Dinámica Atmosférica: Fuerzas, Vientos y Circulación Global

Fuerzas que Determinan el Viento

Gradiente de Presiones

El gradiente de presiones es el motor del movimiento atmosférico. La atmósfera está compuesta por zonas de altas presiones (acumulación de aire) y de bajas presiones (déficit de aire). Para paliar estos desequilibrios, la atmósfera se pone en movimiento, trasvasando el aire de las zonas de alta presión a las de baja presión.

Fuerza de Coriolis

Inicialmente, el aire se mueve por el gradiente de presiones, pero la Fuerza de Coriolis, inducida por la rotación de la Tierra, desvía la trayectoria del viento hacia la derecha en el Hemisferio Norte (HN) y hacia la izquierda en el Hemisferio Sur (HS).

Fuerza Centrífuga

Debido a que el viento sigue trayectorias curvas, aparece la fuerza centrífuga que empuja al viento hacia el lado convexo (hacia afuera).

Fuerza de Rozamiento

La Fuerza de Rozamiento aparece a bajas altitudes, donde el viento está en contacto con la superficie. Esta fuerza hace que el viento cruce las isobaras.

Tipos de Viento

Viento Geostrófico

Este viento aparece a altas altitudes, por lo que no interviene la Fuerza de Rozamiento. Las corrientes del viento son rectilíneas, por lo que las isobaras son líneas rectas. No hay aceleración centrífuga, y la velocidad es constante, por lo que no interviene la Fuerza Centrífuga. Se crea un equilibrio entre el gradiente de presiones y la Fuerza de Coriolis, donde se igualan. Debido a este equilibrio, el viento fluye paralelo a las isobaras. En el Hemisferio Norte (HN), el núcleo de altas presiones queda a la derecha y el de bajas presiones a la izquierda; en el Hemisferio Sur (HS) ocurre al revés.

Viento de Gradiente

Este viento es más realista, ya que, como sabemos, alrededor de los centros de anticiclones y borrascas, el aire se ve obligado a describir trayectorias curvas, apareciendo así la Fuerza Centrífuga, por lo que el equilibrio geostrófico se rompe.

Viento Antitriptico

Inicialmente, el aire se mueve de las altas presiones a las bajas presiones, pero en cuanto adquiere velocidad, aparece la Fuerza de Coriolis desviando el viento a la derecha. El aire se mueve a altitudes bajas, por lo que al estar en contacto con la superficie, aparece la Fuerza de Rozamiento. En régimen estacionario, la velocidad es constante, por lo que no aparece la Fuerza Centrífuga. Las tres fuerzas se equilibran, siendo la fuerza neta cero. Este viento cruza las isobaras con un ángulo hacia bajas presiones. El equilibrio se alcanza antes de que el viento llegue a ser paralelo a las isobaras (geostacionario).

Espiral de Ekman

Al aumentar la altura, la intensidad del viento se intensifica, ya sea porque disminuye la Fuerza de Rozamiento o porque disminuye la densidad del aire y aumenta el gradiente de presiones. Al aumentar la altitud, se produce un cambio de dirección del viento hacia la derecha hasta alcanzar el equilibrio geostrófico.

Sistemas de Presión y Vientos Locales

Anticiclones y Borrascas

• Anticiclones: Son zonas de altas presiones. El aire tiende a moverse hacia zonas de bajas presiones para equilibrar, por lo tanto, el aire sale del centro del anticiclón (divergencia). El aire desciende, lo que impide que se formen nubes, resultando en cielos despejados.
• Borrascas: Son zonas de bajas presiones. El viento entra hacia el centro de la borrasca para equilibrar (convergencia). El aire asciende, formando nubes.

Vientos Anabáticos y Catabáticos

• Vientos Anabáticos: Ocurren durante el día (días cálidos y soleados). El sol calienta la ladera de la montaña más rápido que el fondo del valle. El aire, al estar en contacto con la ladera, se calienta y asciende por la pendiente.
• Vientos Catabáticos: Ocurren de noche. La superficie de la montaña se enfría más rápidamente (por radiación). El aire en contacto se enfría y desciende ladera abajo. Por ejemplo, en Madrid, es normal que durante el día el viento sople de sur a norte (anabático) y de noche de norte a sur (catabático).

Brisas

Durante el día, la tierra se calienta más que el mar, por lo que el aire asciende. Como P2 es mayor que P3, el viento sopla de 2 a 3. Debido al ascenso de aire en 1, la presión disminuye, por lo que si hay mayor presión en 4, el viento fluye de 4 a 1.

Viento Foehn

El Viento Foehn se origina cuando una masa de aire húmedo asciende a barlovento, se enfría, se condensa y precipita. Al descender por sotavento (ya seco), se comprime y se calienta, provocando un aumento de la temperatura y una disminución de la densidad. Esto puede generar una diferencia de hasta 10ºC entre ambos lados de la montaña.

Circulación Atmosférica Global

Celdas de Circulación Atmosférica

La Tierra se calienta de forma desigual (más en el ecuador y menos en los polos). Este gradiente térmico provoca un gradiente de presiones, lo que hace que el aire se ponga en movimiento.

• Celda de Hadley (entre el ecuador y los 30° de latitud): El aire en el ecuador es donde más se calienta, por lo que asciende, dejando en la superficie bajas presiones. En la capa alta de la troposfera, el aire es desviado por la Fuerza de Coriolis hacia la derecha (en el HN). A los 30° de latitud, se produce una acumulación de aire caliente en altura, generando un anticiclón donde desciende el aire. Una parte del flujo en superficie se dirige de nuevo al ecuador, dando lugar a los Vientos Alisios (del noreste en el Hemisferio Norte y del sureste en el Hemisferio Sur).
• Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT): Es la zona donde convergen los Vientos Alisios del sureste y noreste. Es una zona de ascenso del aire como consecuencia del calentamiento en el ecuador, y un área de fuertes fenómenos convectivos.
• Celda de Ferrel (entre los 30° y 60° de latitud): A los 30° de latitud, el flujo es desviado por la Fuerza de Coriolis hacia la derecha (en el HN), generando vientos del oeste en superficie. A los 60° de latitud, la convergencia en superficie produce ascendencias (en altura se cierra la celda).
• Celda Polar (entre los 60° de latitud y los polos): En altura, el flujo de aire se dirige hacia los polos, donde desciende para formar anticiclones polares. A los 60° de latitud, la convergencia en superficie y la acumulación de aire frío ascienden, dando lugar a las depresiones polares.

Corriente en Chorro (Jet Stream)

La tropopausa tiene alturas distintas en función de la latitud. Los elevados gradientes de presión y temperatura dan lugar a estos vientos intensos de chorro. La frontera entre la Celda de Ferrel (aire húmedo y caliente) y la Celda Polar (aire frío y seco) genera corrientes más intensas que las subtropicales. La Fuerza de Coriolis desvía la corriente hacia la derecha (Hemisferio Norte) e izquierda (Hemisferio Sur), por tanto, las corrientes en chorro se dirigen siempre hacia el Este en ambos hemisferios.