo se manifestaron el mismo día del evento frío.

Las anomalías negativas extremas de t8, t14, tmed y tmáx coincidieron con el mínimo de θae en 850 hPa., con la única excepción de t8 en SIS donde la anomalía extrema se manifiesta un día después de la ocurrencia del evento frío. En cuanto a las tmin se observó en todas las estaciones un retraso de aproximadamente 24 horas en la ocurrencia de su menor valor. Según Hoffmann (1971) esto podría deberse al efecto inverso que produce la presencia de nubosidad y precipitación asociada al pasaje de un frente frío, sobre las tmáx y tmin. Al día siguiente, cuando ya desapareció la nubosidad frontal, la mínima continúa descendiendo como en el día de ocurrencia, mientras que la máxima comienza a ascender.

Junto al enfriamiento en superficie, se observó una disminución de e8 y e14, acorde con el descenso de temperatura, manifestándose anomalías negativas desde el día t= -1 que alcanzaron su máximo el día del evento en 850 hPa.

La p8 presentó su máximo al día siguiente en las tres estaciones analizadas, con un marcado ascenso entre t=-1 y t=0.

La probabilidad de ocurrencia de precipitación (FIGURA 3) es mayor durante los días previos al establecimiento del evento frío, ocurriendo el máximo el día (-1), que representaría en la realidad la precipitación ocurrida durante el día (-2). Este máximo de precipitación coincide con el mínimo de p8.


FIGURA 3: Marchas de frecuencias relativas porcentuales de ocurrencia de precipitación correspondientes a los eventos fríos (líneas llenas) y eventos cálidos (líneas cortadas) en SIS, EZE y CRV.

3.4 Evolución temporal de las variables de superficie durante los eventos cálidos

Los eventos cálidos (FIGURA 2, derecha) están asociados a un importante calentamiento en superficie. En general t8, t14, tmed, tmáx y tmín alcanzan su máximo durante el día 0. La marcha de p8 muestra la ocurrencia de un mínimo coincidente con el día del evento cálido en 850 hPa.

En SIS, y EZE los porcentajes de días con precipitación son mayores durante la ocurrencia del evento cálido y durante los días siguientes. En CRV las diferencias entre los días previos y posteriores no son tan marcadas (FIGURA 3).

3.5. Evolución temporal de la estructura vertical durante eventos fríos

En las estaciones analizadas (FIGURA 4), los días previos al evento frío muestran anomalías negativas de AG, cuyo mínimo en la tropósfera baja se establece aproximadamente dos días antes del evento en SIS y un día antes en EZE y CRV. Estas anomalías de AG se propagan hacia niveles superiores, encontrando el día 0 un centro de anomalías negativas en la tropósfera alta. Al mismo tiempo se evidencia un enfriamiento en toda la tropósfera que comienza aproximadamente dos días antes del evento en SIS y un día antes en EZE y CRV, alcanzando su punto máximo el día del evento frío en la tropósfera inferior. La θae también manifiesta un enfriamiento, más rápido e intenso en SIS, con su máximo durante el día del evento. En CRV el enfriamiento es más homogéneo en toda la vertical.


FIGURA 4: Cortes verticales-temporales medios de anomalías de AG normalizadas (a), t (b) y θae (c), y HR (d) para los eventos fríos de SIS, EZE y CRV, en invierno. Las ordenadas representan niveles de presión en hPa. (x(-1)). La abscisa 0 corresponde al día del evento extremo. Las isolíneas de t, θae y HR están trazadas cada 1C, 2K y 2%, respectivamente, y las de AG cada 0.2 (adimensionales). Las líneas cortadas representan valores negativos y las llenas valores positivos.

Durante el día siguiente al evento frío se establece el máximo de AG en la tropósfera inferior y comienza un calentamiento de la masa de aire, probablemente producto de la subsidencia, que es más lento que el enfriamiento precedente.

El enfriamiento producido durante los días previos al evento frío podría deberse a la advección fría que acontece antes del máximo de AG en capas bajas.

