Termodinámica de la atmósfera



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La atmósfera a escala sinóptica: mapas del tiempo


La escala sinóptica (Gr. , junta) es la que permite ver diferentes rasgos meteorológicos adyacentes, facilitando la visión de conjunto; típicamente abarca unos 3000 km de extensión horizontal, y corresponde a los mapas del tiempo típicos.
Un mapa es una representación geográfica de la superficie de la Tierra o parte de ella, en un plano, donde se da información física (costas, ríos, montañas…), con o sin leyenda (mapas mudos), usualmente incluyendo información humana (poblaciones, vías de comunicación, lenguas, industrias, comercio…). La termodinámica básica no usa mapas porque estudia sistemas en equilibrio (en transmisión de calor sí se hace uso de mapas de distribución de temperaturas sobre una superficie, aunque no sea la terrestre).
Para mostrar el tiempo meteorológico se utilizan distintos mapas del tiempo (Fig. 19):

  • Imágenes desde satélites. Miden la cobertura nubosa por reflexión en el canal visible (VIS, 0,4..0,7 m), la temperatura superficial por emisión infrarroja (IR, 8..14 m), y la humedad en altura por emisión infrarroja en la banda de absorción del vapor de agua (WV, 5,5..7 m); con esta última banda sólo detecta la contribución del vapor por encima de unos 5 km, pues por debajo ya es opaco (no se ven bordes continentales), y sirve para determinar la altitud del techo nuboso. Las nubes en cúmulos se ven en los tres canales, pero los estratos sólo aparecen en el canal IR y en el visible, y los cirros sólo en el IR. Hay satélites con detectores en otras muchas bandas (e.g. la 3,5..4,4 m para medir temperaturas en superficie y nubes bajas, la 9,4..9,9 m para medir ozono, la 12,4..14,4 m para medir CO2, etc.). Los satélites meteorológicos son principalmente geoestacionarios (los de órbita polar se usan más para investigación) y cubren casi un hemisferio (más de 1/3 de la superficie del globo), aunque se suele presentar sólo la región de interés a escala sinóptica. La extensión de la imagen depende del tipo de satélite, pero se suele ajustar a la de los demás mapas del tiempo.

  • Mapa significativo o pictográfico. Usa iconos meteorológicos sencillos: sol sonriente, nube goteando, rayo relampagueando, cristal de nieve, etc. Se usa para presentar el tiempo actual o los pronósticos. La tendencia moderna es a añadir estos pictogramas sobre la imagen del satélite donde se aprecian las nubes (incluso añadiendo los centros de acción principales). La extensión horizontal puede variar desde unos 200 km (mapas provinciales) hasta unos 5000 km (mapas de grandes regiones).

  • Mapa de isobaras en superficie (a z=0). Es el clásico mapa del tiempo de ayuda a la predicción, que muestra las isobaras a nivel del mar, los máximos y mínimos relativos (altas, A, y bajas, B, usualmente con el valor extremo de la presión allí), las masas de aire, y sus frentes. Las isobaras no pueden cruzarse entre ellas porque en el punto de corte no estaría definida la presión. En las zonas donde predomina el buen tiempo, como en Madrid, hay sobrepresión prácticamente durante todo el año (la media anual corregida a nivel del mar es de 101,6 kPa (la media mensual oscila entre 101,4 kP en agosto y 102,0 kPa en enero, aunque los valores instantáneos pueden oscilar 1 kPa sobre estas medias). Para calcular la presión a nivel del mar, pSL, suele usarse la extrapolación de atmósfera isoterma: pSL=pSTexp[gzST/(RTST)], donde ST se refiere a los valores medidos en la estación meteorológica (de altitud zST). El viento en superficie en latitudes medias y altas es oblicuo a las isobaras, debido al efecto combinado de la fuerza de Coriolis y a la capa límite planetaria, con dirección preponderante de A a B (i.e. de altas a bajas) y velocidad proporcional a la distancia entre isóbaras. La extensión del mapa suele ser de 1000..3000 km (escala sinóptica).

  • Mapa topográfico de altitud geopotencial en altura (el más usado es el de 50 kPa). Muestra las isohipsas de esa superficie isobárica, de 40 en 40 m, pasando por la de 5560 m (el valor ISA a 50 kPa, siendo el gradiente vertical con este modelo dp/dz=g=pg/(RT)= 500·102·9,8/(287·252)=6,8 Pa/m), incluyendo las isotermas (a trazos) y marcando las corrientes en chorro. A veces se omite el último dígito en las altitudes para simplificar la leyenda (i.e. las isohipsas se etiquetan en decámetros neopotenciales, ‘gpdam’). Nótese que, a diferencia del mapa de isobaras en superficie, el mapa de isohipsas en altura presenta un marcado sesgo meridiano, pues, al disminuir la temperatura con la latitud, la isobara de 50 kPa tiende a estar más baja a mayor latitud; por cierto que por esta misma razón (atmósfera baroclina), si se comparan mapas de altura a distintas presiones, la densidad de isohipsas aumenta al disminuir la presión (i.e. el sesgo meridiano aumenta con la altura). En latitudes medias y altas, el viento en altura es prácticamente paralelo a las isobaras (o lo que es casi igual, a las isohipsas) y se llama geostrófico (Gr. , girado por ‘la rotación de’ la Tierra), pues la fuerza de fricción es despreciable y el gradiente de presiones queda compensado con la fuerza de inercia de Coriolis en ejes rotatorios; la dirección del viento es tal que el triedro (p,,) sea a derechas, y su velocidad es proporcional a la distancia entre las isobaras, que en los mapas de altura se corresponden prácticamente con las isohipsas como ya se ha dicho (dp/dz=6,8 Pa/m a 50 kPa). Aunque pudiera parecer que el mapa de altura sólo interesa en aviación, es fundamental también para los modelos de predicción del tiempo en superficie.


aemet-significativoaemet-isobaras

http://www2.inm.es/wwb/hirla/i1x0c000.gif mapa modelo 00, 500 hpa - alt. geopotencial, salida 00 horas, hirlam

aemet-visible aemet-masas%20de%20aire

Fig. 19. Mapas e imágenes meteorológicos: a) mapa significativo, b) mapa de superficie, c) mapa de altura, d) imagen Meteosat de la cobertura nubosa (canal visible), e) imagen Meteosat de las masas de aire (multiespectral). http://www.aemet.es, Agencia Estatal de Meteorología (AEMET), antes Instituto Nacional de Meteorología (INM).



