DISTRIBUCIÓN DE CONTINENTES Y OCÉANOS Debido a la distribución asimétrica e irregular de los continentes y océanos, se modifica el modelo de circulación del aire. La primera modificación que introducen las masas continentales es el rompimiento de los cinturones de presión en centros cerrados de alta y baja presión. El cinturón de alta subtropical se rompe en anticiclones cerrados que constituyen los anticiclones semipermanentes del pacífico y del Atlántico.

En el hemisferio norte el cinturón de baja subpolar se rompe en los ciclones semipermanentes que forma la Baja de las Aleutianas y la baja de Islandia. En el hemisferio sur, por la predominancia de los océanos en la región de la baja subpolar, subsiste el cinturón de la baja presión rodeando al planeta. Los cinturones de presión cambian de posición anualmente varios grados de latitud junto con las isotermas, lo que produce los cambios climáticos estaciónales. Durante el invierno las frías y extensas masas continentales se convierten en centros de altas presiones, al mismo tiempo que sobre los océanos, más cálidos se forman bajas presiones, ocurriendo lo contrario en el verano. Un segundo efecto que producen las masas continentales y oceánicas es un cambio en la dirección del viento, debido a la diferencia de calentamiento que experimentan en el transcurso del año.

CIRCULACIÓN REGIONAL CIRCULACIÓN LOCAL Las variaciones periódicas de la presión en las diferentes regiones de la Tierra se manifiestan por cambios en la dirección y en la velocidad del viento, y dan lugar a circulaciones de aire regionales y locales. Las más importantes son las siguientes: CIRCULACIÓN REGIONAL Monzones Ciclones tropicales Ciclones suntropicales CIRCULACIÓN LOCAL Brisas de mar y tierra Brisas de valle y montaña Convecciones locales

CIRCULACIÓN MONZÓNICA La circulación tipo monzón se debe a la diferencia de calentamiento que experimentan los océanos respecto de los continentes. Durante el verano los continentes se calientan más rápidamente que los océanos y alcanzan mayor temperatura, esta diferencia de temperatura determina que se formen zonas de relativa alta presión en los océanos y de relativa baja presión en los continentes y es causa de que los vientos soplen del mar hacia la tierra. En invierno sucede lo contrario, los vientos soplan desde la tierra hacia el mar. Este régimen de viento se denomina monzón. Debido a la magnitud del continente asiático, en esta región los monzones tienen particular intensidad.

MONZÓN DE VERANO MONZÓN DE INVIERNO Son los que causan las torrenciales lluvias del SE de Asia. MONZÓN DE INVIERNO Son los que causan las sequías en Asia. Esquema de los vientos monzónicos en la India, mostrando el monzón de verano, entre junio y agosto (lluvioso) procedente del sureste, indicado con flechas azules y la trayectoria del monzón de invierno, seco, del noreste, en color rojo.

Consecuencias del monzón de verano. Consecuencias del monzón de invierno.

CIRCULACIONES LOCALES BRISAS DE MAR Y TIERRA Se deben al desigual calentamiento de las regiones costeras con respecto a los océanos adyacentes. En el día, se forma una región de relativa baja presión en las zonas costeras, y de relativa alta presión sobre las aguas adyacentes; en consecuencia, el aire se mueve del mar hacia la tierra. A este tipo de viento de le llama brisa de mar. La brisa afecta desde unos cuantos kilómetros mar adentro, hasta unos 50 a 60 km tierra adentro, y su espesor no pasa de 500 metros. El viento puede alcanzar velocidades de 8 a 10 nudos y en casos extremos, más de 40 nudos.

Cuando la radiación solar desaparece, la superficie del mar conserva más tiempo el calor captado durante el día que la tierra, la cual se enfría con más rapidez. En la noche la zonas costeras se enfrían mas rápidamente que las aguas adyacentes y se forma una forma una zona de relativa alta presión en las costas y de relativa baja presión en los mares, como consecuencia los vientos soplan de la tierra al mar. A este sistema de vientos se le denomina brisa de tierra.

BRISAS DE VALLE Y MONTAÑA Durante el día, el aire que se encuentra en inmediato contacto con las laderas de las montañas se calienta, lo cual produce un movimiento ascendente de las partículas del aire a lo largo de la pendiente. Este viento que sopla de los valles hacia las montañas recibe el nombre de viento anabático o brisa de valle. Pueden producir turbulencia de gran intensidad, especialmente en los días calurosos de verano. La intensidad de estas corrientes decrece a medida que se oculta el sol, y desaparecen por completo en la noche.

Durante la noche, el descenso de temperatura de las laderas de la montañas produce un fuerte enfriamiento de las partículas de aire que están en inmediato contacto con ellas (aumenta su densidad y resbalan), produciéndose un viento que va desde las partes altas de la montaña hacia los valles. Estos vientos se conocen como vientos katabáticos o brisa de montaña. Pueden dar lugar a turbulencias de gran peligro para los vuelos nocturnos. Si las laderas están desprovistas de vegetación los vientos son más intensos. Ejm: El bora, viento frío y seco que sopla en las costas de Istría y Dalmacía hacia el Adriático, y el mistral del valle de Ródano.

EFECTO FOEHN Se da este nombre al calentamiento que experimenta el aire cuando es obligado a desbordarse cuesta abajo, en el lado de sotavento de las montañas. El calentamiento se debe a la compresión que sufre el aire al ir llegando a niveles con presión cada vez mayor. Este calentamiento será más intenso a medida que sea mayor la velocidad del viento y la pendiente de la montaña. El Foehn es un viento cálido y seco.

En el Perú el Efecto Foehn se da en la cordillera de los andes, el aire húmedo proviene del atlántico y de la cuenca amazónica.