En la tropósfera baja y media hasta el día anterior al evento frío se presenta un humedecimiento del aire (FIGURA 4), mejor definido en SIS y EZE, que se debería a los movimientos verticales ascendentes asociados al mínimo de presión y al descenso de temperatura en superficie. Luego comienza un rápido secamiento en toda la tropósfera en SIS y EZE debido a la subsidencia producto de la entrada del anticiclón frío migratorio, cuyo máximo se establece alrededor de los 800 hPa. el día del evento frío. En cambio en CRV esta disminución de HR presenta un gradiente temporal más débil en la tropósfera baja.

A su vez, en todas las estaciones, se evidencia una estabilización de la masa de aire (FIGURA 5).


FIGURA 5: Perfil vertical de θae durante los días (-2), (0) (día del evento) y (2) correspondientes a los eventos fríos de SIS, EZE y CRV. Las abscisas corresponden a K y las ordenadas a niveles de presión en hPa.

La estructura de las anomalías de AG en las tres estaciones, con el máximo en la tropósfera alta, y la presencia de la compensación térmica estratosférica coincide con la estructura vertical encontrada por Seluchi (1993) para los sistemas ciclónicos baroclínicos migratorios de latitudes medias y con lo hallado por Hess (1945) para los sistemas del Hemisferio Norte.

Además el enfriamiento en toda la tropósfera, el secamiento y la estabilización de la masa de aire y la presencia del anticiclón frío, luego del mínimo de presión, sugiere que los eventos fríos seleccionados estarían normalmente asociados a pasajes frontales fríos en SIS, EZE y CRV.

Cabe destacar que el tiempo entre el mínimo de presión en superficie y el máximo enfriamiento es mayor a medida que disminuye la latitud lo que indicaría que los sistemas se desplazan más lentamente o que son más extensos cuando la latitud es menor (Seluchi 1993).

3.6. Evolución temporal de la estructura vertical durante eventos cálidos

En la FIGURA 6 se observa que el comportamiento de las anomalías de altura geopotencial es prácticamente simétrico respecto al de eventos fríos, en todas las estaciones. El comportamiento de esta estructura de AG, con anomalías que aumentan y se inclinan con la altura y una clara compensación estratosférica coincide con lo hallado por Seluchi (1993) para los sistemas anticiclónicos baroclínicos migratorios de latitudes medias y con lo encontrado por Fleagle (1947) para los sistemas baroclínicos del Hemisferio Norte. El eje de anomalías máximas de AG muestra variaciones con la latitud siendo más inclinado cuanto menor es la latitud.


FIGURA 6: Cortes verticales-temporales medios de anomalías de AG estandarizadas (a), t (b), θae (c) y HR (d), para los eventos cálidos de SIS, EZE y CRV, en invierno.

Luego comienzan las anomalías negativas de AG en la tropósfera baja, que comienzan durante el día (-2) en SIS, (-1) en EZE y 0 en CRV. De manera que la identificación del evento cálido después de la aparición de las anomalías negativas de AG en las capas bajas sufre un retraso a medida que disminuye la latitud. El calentamiento de la masa de aire comienza dos o tres días antes del evento cálido en SIS y EZE, producto de la advección cálida asociada a la entrada del mínimo de AG. CRV presenta la particularidad de que el calentamiento se evidencia primero en los niveles medios de la tropósfera lo que podría tener relación con el descenso de la masa de aire de la Cordillera que provoca en primer lugar un calentamiento en niveles medios y en los días siguientes se extiende a niveles inferiores. Por otro lado este calentamiento es más intenso a medida que aumenta la latitud y el máximo se produce durante el día del evento cálido en la tropósfera media y baja. A diferencia del evento frío, el evento cálido necesita mayor persistencia en el tiempo para poder identificarlo. Comienza luego del día 0 un enfriamiento de la masa de aire que resulta mayor y más abrupto para las latitudes altas.