Centros de acción, masas de aire y frentes


El tiempo que hace en un lugar y momento considerados, depende de la historia de la masa de aire que en ese momento está ahí, pero que viene de otro sitio, arrastrada por el viento, que en superficie se mueve de las regiones con alta presión barométrica hacia las regiones de baja; estas regiones de máximos y mínimos relativos de presión en superficie se llaman centros de acción; en los de alta se originan las masas de aire que llevan el ‘tipo de tiempo’ (la temperatura y la humedad) hacia los de baja.

  • Anticiclón, o alta (A en el mapa del tiempo, H en inglés). Corresponde a un máximo relativo de presión a nivel del mar (siempre es superior a la media estándar de 101,325 kPa), y en su entorno las isobaras son casi-circulares y bastante espaciadas, pues en ellas el viento en superficie es divergente, moderado, y con giro a derechas en el hemisferio Norte. El flujo divergente se compensa con una corriente que desciende desde las capas altas, normalmente forzado por una sobrepresión en altura (anticiclón dinámico) que hace que el aire descendiente (subsidencia) se calienta por compresión isoentrópica, dando lugar a un tiempo apacible y despejado. Otras veces el origen no es dinámico sino térmico, como los anticiclones que se forman por enfriamiento de las superficies de los continentes en invierno; en este caso, la velocidad de la subsidencia disminuye con la altura. Los anticiclones dinámicos son muy estables en localización y duración (con pequeñas oscilaciones de situación e intensidad a lo largo de las estaciones), y por eso se les da nombre propio: anticiclón de las Azores, de Hawai, del Índico, del Atlántico Sur, del Pacífico Sur.

  • Depresión (o ciclón, o borrasca, o baja, B en el mapa del tiempo, L en inglés). Pueden ser de origen térmico (superficies continentales cálidas en verano, disminuyendo la velocidad con la altura, donde dan lugar a altas), o de origen dinámico (aire absorbido por una dorsal en altura; la velocidad crece en altura en este caso). Las depresiones son menos estables que los anticiclones, y no se les da nombre propio (excepto a la depresión de Islandia, que es muy estable, y a los huracanes (ciclones tropicales), que pese a su carácter transitorio, merecen detallada atención por los peligros que entrañan). Los ciclones tropicales se forman cuando una masa de aire tropical marítima escapa del cinturón de bajas presiones ecuatoriales (zona de convergencia intertropical) y sobrepasa unos 15º de latitud en donde ya empieza a ser importante la aceleración de Coriolis, que le hace girar (a izquierdas en el hemisferio Norte) y aumentar la depresión que, sobre aguas cálidas (principalmente en el Caribe y las Filipinas) da lugar a una gran evaporación superficial y una gran condensación en altura, con un gran desprendimiento de calor que realimentan la fuerza del viento, hasta llegar a la costa (empujado hacia el Oeste por los alisios), donde se van disipando no sin antes causar graves daños. El ojo del huracán es la región axial de unos 20..60 km de diámetro donde la depresión dinámica es tan grande que incluso aspira aire axialmente, aunque la disipación turbulenta en el ojo reduce mucho la velocidad del aire (que es pequeña y descendente, como en el ojo de los tornados) y la temperatura ahí es mayor y no hay condensación (se ve un agujero en la cobertura nubosa, Fig. 20).


hurrican isidore at 2100 m height noaa hurricane_isabel_from_iss_2003

Fig. 20. a) Huracán Isidore-2002 fotografiado desde un avión a 2100 m de altitud. b) Huracán Isabel-2003 fotografiado desde la estación espacial ISS (http://en.wikipedia.org/wiki/Hurricane).


En los mapas de altura es más raro que aparezcan centros de acción propiamente dichos (i.e. que las isolíneas se cierren como en los anticiclones y depresiones por haber máximos y mínimos relativos), debido a la inclinación media de las superficie isobaras (más altas hacia el Ecuador), siendo lo más normal que aparezcan ondulaciones que no llegan a cerrarse, llamadas dorsales y vaguadas, las cuales también aparecen en el mapa de isobaras de superficie (pero en éste no son tan importantes).

  • Dorsal, o loma (o cuña anticiclónica, si es en superficie), es una deformación de las isolíneas (isobaras o isohipsas) hacia las altas latitudes (i.e. en forma de U-invertida en los mapas del hemisferio Norte, y de U en el hemisferio Sur), dando lugar a máximos (de presión o de altitud) sólo a lo largo del eje de la dorsal (y no también del perpendicular, como en los anticiclones). En altura se etiquetan con la misma letra que los anticiclones (A), e indican que la masa de aire por debajo está más caliente que en sus alrededores.

  • Vaguada, o valle, es una deformación de las isolíneas (isobaras o isohipsas) hacia las bajas latitudes (forma de U en los mapas del hemisferio Norte), dando lugar a mínimos (de presión o de altitud) sólo a lo largo del eje de la vaguada (y no también del perpendicular, como en las borrascas). En altura se etiquetan con la misma letra que las borrascas (B), e indican que la masa de aire por debajo está más fría que en sus alrededores.

  • Collado, es la región donde la topografía es casi plana porque en ella cambia el signo del gradiente (como en una silla de montar), que allí es nulo (las isobaras o isohipsas aparecen muy alejadas). No suelen etiquetarse en los mapas (a veces se pone una C).

Los centros de acción pueden clasificarse en diversos grupos:



  • Según su origen, en dinámicos y térmicos, como ya se ha indicado. Los centros de acción dinámicos suelen aparecer contrapuestos en los mapas de superficie y de altura (e.g. a un anticiclón en superficie le corresponde una baja en el mismo lugar en altura), pero los centros de acción térmicos no suelen tener correspondencia en altura.

