Dinámica vertical de la atmósfera (I):

Los movimientos verticales se producen en la troposfera por convección, debida a gradientes térmicos, de humedad y de presión atmosférica. Al ser el aire un mal conductor del calor, la masa de aire ascendente puede considerarse un sistema adiabático. Según la ley de los gases perfectos una masa de aire ascendente se expande (disminuye su densidad por aumento de volumen) y disminuye su temperatura; con las masas de aire descendentes ocurre lo contrario.  Convección térmica: causada por los gradientes térmicos del aire. El aire se calienta por contacto con la superficie terrestre. El aire cálido disminuye su densidad y asciende; el aire frío aumenta su densidad y desciende. Convección por humedad: el aire húmedo es menos denso que el aire seco pues al contener más agua la proporción de los demás componentes (de mayor masa molecular) disminuye. Hay dos parámetros para medir la humedad: Humedad absoluta: masa de vapor de agua en una unidad de volumen de aire; suele expresarse en g/m3 .  Humedad relativa: es el cociente expresado en % entre la humedad absoluta del aire y la humedad de saturación a una temperatura determinada. La masa de vapor de agua que puede admitir el aire está relacionada con su temperatura por medio de la curva de saturación. El punto de rocío es la temperatura a la que se produce la condensación del vapor de agua (HR = 100 %); el conjunto de puntos de rocío representa la curva de saturación. Al alcanzarse el punto de rocío el vapor de agua se condensa y libera el calor latente de evaporación siempre que existan núcleos de condensación (partículas en suspensión), apareciendo las nubes.

Dinámica vertical de la atmósfera (II):

Convección por presión atmosférica:  La presión atmosférica se mide en pascales (Pa), unidades internacionales de presión; no obstante, en meteorología suele utilizarse más habitualmente el hectopascal (hPa) o milibar. El valor de la presión atmosférica normal a nivel del mar es de 1012,98 hPa.  Los mapas meteorológicos representan el campo de presión atmosférica mediante isobaras. Las isobaras son las líneas imaginarias que unen los puntos que se encuentran a la misma presión atmosférica a una altura determinada. La proximidad de las isobaras indica fuertes gradientes de presión y vientos fuertes.

Condiciones de inestabilidad:

 La inestabilidad atmosférica se produce cuando hay movimiento ascendente por convección de aire, cuya temperatura disminuye según el GAS en el seno de una masa de aire estática con un GVT mayor en valor absoluto (se enfría más rápidamente) que el GAS. El ascenso de aire provoca una depresión o borrasca y es sustituido por el aire circundante que se dirige al centro de la borrasca. Si se condensa el agua en la masa de aire ascendente se pueden producir precipitaciones.  El aire frío de los alrededores origina vientos que circulan desde el exterior hacia el centro de la borrasca, girando en sentido antihorario en el hemisferio
N (al contrario en el hemisferio S). Estas condiciones son apropiadas para la eliminación de los contaminantes, que son elevados y dispersados por el aire.

Condiciones de estabilidad:

 La estabilidad atmosférica se produce por subsidencia (situación inversa a la convección). Al ser el GVT menor en valor absoluto que el GAS el aire no asciende sino que desciende y se calienta perdiendo humedad y generando una zona de alta presión o anticiclón de la que parten vientos hacia el exterior, en sentido horario en el hemisferio N (al revés en el S). Esto impide que se generen precipitaciones.  Hay dos situaciones de estabilidad que pueden observarse en la gráfica: |GVT| < |GAS|: no se produce convección. Inversión térmica: la temperatura del aire aumenta con la altura (GVT > 0) en vez de disminuir. Impide los movimientos verticales del aire y es especialmente peligrosa en lugares donde hay contaminación atmosférica.Dinámica atmosférica global: movimientos horizontales  El viento consiste en movimientos horizontales del aire para compensar las diferencias de presión atmosférica. Se desplaza a favor del gradiente de presión desde los anticiclones hacia las borrascas.  En las borrascas se produce zonas de convergencia de diferentes masas de aire denominadas frentes; en ellas se registran precipitaciones y mal tiempo. En los anticiclones tenemos zonas de divergencia, sin contacto de masas de aire heterogéneas, por ello el tiempo es estable y seco.  La trayectoria del viento no es rectilínea por: Influencia de la topografía: las masas continentales obstaculizan el transporte de calor pues frenan los vientos y las corrientes oceánicas y poseen mayor amplitud térmica. Fuerzas de Coriolis: consecuencia del giro de rotación terrestre (de W a E). Estas fuerzas de inercia son máximas en los polos y disminuyen progresivamente hacia el Ecuador, donde son nulas.

Efecto Coriolis :

Un móvil que parte de los polos hacia el Ecuador encuentra que los puntos de la superficie se desplazan a mayor velocidad por incrementarse el radio de giro (recuérdese que v = ω·r, siendo r la distancia al eje de rotación) por lo que tiende a quedar retrasado respecto a la superficie, desviándose hacia la derecha de su trayectoria en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur.  Estas fuerzas también hacen que los vientos adopten en los anticiclones una dirección tangencial a las isobaras en sentido horario y en las borrascas en sentido antihorario en el hemisferio norte. En el hemisferio sur ocurre lo contrario

.Circulación general atmosférica (I):

El calentamiento ecuatorial genera un cinturón permanente de bajas presiones (ZCIT).  En los polos, las bajas temperaturas provocan la subsidencia y una zona anticiclónica. Las fuerzas de Coriolis impiden el establecimiento de una célula de convección en cada hemisferio (los vientos se desvían de su trayectoria hasta hacerse paralelos al Ecuador en las latitudes 30 ° y 60 ° N y S aproximadamente) generando tres células de convección por hemisferio.

Circulación general atmosférica (II):

 Sobre una franja que oscila unos 10 ° N y 5 ° S del Ecuador, se establece la zona de convergencia intertropical (ZCIT) en la que hay precipitaciones constantes debido a la confluencia de los vientos alisios, que ascienden.  Los alisios, proceden del cinturón anticiclónico subtropical, de donde parten también los westerlies, vientos de componente oeste que fluyen hacia las zonas templadas para ascender en las zonas de bajas presiones templadas, situadas a unos 60 ° de latitud.  En la zona de bajas presiones templadas confluyen también los vientos polares de levante, procedentes de las zonas de anticiclones polares. El frente polar es el límite entre el aire frío procedente de los polos y el aire cálido de los westerlies. Realmente es un cinturón de frentes de ubicación variable durante el año.  Todo el sistema experimenta desplazamientos estacionales: en el hemisferio norte hay un desplazamiento hacia el N en verano y hacia el S en invierno.