El comportamiento de θae es prácticamente simétrico al encontrado para los eventos fríos. Durante los días previos al evento cálido se detecta un secamiento de la masa de aire (FIGURA 6) en toda la tropósfera, cuyo máximo se presenta en 750 hPa. en SIS, 850 hPa. en EZE y 800 hPa. en CRV. La causa de este secamiento probablemente es la subsidencia asociada a las anomalías positivas de AG previas al evento, en particular en CRV se suma el efecto de la subsidencia forzada debido a la Cordillera de Los Andes.

A partir del día (-1), comienza a aumentar la HR de la masa de aire, debido a los movimientos ascendentes, cuyo máximo se detecta el día 0, alrededor de los 800 hPa en SIS y EZE y en la tropósfera media y superior en CRV.

4. CONCLUSIONES

El análisis se concentró en el día en que se establecía la masa de aire extrema (eventos fríos y cálidos, t=0), independientemente de la persistencia y se realizó en tres estaciones al este de la Argentina (SIS, EZE y CRV).

Los eventos cálidos y fríos discriminan el comportamiento de la temperatura, la humedad relativa, la tensión de vapor y la presión atmosférica, en superficie en SIS, EZE y CRV.

La evolución temporal de los parámetros en superficie asociada a la ocurrencia de eventos extremos se puede resumir como sigue: Los eventos fríos están relacionados con un máximo de presión atmosférica el día (+1), un descenso de temperatura, cuyo mínimo se establece el día del evento (día 0) y con alta probabilidad de precipitación el día (-1).

Los eventos cálidos están relacionados con una anomalía positiva máxima de temperatura y un mínimo de presión el día del evento (0). La probabilidad de precipitación es mayor en los días posteriores al evento que en los días previos.

Con respecto a los eventos fríos durante el invierno la distribución vertical-temporal de los signos de las anomalías de altura geopotencial, la evolución de temperatura desde uno o dos días antes del evento con un manifiesto enfriamiento en toda la tropósfera, la compensación estratosférica bien definida, la disminución de humedad relativa y el aumento de la estabilidad de la masa de aire, indicaría que estos eventos podrían relacionarse con el pasaje de frentes fríos en las tres estaciones analizadas (SIS, EZE, CRV). Sin embargo el criterio de elección utilizado no garantiza que todos los casos analizados representen el pasaje de frentes.

Durante los días previos a los eventos cálidos se manifiestan anomalías positivas de altura geopotencial en la tropósfera superior. Junto a esta característica se detecta un calentamiento en toda la tropósfera, un aumento de humedad en niveles bajos en SIS y EZE. CRV presenta la particularidad de que el calentamiento se evidencia primero en los niveles medios de la tropósfera lo que podría tener relación con un efecto asociado con la presencia de la Cordillera y posteriormente se extiende a los niveles inferiores.

Posteriormente a la ocurrencia del evento cálido se produce un enfriamiento y secamiento de la masa de aire en las tres estaciones analizadas.

Agradecimientos: Al Servicio Meteorológico Nacional por los datos con que se realizó el presente trabajo; a la UBA y a la ANPCyT ya que a través de los proyectos UBACYT X/095 y Contrato Préstamo BID 1728-AR, PICT 2004- 2694, respectivamente, financiaron el trabajo.

REFERENCIAS

1. Anagnostopoulou, C., Flocas, H., Maheras, P., Patrikas, I., 2004. Relationship between atmospheric circulation types over Greece and western-central Europe during the period 1958-97. International Journal of Climatology 24 (14), 1745-1758.         [ Links ]

2. Berbery, E. y Nogués-Paegle, J., 1989. Air mass trajectories near blocking episodes on South America. Anales Third International Conference on Southern Hemisphere Meteorology and Oceanography, 45-50.         [ Links ]

3. Bischoff, S., 1988. Análisis espectral de perturbaciones sinópticas troposféricas sobre áreas argentinas. Tesis Doctoral (UBA), 124 págs.         [ Links ]

4. Bischoff, S. y Coronel, A., 1989. Características estadísticas de las masas de aire en la tropósfera de la región húmeda argentina. Geoacta, 16, 207-219.         [ Links ]