  • Según su situación, en permanentes (se desplazan poco de su ubicación habitual siguiendo la declinación solar) y transitorios (aparecen y desaparecen con las estaciones, o se desplazan mucho, e.g. los térmicos). Los permanentes suelen tener una distribución zonal: cinturón de bajas presiones ecuatoriales (que pueden dar lugar a huracanes tropicales si alcanzan latitudes mayores de unos 15º), cinturón de altas presiones subtropicales, cinturón de bajas presiones subpolares (asociadas al frente polar, como la borrasca de Islandia), y cinturón de altas presiones polares (anticiclones ártico, antártico, canadiense y siberiano).

  • Según su extensión, en primarios (los grandes centros permanentes) y secundarios (e.g. la depresión de Liguria o del golfo de Génova, el anticiclón del desierto de Sonora en México, y los anticiclones peninsulares de verano).


Masas de aire

En meteorología, una masa de aire es un gran volumen de aire con temperatura y humedad casi uniformes y distintas a las de los volúmenes adyacentes. Puede tener gran extensión horizontal, hasta unos 1000·1000 km2, y unos 3 km de altura, y se forma sobre grandes superficies de características homogéneas (grandes regiones oceánicas o continentales) y vientos flojos (para que haya mucho tiempo de residencia). Suelen distinguirse cuatro tipos térmicos de masas de aire: ártica (A), polar (P), tropical (T) y ecuatorial (E); y dos tipos higrométricos: marítimo (m, húmedo) y continental (c, seco); a veces se añade una tercera letra para indicar la estabilidad respecto al suelo, poniendo k (colder) si la masa es más fría, o w (warmer) si es más caliente. Las masas continentales polares, cP, son frías en invierno, pero cálidas en verano; las demás apenas varían estacionalmente. El espesor de la separación entre masas de aire es del orden de 10 km y se llama frente, el cual se designa con el nombre de la masa que empuja, y tiene un movimiento básicamente horizontal. Así pues, las masas de aire pueden ser de los tipos siguientes:



  • Ártica marítima (mA o Am), fría y seca, procedente de Islandia, puede llegar en invierno si hay altas presiones allí; puede dar precipitaciones de nieve en la cornisa cantábrica.

  • Ártica continental (cA o Ac), fría y seca, procedente del Ártico o de la Antártica en sus respectivos inviernos, cuando hay altas presiones allí; da lugar a heladas sin nieve (en Europa entran por el NE).

  • Polar marítima (mP o Pm), fría y húmeda, llega a Europa procedente del W de Irlanda; típico del invierno, produce lluvia en la zona NW; en primavera suele cambiar y venir de las Azores, siendo entonces la masa mP cálida y húmeda, produciendo abundantes lluvias en el SW.

  • Polar continental (cP o Pc), fría y seca, procedente del norte de Europa, Liberia o Canadá; típico del invierno; produce tiempo estable, frío y seco.

  • Tropical marítima (mT o Tm), cálida y húmeda, procedente de las Azores, típico del verano (produce lluvia en la zona NW), pero que puede darse también en invierno (produce lluvia en la zona SW).

  • Tropical continental (cT o Tc), cálida y seca, que puede llegar en verano procedente de África, con calimas, olas de calor, e incluso con arena en suspensión, en el SE.

Las masas de aire se van desplazando con el viento, intercambiando masa (agua) y energía (térmica) con la superficie, donde el gradiente es mayor. Cuando la masa se enfría o toma agua se estabiliza, y cuando se calienta o precipita se desestabiliza. La interacción entre masas de aire es complicada porque la difusión es pequeña y por tanto el mezclado no es eficiente, produciéndose discontinuidad de propiedades (frentes).



Frentes

Un frente meteorológico es una franja de separación (de unos 10 km de espesor) entre dos masas de aire (de unos 1000 km de extensión) de diferentes características de temperatura y humedad, y se clasifican en: fríos, calientes, estacionarios y ocluidos. Los frentes se mueven desde las altas a las bajas presiones, por eso en latitudes medias suelen venir del oeste, con los vientos predominantes. En las imágenes de satélite, los frentes se corresponden con franjas de nubes.



  • Frente frío. Al avanzar sobre una masa de aire caliente y ser el aire frío más pesado, hace de cuña y levanta el aire más cálido, produciendo bajas presiones y precipitación (al llegar el frente). Se mueven deprisa, a unos 10 m/s, por su mayor densidad, y causan una bajada brusca de temperaturas en pocas horas. En mapas de tiempo, los frentes fríos están marcados con el símbolo de una línea azul de triángulos que señalan la dirección de su movimiento. En latitudes medias-altas se sitúa permanentemente un frente polar que separa los vientos fríos del este (polares), de los vientos del oeste en latitudes medias. Este frente se ondula y da lugar a frentes fríos hacia el Ecuador y frentes cálidos hacia los Polos (frontogénesis).

  • Frente cálido. Una masa de aire tibio que avanza más despacio, a unos 5 m/s, pasando por encima de una masa de aire frío que retrocede. Suelen venir de latitudes bajas y, con el paso del frente cálido la temperatura y la humedad aumentan, y la presión sube. Al llegar un frente cálido, primero aparecen nubes altas (cirros), luego altoestratos y al cabo de unas 12 horas nimboestratos, dejando un tiempo apacible excepto cuando el aire cálido ascendente es inestable y da lugar a fuertes chubascos y tormentas, tras lo cual queda un tiempo cálido y despejado.

  • Un frente ocluido se forma cuando un frente frío (que avanza más deprisa) acaba barriendo en superficie al frente caliente que antecede (más lento); el conjunto de un frente cálido seguido de un frente frío se denomina sistema frontal. El frente ocluido da lugar a nubes medias con lluvias débiles y persistentes, hasta que al cabo de un día o dos, el frente ocluido desaparece por difusión (frontolisis). En los mapas meteorológicos los frentes ocluidos se indican con una línea punteada rosada entre las marcas del frente frío y el frente caliente que señalan la dirección de su desplazamiento.

  • Un frente estacionario es un límite entre dos masas de aire, de las cuales ninguna es lo suficientemente fuerte para sustituir a la otra. Suelen ocurrir sobre el océano. En los mapas meteorológicos están marcados con una línea de círculos rojos y triángulos azules que se alternan, puestos en direcciones opuestas, simbolizando la naturaleza dual del frente.

