La circulación atmosférica - Los vientos y la circulación atmosférica

Viento es todo movimiento del aire ocasionado por diferencias de presión. Con carácter vectorial, integrado por dirección e intensidad. La rosa de los vientos es una representación gráfica y mediante sus 8 direcciones indican dirección e intensidad de los vientos en períodos de tiempo, con longitudes proporcionales al % en que sopló en cada dirección.

2.1 Análisis dinámico del movimiento del aire

La ecuación fundamental de Newton. Interpretación : La aceleración de un cuerpo es  proporcional a la fuerza e inversamente proporcional a la masa. La fuerza de rozamiento es contraria al movimiento, provocada por el medio donde se desplaza. En las trayectorias curvas intervienen las fuerzas centrífuga y centrípeta (Fc = m x v / r).

Fuerza del gradiente del viento : La fuerza causante del movimiento inicial del aire es la debida a las diferencias de presión existentes en la atmósfera. El equilibrio aerostático se produce al igualarse la presión en altura con la fuerza gravitatoria, impidiendo el escape de vientos hacia niveles más altos.

Dirección e intensidad de la fuerza del gradiente : El movimiento horizontal del aire irá desde los centros de altas presiones a los de bajas presiones con dirección perpendicular a las isobaras. La intensidad depende de dos factores:

Gradiente de presión: diferencia de presión por unidad de longitud (si las isobaras están muy juntas la velocidad será más alta que si están separadas).

Densidad del aire: a menor densidad, mayor fuerza y mayor aceleración.

Fuerza aparente de Coriolis y la desviación de los vientos : El movimiento de rotación de la Tierra desvía la trayectoria aparente del viento, que deja de ser perpendicular a la línea de máximo gradiente, debido a la fuerza de Coriolis.

Desviación aparente del viento. Ley de Buys-Ballot : En el Hemisferio N, el movimiento resultante del viento iría de las altas a las bajas presiones, pero según una trayectoria inclinada respecto a las isobaras. La ley de Buys-Ballot indica que todo observador situado en el Hemisferio N, colocado en el sentido de desplazamiento del viento, dejaría a su derecha las altas presiones y a su izquierda las bajas presiones (lo contrario en el Hemisferio S).

Dirección e intensidad de la fuera de Coriolis : La fuerza de Coriolis tiene una dirección perpendicular al movimiento del aire. Su intensidad equivale a Fcor = 2 x W x V x senf (W velocidad rotación, V la del viento, f latitud). Se pueden extraer las siguientes conclusiones:

·          La fuerza del gradiente del viento será perpendicular a las líneas de máximo gradiente.

·          La fuerza de Coriolis sería perpendicular al movimiento del aire.

·          La fuerza de rozamiento sería contraria al movimento del aire.

·          La resultante de las tres fuerzas sería nula.

·          La velocidad del viento formaría un ángulo respecto a isobaras (depende rozamiento y en océanos > continentes).

Viento geostrófico. Espiral de Ekman.

El efecto del rozamiento. El aire se ve frenado por la superficie terrestre. La dirección de la fuerza de rozamiento se opone a la del viento.

La velocidad en altura: viento geostrófico. En alturas por encima de 1.000 m el viento sopla aproximadamente perpendicular al gradiente de presión, siendo prácticamente nulo el rozamiento. El viento geostrófico se da cuando el viento sigue la línea de las isobaras.

El equilibrio dinámico en superficie y altura. La desigual dirección del viento en superficie y altura se interpreta como una progresiva adaptación de la dirección del viento a medida que disminuye el rozamiento, variando también la intensidad.

La variación del viento desde la superficie a la altura: espiral de Ekman. Si fuéramos ascendiendo desde la superficie hasta una altura de 500 a 1.000 m, la dirección e intensidad del viento se modificarían progresivamente hasta alcanzar el valor del viento geostrófico, según la espiral de Ekman.

Los movimientos verticales de convergencia y divergencia : El aporte o pérdida del aire en superficie debe ser compensado con movimientos atmosféricos descendentes o ascendentes:

·         Convergencia en superficie: existencia de una acumulación de de aire en un área limitada. Está asociada a los centros de bajas presiones.

·         Divergencia: pérdida del aire en una zona limitada. Está asociada a los centros de altas presiones.

Los ciclones actúan como centros de convergencia: el aire se eleva y desciende en un anticiclón.

2.2 La circulación general atmosférica

La circulación atmosférica no está dominada por estos movimientos en superficie, sino por los movimientos que se producen en altura.

El mapa de la distribución de presiones en superficie

Los principales rasgos son:

·          Tendencia a la zonalidad

·          Las franjas varían su posición estacionalmente

·          Las franjas se alteran por la presencia de continentes

·          En el Hemisferio S los contrastes de presión son menores al haber menos tierra

El sistema de vientos en superficie

La distribución de presiones es la causa del movimiento del aire. La relativa estabilidad de las posiciones de los centros de acción permite hablar de un sistema de vientos dominante.