5. Bohren, C. y Albrecht, A., 1998. Atmospheric Thermodynamics. Ed. D. Reidel, 402 págs.         [ Links ]

6. Bolton, D., 1980. The computation of equivalent potential temperature. Mon. Wea. Rev., 108, 1046-1053.         [ Links ]

7. Bryson, R., 1966. Air masses, streamlines and the Boreal forest. Geogr. Bull., 8, 228-269.         [ Links ]

8. Cappelletti, C.A., 1972. Elementos de Estadística con aplicaciones a la Agronomía. Cesarini Hermanos Editores, 236 págs.         [ Links ]

9. Colette, A., Ancellet, G. y François Borchi, 2005. Impact of vertical transport processes on the tropospheric ozone layering above Europe. Part I: Study of air mass origin using multivariate analysis, clustering and trajectories. Atmospheric Environment, 39 (29), 5409-5422.         [ Links ]

10. Coronel, A., 2001. Climatología sinóptica de las masas de aire que afectan a la República Argentina. Tesis doctoral, Dpto. Cs. De la Atmósfera y los Océanos, 184 págs.         [ Links ]

11. Christensen, W.I. Jr. and Bryson, R.A., 1966. An investigation of the potential of component analysis for weather classification. Mon. Wea. Rew., Vol 94, Nº 12, 697-709.         [ Links ]

12. Fleagle, R., 1947. The fields of temperature, pressure and three-dimentional motion in selected weather situations. J. Meteor. 4, 165-185.         [ Links ]

13. Hess, S.L., 1945. A statistical study of deepening and filling of extratropical cyclones. J. Met., 2, 179-184.         [ Links ]

14. Hoffmann, J.A., 1971. Frentes, masas de aire y precipitaciones en el norte argentino. Meteorológica, II, 22-37.         [ Links ]

15. Inman, R.L. 1969. Computation of temperature at the lifted condensation level. Journal of Applied Meteorology, 8 155-158.         [ Links ]

16. Kalkstein, L., Dunne, P. and Vose, R., 1990.: Detection of climatic change in the western North American Arctic using a synoptic climatological approach. J. Climate, 3(10), 1153-1167.         [ Links ]

17. Kalkstein, L. and Nichols, M., 1996. A new spatial synoptic classification: application to air-mass analysis. Int. J. Climat., 16, 983-1004.         [ Links ]

18. Leith, C.E., 1973. The standard error of timeaverage estimates of climatic means. JAM, Vol. 12, 1066-1069.         [ Links ]

19. Minetti, J. y Vargas, W., 1983. Comportamiento del borde anticiclónico subtropical en Sudamérica: I Parte. Meteorológica, Vol. XIV, Nº 1 y 2, 645- 656.         [ Links ]

20. Morabito, M., Crisci, A., Grifoni, D., Orlandini, S., Cecchi, L., Bacci, L., Modesti, P.A., Gensini, G.F., Maracchi, G., 2006. Winter air-mass-based synoptic climatological approach and hospital admissions for myocardial infarction in Florence, Italy. Environmental Research 102 (1), 52-60.         [ Links ]

21. Plazza, L. y Medina, L., 1971. Informe sobre el ensayo del cálculo del flujo de vapor de agua en la atmósfera en la República Argentina. Meteorológica, II, 2.9.         [ Links ]

22. Rossby, C.G., 1932. Thermodynamics applied to air mass analysis. MIT Meteorological Paper, 1, Nº 3, 48 págs.         [ Links ]

23. Scian, B.V., 1970. Situación sinóptica asociada a las temperaturas extremas observadas en junio de 1967. Meteorológica, I (1), 22-37 .         [ Links ]

24. Scian, B.V., de Piacentini, M. y Vargas, W., 1978.: Masas de aire en la República Argentina. Informe Interno del Servicio Meteorológico Nacional, Serie C, N° 21.         [ Links ]

25. Seluchi, M.E., 1993. Estudio del comportamiento de los sistemas sinópticos migratorios en la Argentina. Tesis Doctoral, .UBA, 78 págs.         [ Links ]