Circulación general


La dinámica de los fluidos medioambientales (atmósfera y océano) es el movimiento originado por el desigual calentamiento por radiación solar de la Tierra que, aunque a nivel global apenas varía temporalmente, a nivel local el Sol no calienta todas las regiones por igual ni al mismo tiempo, siendo la dinámica atmosférica preponderante frente a la oceánica porque, además de contribuir con algo más de la mitad al transporte de energía desde el Ecuador a los Polos (un 60% o así, principalmente en forma de calor latente del vapor de agua), es la causa directa del movimiento (por la inestabilidad atmosférica), mientras que la dinámica oceánica viene ‘arrastrada’ por el aire, y sólo contribuye en un 40% o así al trasporte de energía.
Salvo el suave bombeo gravitacional, principalmente debido a la Luna, todo el movimiento del aire y el mar es debido a ese bombeo térmico solar: calentamiento en la zona tropical y enfriamiento en las zonas polares. El primero en explicar este origen de los vientos fue Torricelli (hacia 1640), y a la misma conclusión llegó E. Halley en 1686 (el astrónomo inglés descubridor del cometa Halley), que fue el que más influyó en el desarrollo posterior. El primero en explicar por qué los vientos permanentes tienen componente zonal (y no sólo latitudinal) fue G. Hadley en 1735, aunque hasta el siglo XIX prevalecieron las ideas de Halley, que era científico de prestigio, mientras que Hadley era abogado de formación y meteorólogo de afición.
Hablando del bombeo gravitacional, hay que tener presente que las mareas no sólo se dan en el agua oceánica, sino también en la atmósfera y la litosfera, aunque en menor cuantía por el efecto combinado de las diferentes densidad y fluidez, dando lugar a oscilaciones en la altura de la capa de aire (suele medirse la presión en superficie en lugar de la altura de la tropopausa, por ejemplo) y en la altura del terreno (respecto al centro de la Tierra), de periodo semidiario (12 h) como las mareas tradicionales. En la corteza terrestre, se miden amplitudes de hasta 0,5 m en latitudes bajas, disminuyendo hacia los Polos. En la atmósfera, a nivel del mar y en latitudes bajas se miden amplitudes de unos 150 Pa, disminuyendo hacia los Polos, pero en este caso el bombeo gravitacional sólo contribuye unos 10 Pa (y la mayor parte no es debida a la marea propia de la masa del aire sino al bombeo que ocasionan las mareas oceánicas); el resto de la marea atmosférica no es debido a la atracción gravitatoria luni-solar, sino al bombeo térmico solar que, aunque de periodo diario (24 h), genera armónicos importantes por no ser la excitación solar senoidal. Esta marea atmosférica suelen presentar los máximos a las 10 h y a las 22 h.
Tanto en la atmósfera como en los océanos, juega un papel crucial un componente minoritario: el agua en el caso del aire (globalmente un 0,3% en peso), y la sal en el caso del agua (un 3,5% en peso). La gran diferencia de inercia, sin embargo, hace que en la atmósfera los tiempos y distancias característicos de cambio sean mucho menores (unos pocos días y algunos kilómetros, frente a varias decenas de días y decenas de kilómetros en el océano).
La circulación general de la atmósfera puede explicarse de forma secuencial de la manera siguiente. El movimiento del aire nace, por así decir, en la zona ecuatorial donde la mayor absorción solar en superficie produce un sobrecalentamiento del aire que, al disminuir su densidad y en presencia del campo gravitatorio, origina una fuerza neta de flotabilidad que le hace ascender (efecto chimenea). Esta corriente ascensional, en altura se encuentra con un gradiente horizontal de presiones (porque la columna de aire caliente desde el suelo ha disminuido menos su presión hidrostática, e.g. a 10 km de altitud, la presión sobre el Ecuador es de unos 30 kPa y en latitudes medias es de 20 kPa), que le hace divergir hacia regiones más frías a ambos lados del Ecuador, hacia los Polos. Si la Tierra estuviese inmóvil y el Sol diera vueltas a su alrededor, sólo habría una célula de circulación en cada hemisferio, pues la depresión ecuatorial atrae aire de mayor latitud en superficie (i.e. los vientos dominantes sería fríos polares en todo el globo); las corrientes en altura cerrarían el ciclo en latitudes polares donde el aire más frío en altura descendería. Sin embargo, como la Tierra gira hacia la derecha (en sentido contrario a las agujas del reloj visto desde el Norte), la fuerza de Coriolis desvía las corrientes superficiales (de menos de 1 km de altura) que van hacia el Ecuador hacia la izquierda (vientos alisios, del nordeste en el hemisferio Norte, del sudeste en el Sur), y las corrientes en altura (cerca de la tropopausa) que van hacia los Polos, hacia la derecha, i.e. los vientos intertropicales en altura son del SW en el Norte y del NW en el Sur, acortando la célula principal hasta latitudes de unos 30º (en las que el aire enfriado en altura cae), y apareciendo otras células en latitudes mayores, en ambos hemisferios. En la zona de convergencia intertropical apenas hay viento (calmas ecuatoriales, en inglés doldrums)
Así, la circulación general de la atmósfera terrestre da lugar a tres arrollamientos zonales en cada hemisferio (aunque la célula intermedia no está bien cerrada en altura), llamados en general células de Hadley, o en más detalle células de Hadley, Ferrel y Polar (Fig. 21). En Venus la fuerza de Coriolis es pequeña porque el planeta gira más despacio (tarda 243 días terrestres en dar una vuelta sobre su eje, y de Este a Oeste, no como los demás planetas) y por ello sólo aparece una célula de Hadley en su atmósfera. Júpiter, sin embargo, gira tan rápido (tarda menos de 10 h), que aparecen muchas más células de Hadley (las bandas que se ven en las fotos). La desviación por efecto Coriolis hace que los vientos permanentes en el hemisferio Norte, tanto en superficie como en altura, vayan o vengan entre el primer y el tercer cuadrante cartesiano, y en el hemisferio Sur entre el segundo y el cuarto. La circulación general es más o menos constante (estacionaria) en las células de Hadley y Polar, siendo mucho más variable en la célula de Ferrel, que es más inestable y donde la meteorología se hace menos predecible. La circulación general en superficie en la célula de Ferrel tiene una componente latitudinal preponderante hacia los Polos, pero en altura la componente latitudinal es menos pronunciada y más variable, pues se trata de una zona de transición entre las células estables de Hadley y Polar.
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Fig. 21. Circulación general de la atmósfera: células de Hadley, Ferrel, y Polar.