Las zonas que se describen a continuación son vientos en superficies oceánicas, aunque de forma general pueden ser válidos para el resto del globo.

Areas de calma ecuatoriales, doldrums

Cinturón ecuatorial de vientos variables y calmas. Entre 5° latitud N y S. Área de bajas presiones, con muy poca fuerza del aire y bajo gradiente de presión. Las áreas de calma se llaman doldrums.

Cinturón de alisios en área intertropical

Desde las calmas ecuatoriales hasta los 30° de latitud. Consecuencia del gradiente de presión entre las altas presiones subtropicales y las bajas presiones ecuatoriales. En el Hemisferio N la dirección es NE-SO, y en el S es SE-NO. Vientos regulares en intensidad (20 km/h) y dirección (del E). Se les llamaba trade-winds (vientos del comercio) en la antigüedad. Estám mejor definidos en Atlántico y Pacífico, que no en Índico. La línea donde se unen los alisios de ambos hemisferios se llama línea de convergencia intertropical (CIT).

Vientos del Oeste en latitudes medias

Entre las altas presiones subtropicales y las bajas presiones subpolares. Distorsionados por los continentes. Fuerza considerable. Usados por los antiguos navegantes a vela.

Vientos del Este en altas latitudes

Entre las bajas presiones subpolares y las altas presiones polares.

La circulación atmosférica en altura

Desaparecen los factores geográficos, así como la acción de ciclones y anticiclones de origen térmico a nivel de 700 mmb. Las altas presiones subtropicales (de origen dinámico) aparecen con los mapas de altura. A partir de los 1000 m desaparece la influencia de los factores geográficos.

Circulación dominante del Oeste

Un cinturón de altas presiones subtropicales enmarcan las corrientes de dirección O hasta las zonas polares. La trayectoria de los vientos (geostróficos) manifiestan la existencia de un flujo zonal de dirección O. El cambio estacional decelera las corrientes del O, más lentas en verano, desplazándolas a altas latitudes.

La Corriente del Chorro o Jet-Stream: ciclo estacional

El Jet-Stream o Corriente del Chorro es un flujo de viento de mayor velocidad (entre 200 y 400 km/h en invierno) que se halla concentrado en una estrecha franja situada hacia los 30° de latitud oscilante con las estaciones y a una altura entre 9.000 y 15.000 m. Se descubrió en el Hemisferio N durante la IIª Guerra Mundial, y se ha comprobado su existencia en el Hemisferio S, así como diversas ramificaciones. Su origen es incierto (factores dinámicos, como la rotación, y térmicos, como el desigual calentamiento terrestre). Es de gran trascendencia en la atmósfera y se la ha definido com el verdadero sistema nervioso de la atmósfera interior.

Aparte de los cambios estacionales existen otros cambios que afectan al Jet-Stream, tanto en latitud como en velocidad y altura, incrementando la rapidez y bajando la latitud en invierno y debilitándose y ascendiendo de latitud en verano. Por medio de la Jet-Stream el aire caliente del Trópico se traslada hacia el N y el aire Polar hacia el S, con lo que se consigue la nivelación del desequilibrio térmico entre Polos y Ecuador.

Las fases del del ciclo son:

·          Corriente rápida (150 km/h), zonal y alta en latitud

·          Aparecen ondulaciones, cada vez de mayor amplitud, que generan curvaturas positivas (sentido de las agujas del reloj) anticilónicas y negativas (sentido contrario) ciclónicas.

·          La circulación se ralentiza (70 km/h) y se hace una trayectoria más sinuosa que puede dar lugar a gotas frías

Explicación de la circulación general de la atmósfera

El primitivo modelo de Halley

Las diferencias térmicas entre Ecuador y Polos eran el eje del sistema térmico. El aire cálido del Ecuador se elevaría, transportando el calor ecuatorial al frío polar. Los alisios serían los vientos superficiales descendientes en latitud y al confluir en la CIT darían lugar a los contralisios. Esta corriente cerraría la llamada célula de Halley, una en cada hemisferio. Este modelo no explica el cinturón de altas presiones subtropicales y los vientos del O de latitudes medias.

Recientes aportaciones

El Jet-Stream es el verdadero motor dinámico de la atmósfera. Se admite una corriente tubular que coincide con el movimiento del aire en dirección O-E en las altas capas de la troposfera. Las ondulaciones del Jet-Stream permite la zonalidad de los flujos de viento y el trasvase del calor en sentido meridiano.

2.3 Los vientos locales

·          Las brisas tierra-mar. Fenómeno alterno dia (mar-tierra) / noche (tierra-  montaña) provocado por la diferencia de calentamiento.

·          Vientos de montaña y de valle. En función del calentamiento de las laderas de las montañas. Fenómeno alterno dia (valle-montaña) / noche (montaña-valle)

·          Vientos catabáticos o de drenaje. Desplazamiento de aire frío por acción de la gravedad, desde regiones troprgráficamente más altas a otras de menor altitud.

·          Vientos foëhn. Efecto producido por las barreras montañosas. El aire es forzado a elevarse, desecándose.