Debido a la declinación solar estacional, las dos células de Hadley no convergen en el Ecuador geográfico, sino en la zona de convergencia intertropical (ITCZ), o Ecuador térmico, cuya posición sigue el curso anual del sol, desplazándose una media de 10º hacia el Norte en julio y de unos 5º hacia el Sur en enero, aunque la posición concreta viene modulada por la distribución de masas continentales, pudiéndo sobrepasar los trópicos en algún caso (Fig. 22).
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Fig. 22. Variación estacional de la zona de convergencia intertropical (línea gruesa) y de las isotermas medias en superficie (enero y julio).


Al considerar los vientos de la circulación general atmosférica surge la pregunta de por qué predominan los vientos del oeste, y eso que la Tierra gira en esa misma dirección. La respuesta más sencilla es: para conservar el momento angular en el movimiento general del aire desde el Ecuador a los Polos. Esto es, los vientos zonales son consecuencia de la desviación de Coriolis de los vientos meridianos, y el promedio anual de estos últimos en un paralelo dado ha de ser nulo por conservación de la masa y simetría, por lo que, al ser la desviación de Coriolis lineal con la velocidad, el promedio anual de estos últimos en un meridiano dado también ha de ser nulo. En latitudes medias predomina el viento del Oeste tanto en superficie como en altura; de hecho, en altura, son también preponderantes los vientos del Oeste en todas las latitudes. Pero todo esto ocurre en la troposfera. En la estratosfera y la mesosfera, aunque con grandes fluctuaciones, predominan los vientos del Este en latitudes bajas durante todo el año, y en el verano de cada hemisferio para las demás latitudes (y en superficie en las células de Hadley y Polar). En la célula de Ferrel, los vientos en superficie son predominantemente del Oeste, con velocidad creciente con la altitud hasta la troposfera, donde alcanza valores medios de unos 10 m/s (mucho más en los extremos, donde se desarrollan las corrientes en chorro); a partir de esa cota el viento disminuye con la altura más o menos al mismo ritmo que había aumentado en la troposfera, con lo que a unos 20 km cambia de sentido (velocidad media despreciable) y sigue creciendo, siendo de unos 30 m/s a la altitud de los globos estratosféricos, i.e. 40 km (i.e. por debajo de 20 km predomina el viento del oeste, y por encima el viento del este). El viento del Oeste en superficie es bastante más intenso en el hemisferio Sur porque en el hemisferio Norte se frena en las superficies continentales. En Europa predomina el viento del oeste (del WNW en invierno y del WSW en verano).

Fuerzas actuantes


Para entender mejor la dinámica atmosférica es preciso considerar en detalle las fuerzas que actúan sobre una masa de aire, y que son las que generan, mantienen y disipan el viento, según la ecuación de Newton del movimiento, . Para un volumen unitario elemental, , las fuerzas son las de presión , fricción gravitatoria , centrífuga , y de Coriolis ; estas dos últimas aparecen por no elegir ejes inerciales sino en rotación con la Tierra, a =2/86400=73·10-6 rad/s. Las fuerzas de presión y de fricción son de superficie, y las demás de volumen. En más detalle:

  • La del gradiente de presión, , cuyo efecto más importante es en el movimiento horizontal porque el gradiente vertical de presión, pese a ser mucho mayor, se compensa con la fuerza gravitatoria. Por ejemplo, la convección térmica intertropical antes descrita, aspira el aire del entorno de la zona caliente en superficie para alimentar la corriente ascendente; el aire caliente ascendente hace que la presión vaya disminuyendo en esa columna en menor grado que en el aire ambiente de alrededor, por lo que el gradiente horizontal de presión irá creciendo con la altura, desviando el aire ascendente tropical hacia los polos. Los gradientes horizontales de presión son los que originan los grandes movimientos horizontales, los llamados propiamente vientos, pues las corrientes ascendentes y descendentes son en promedio mucho menores.

  • La de fricción, , siendo la viscosidad del aire. La fuerza de fricción se opone siempre al movimiento y es mayor donde hay fuertes gradientes de velocidad, i.e. en la capa límite planetaria (hasta 1 km de altura sobre el terreno, o así) y otras zonas de cortadura más localizadas (tornados, corrientes en chorro, frentes…). Surge aquí una de las mayores complicaciones de toda la mecánica de fluidos, y es que este modelo basado en la viscosidad real del fluido (una característica constitutiva intrínseca) sólo es aplicable al movimiento laminar de los fluidos o a la simulación directa del movimiento turbulento, pero no es aplicable a las ecuaciones del flujo turbulento promediado. Como el movimiento del aire a gran escala es siempre turbulento y la simulación numérica directa (DNS) no es practicable con los ordenadores actuales, es preciso introducir un modelo turbulento; el más sencillo es cambiar el coeficiente de viscosidad del fluido, , por un factor empírico que tenga en cuenta la turbulencia, turb, que depende del tipo de flujo y es difícil de evaluar.

  • La gravitatoria, , que mantiene atrapado el aire contra la superficie y establece un fuerte gradiente vertical de presión. Si la atmósfera no está en equilibrio (y nunca lo está), esta fuerza puede dar lugar a movimientos verticales de aire por fuerzas de flotabilidad. Como el coeficiente de dilatación del aire es siempre positivo, basta un pequeño gradiente horizontal de temperatura causado por un calentamiento solar desigual de la superficie, para que el campo gravitatorio genere el movimiento de convección natural.

  • La centrífuga, , por tomar ejes giratorios. Esta fuerza es pequeña y se contabiliza junto a la gravitatoria (en el Ecuador, donde es máxima, es 300 veces menor que la gravitatoria). Las fuerzas centrífuga y de Coriolis son las fuerzas de inercia que se añaden en ejes giratorios, en lugar de las aceleraciones del sistema de referencia no galileano, que se deducen del movimiento relativo: . Si se considerase la Tierra quieta y el Sol girando a su alrededor, no habría ni efectos centrífugos ni de Coriolis. Pero habrá que tener en cuenta la fuerza centrífuga que aparece en otros movimientos giratorios, como vientos fuertes en trayectorias de gran curvatura, ciclones y tornados.

  • La fuerza de Coriolis (1835), , también por tomar ejes giratorios, es característica de los movimientos geofísicos. Como la Tierra gira hacia el Este (i.e. la velocidad angular, , apunta al Norte), en ejes Tierra los vientos que se alejen del eje de giro han de girar al Oeste para conservar el momento angular (según reconoció el meteorólogo Norteamericano William Ferrel en 1859), mientras que los vientos que se acerquen al eje se desviarán hacia el Este (por eso, como en altura predominan los vientos del Ecuador a los Polos, han de predominar los vientos del Oeste. En superficie, en cambio, aunque en la célula de Ferrel (Fig. 21) los vientos tienen componente polar y por tanto del Oeste, en las células de Hadley y Polar los vientos en superficie van hacia el Ecuador y por tanto son del Este (Fig. 21). Como el movimiento vertical del aire es de menor cuantía, el efecto Coriolis en él es despreciable. La fuerza de Coriolis en los movimientos geofísicos sólo se aprecia a gran escala (i.e. es un efecto de largo recorrido), debido al pequeño valor de .

En resumen, la ecuación del movimiento pasa a ser:


\* MERGEFORMAT ()
donde es la derivada total (local más convectiva). Para completar el modelo hay que añadir la ecuación de continuidad, (que es el balance másico total), la del balance másico de H2O (que es difícil de modelar por culpa de los cambios de fase), y la de la energía (que también se complica por los cambios de fase, y más por los acoplamientos radiativos).

Vientos


El viento es el aire en movimiento, y se caracteriza por su velocidad media y su dirección de procedencia (de donde vienen las nubes, de donde viene el fuego…, contrariamente a las corrientes oceánicas, que se etiquetan con la dirección de destino, i.e. a donde nos lleva la corriente).
El viento es lo que más directamente se nota del aire (‘hace mucho aire’), y normalmente nos da frío (porque suele estar a menor temperatura que nuestro cuerpo; si no, sofoca). El viento dispersa las hojas caídas y la contaminación, empujando los barcos y las nubes, y dando origen a las corrientes marinas superficiales, lo que supone una doble acción sobre la navegación marítima: el viento y el oleaje (precisamente en la correlación entre el estado de la superficie del mar y el viento se basa la escala Beaufort de clasificación de la fuerza del viento). El viento ayuda en la polinización, y es capaz de esculpir las rocas. El viento puede apagar los pequeños fuegos, como el de una cerilla o los quemadores de gas del hogar (con el consiguiente peligro, al seguir saliendo gases sin quemar), debido a que desprende la llama de su anclaje, pero puede avivar los fuegos de combustibles sólidos debido al mayor aporte de oxígeno.
En meteorología, se llama viento a la componente horizontal del viento, llamando a las componente vertical ascensión o subsidencia. El aparato que mide la velocidad del viento es el anemómetro, cuyo primer desarrollo se debe a Hooke (1667), aunque el artista renacentista Alberti había usado un dispositivo similar; la fuerza del viento se medía por la deflexión angular que sufría una chapa colgando de una charnela, todo ello enfrentado al viento mediante una veleta que hacía girar horizontalmente el conjunto. El anemómetro de tipo pitot usado en aeronáutica se debe a Pitot (1732). El tipo más común en meteorología es el anemómetro de cazoletas (3 o 4 aspas) en el que se mide la velocidad de rotación, aunque empieza a ser substituido por el anemómetro sónico (se mide la diferencia de velocidad del sonido entre dos emisores/sensores (montando tres pares se mide también la dirección del viento). La dirección (de procedencia) se indica por el punto cardinal (rosa de los vientos), o en grados sexagesimales desde el Norte a derechas (e.g. un viento del E tiene 90º). En los mapas, la dirección e intensidad del viento se representan con una flecha (normalmente sin cabeza) con barbas sólo a un lado de la cola; cada raya de las barbas indica 5 m/s (se usa media barba para 2,5 m/s, y una banderola triangular para 25 m/s), y la dirección del viento es desde las bargas hacia la punta (nótese que en las veletas, el viento va desde la punta de la flecha o cabeza del gallo, hacia la cola).
La manera más antigua de medir las corrientes (de un río, del viento) es mediante el posicionamiento de cuerpos flotantes (se supone que la velocidad es la de arrastre), i.e. el viento se mide desde tierra siguiendo la posición de las nubes o de globos aeroestáticos (o, en este último caso, detectando su posición por radar o por radionavegación). En los sondeos, la velocidad y dirección del viento en función de la altura puede representarse conjuntamente en un diagrama polar de los vectores velocidad con una curva que une sus extremos, la odógrafa, en la que van marcadas las altitudes. Desde un satélite se puede medir el viento sobre la superficie del mar (velocidad y dirección) por dispersión rádar, enviando desde una antena giratoria un pulso de microondas de haz estrecho que se refleja en el mar (transpasa las nubes) y produce un eco proporcional a la rugosidad del oleaje (a su vez proporcional al viento).
Los vientos, además de servir de transporte convectivo de energía desde el Ecuador a los Polos y originar por arrastre las corrientes oceánicas, sirven para la renovación del aire y la dispersión de contaminantes en el entorno de los seres vivos (es bien conocida la tapadera ‘marrón’ de polución que se forma sobre las grandes ciudades cuando no hay viento). La calidad del aire depende de la emisión de contaminantes, su transporte, los procesos físico-químicos que sufre, y de los sumideros actuantes.
¿Dónde nace el viento? Decía Aristóteles que todo cuerpo en movimiento tiende a pararse por la fricción, pero ¿cómo se crea el movimiento? Newton lo explicaba así: todo cuerpo en movimiento tiende a mantenerse en movimiento, si no hay fuerzas que lo aceleren o deceleren (para el movimiento unidimensional, F=ma). Como consecuencia del calentamiento desigual de la superficie de la Tierra por la radiación solar, de la dilatación de aire, y de la fuerza gravitatoria, se generan movimientos convectivos en el aire (ascendencias y subsidencias), que a su vez dan lugar a corrientes horizontales de compensación que son de mayor amplitud porque las variaciones de energía potencial son muy pequeñas y todo desequilibrio pasa a energía cinética, y porque tienen mayor extensión para desarrollarse. Aunque, en media, la componente horizontal del viento es varios órdenes de magnitud mayor que la vertical, ésta puede ser mayor en los movimientos convectivos de tormentas. El viento aparece así en las superficies con desigual calentamiento donde se desarrollan las corrientes convectivas (como el Sol es un foco casi puntual de calor, en todas las atmósferas planetarias habrá viento).
Pueden distinguirse dos tipos de vientos según su extensión espaciotemporal. Unos son globales (su extensión es planetaria) y bastante permanentes (no varían mucho con el tiempo). Otros son regionales o locales (de extensión menor de unos 1000 km), y bastante variables (aunque algunos también son casi permanentes o cíclicos). Los primeros constituyen la circulación general de la atmósfera, que engloba a los segundos.
El viento más sencillo de describir es el que se da en régimen estacionario por encima de la capa límite terrestre (i.e. cuando las fuerzas de fricción son ya despreciables), en latitudes no muy bajas, que se llama viento geostrófico (Gr. , giro de la Tierra); en este caso, la ecuación del movimiento se reduce a:

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donde f=2sin es el factor de Coriolis (la fuerza de Coriolis por unidad de volumen es )), es el vector unitario vertical local, Z(x,y) es la superficie isobara que pasa por el punto considerado, y habiendo tomado coordenadas cartesianas en la horizontal local (x,y,z), siendo x la distancia en dirección longitudinal (positiva hacia el Este), y la distancia en dirección latitudinal (positiva hacia el Norte), y z la distancia vertical hacia arriba; para las últimas expresiones se ha supuesto Tierra esférica de radio R, y la posición del punto definida por la latitud y la longitud (angulares). Nótese que el modelo de viento geostrófico no es válido cerca del Ecuador porque f=2sin ya no es un factor preponderante.
Vemos que el viento geostrófico, , no tiene componente vertical, y es perpendicular al gradiente de presiones (y al de isohipsas), y por tanto paralelo a las isobaras (y a las isohipsas), y de intensidad proporcional al gradiente (lo que permite calcular la velocidad del viento midiendo el gradiente de isohipsas en los mapas de altura). Otro corolario del flujo geostrófico es la llamada regla de Ballot, que dice que en el hemisferio Norte, el viento geostrófico tiene altas presiones a la derecha y bajas a la izquierda, y al contrario en el otro hemisferio. Nótese una vez más cómo la termodinámica gobierna la dinámica atmosférica: el viento geostrófico nace del gradiente horizontal de presiones, que es debido a las variaciones horizontales de densidad, que a su vez son proporcionales a las variaciones horizontales de temperatura.
Ejemplo 9. Determinar la velocidad y dirección del viento geostrófico sobre Madrid (40ºN), sabiendo que en un mapa de altura (50 kPa) se observa que las isohipsas son casi verticales (i.e. paralelas a los meridianos), pasando por Madrid la de 5700 m y por Lisboa (a unos 500 km al Oeste) la de 5760 m (están dibujadas cada 60 m).

Solución. Se trata de aplicar . En módulo, v=(g/f)|Z|, donde g=9,8 m/s2, f=2sin, =2·(2/86400)·cos40º=93,5·10-6 rad/s, y |Z|=Z/x=60/(500·103)=120·10-6, luego, v=(9,8/(93,5·10-6))·120·10-6=13 m/s. En dirección, la regla de la mano derecha enseña que, al ser vertical hacia arriba (pulgar) y hacia el Oeste (el dedo índice a la izquierda), el viento (el dedo corazón) apunta hacia el Sur (i.e. viento del Norte). El gradiente de presión en altura coincidirá con el gradiente de isohipsas, luego las presiones altas quedan al Oeste y las bajas al Este, como ocurre de ordinario con buen tiempo en Madrid, dominado por el anticiclón de las Azores (el viento que suele acompañar a la lluvia viene del Suroeste). Conviene apuntar que no se ha calculado el gradiente centrado en Madrid, sino entre Madrid y Lisboa, y que el gradiente promediado temporalmente siempre apuntará de Norte a Sur (tanto el de altitud de 50 kPa, como el de temperaturas y presiones.


Se suele llamar viento térmico (aunque no es un viento) al gradiente vertical del viento geostrófico, , que es un vector contenido en la superficie de presión constante y paralelo a las isotermas (el aire más caliente queda siempre a la derecha), como se deduce a continuación:
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que también se puede poner, integrando entre dos cotas, . Como en el hemisferio Norte la temperatura decrece hacia el Polo, dT/dy|p<0, el viento térmico hace que el viento geostrófico aumente su velocidad con la altitud, y tiende a alinearlo con las isotermas en altura. Basta conocer cómo gira el viento en altura (e.g. con un globo sonda) para saber si el viento es frío o caliente (e.g. si en el hemisferio Norte la odógrafa gira a derechas con la altura, es porque el viento viene de regiones más cálidas). Las corrientes en chorro, que luego se describen, son un buen ejemplo de viento térmico. Nótese que si la atmósfera fuese barótropa (i.e. que la densidad sólo dependiese de la presión y no de la temperatura), no habría viento geostrófico porque pT=0, y se verificaría el teorema de Taylos-Proudman, que dice que en estas condiciones el campo de velocidades es no puede variar en la dirección del momento angular (aquí es ).
Se llama viento de gradiente al viento geostrófico cuando la fuerza centrífuga es importante, como ocurre alrededor de un centro de alta o baja presión en altura.
Volviendo ahora a cotas inferiores, hay que indicar que la disminución de velocidad en la capa límite terrestre es más pronunciada cerca del suelo; así, sobre terreno muy llano la velocidad en superficie (a 10 m del suelo, que es donde se mide) es ya del orden del 90% de la velocidad geostrófica (y sólo ha girado unos 10º..20º respecto a ella, mientras que en terreno muy rugoso (como el urbano) a 10 m la velocidad puede ser la mitad de la geostrófica (y haber girado unos 45º respecto a ella). El perfil vertical de velocidad del viento suele ajustarse a una curva del tipo v=v10(z/z10)n, con n=0,1 para terreno liso y n=0,3 para terreno muy rugoso (e.g. si en un entorno urbano se miden 5 m/s a 10 m de altura, a 100 m de altura la velocidad del viento será de unos 5(100/10)0,3=10 m/s).
La circulación general de la atmósfera da lugar a una distribución zonal de centros de acción (altas y bajas), que a su vez condicionan los vientos a escala sinóptica. En el cinturón ecuatorial de bajas presiones, de origen térmico, los vientos no son importantes. En el cinturón subtropical de altas presiones, de origen dinámico (e.g. anticiclón de las Azores), se originan los vientos dominantes en latitudes medias, e.g. vientos del W en la península ibérica, sobre todo en primavera, aunque en invierno, la alta centroeuropea puede dar lugar a vientos del E muy fríos y secos, y en verano, la baja norteafricana puede dar lugar a vientos cálidos y secos, y en otoño, la baja del golfo de Génova, de carácter dinámico, puede traer vientos cálidos y húmedos del Mediterráneo, que si se combinan con un embolsamiento de aire frío por depresión aislada en niveles altos (DANA) pueden ocasionar episodios de gota fría. La DANA (cut-off low en inglés) se forma cuando un ramal de la corriente en chorro (polar o subtropical) queda desprendido y aislado de la corriente principal y se mueve independientemente del chorro (del Oeste), y puede ser estacionaria o, incluso, retrograda (del Este); la DANA se sitúa a unos 6 km u 8 km de altitud, observándose en el mapa de altura como un mínimo local en las isotermas (que aparecen casi concéntricas), y apenas tienen correspondencia en superficie.
El tamaño de los centros de acción puede estimarse con el modelo de viento geostrófico en latitudes medias y velocidades típicas del viento de unos 10 m/s, pues igualando la aceleración de Coriolis, aC=2vsin=2·(2/86400)·10·sin45º=10-3 m/s2, con la centrífuga, ac=v2/R, se obtiene un radio típico R=v2/aC=102/10-3=100 km, con un periodo de rotación t=2R/v=2·105/10=18 h.
Aunque mucho menos pronunciadas que las células de Hadley, Ferrel y Polar, la disimetría azimutal en la distribución de masas continentales origina unas células de recirculación o arrollamientos de eje meridiano (células de Walter) con ascensiones en África (30ºE), América (90ºW) y Oceanía (150ºE), y subsidencias en las zonas marítimas intermedias.
La capa límite planetaria ocupa unos 500 m sobre terreno llano por la noche, pero a media tarde llega hasta uno o dos kilómetros de altura en general (más incluso sobre zonas muy calientes y secas, debido a la convección vertical); la altura de la capa límite puede medirse con radares (o mejor lidares) sintonizados para detectar gradientes térmicos y turbulencia. En altura, pese a que las velocidades son mucho mayores, los gradientes son muy pequeños (excepto en la corriente en chorro). Es dentro de esta capa límite terrestre donde tiene lugar las células locales de convección térmica (o ‘térmicas’) que se originan por calentamiento solar a lo largo del día sobre terrenos secos y llanos, y que aprovechan las aves y los veleros (aviones sin motor). El calentamiento solar del aire cercano al suelo produce una capa de unos 100..200 m con flotabilidad positiva, en la que se desarrollan pequeñas chimeneas de aire caliente que se juntan y forman una gran columna térmica ascendente de unos cuantos cientos de metros tanto en anchura como en altura (hasta 1 km o más; el mismo tamaño de la nube cumuliforme a que suelen dar lugar). Estas térmicas están 1 ºC o 2 ºC por encima del ambiente, su velocidad ascensional está entre 1 m/s y 3 m/s, y se van enfriando hasta condensar; al sobrepasar la altura de la capa límite y ser entonces la atmósfera estable, la corriente térmica diverge horizontalmente y tiende a caer (con menor velocidad) por el exterior de la columna ascendente.
La fricción por gradiente de velocidad es la causa de que la capa límite planetaria sea turbulenta. Para velocidades típicas de 10 m/s y longitudes características de 1 km (vertical, 1000 km horizontal), el número de Reynolds es Re=vL/=10·103/105=109 para el movimiento vertical (1012 para el horizontal), habiendo tomado =10-5 m2/s para la viscosidad cinemática del aire. Esta capa límite turbulenta llega prácticamente hasta el suelo, pues la subcapa laminar (donde Re<103) próxima al suelo (velocidades típicas de 1 m/s) apenas tiene un centímetro de espesor: L=Re/v=10-5·103/1=10-2 m. Al ir disminuyendo la velocidad al acercarse al suelo, la dirección geostrófica del viento va girando hacia la del gradiente de presión (lo que se llama espiral de Ekman).
La circulación general de la atmósfera está relacionada con la circulación oceánica, como ya se ha dicho, y como se sabía desde antiguo; e.g. los vientos favorables alisios en latitudes bajas y del W en latitudes medias, dan lugar a corrientes marinas favorables: la corriente del Golfo en el Atlántico Norte, y la de Kuro-Shivo en el Pacífico Norte. Por eso Colón (1492) bajó hasta 25ºN para ir al Oeste en busca de las Indias (y tuvo suerte de que ese año los alisios fuesen fuertes en esas latitudes), y subió hasta 40ºN para volver a Europa; también Andrés de Urdaneta (1565) subió hasta 35ºN para regresar a Acapulco (16ºN) desde Manila (13ºN) sin tener que volver por El Cabo como Elcano (primera circumnavegación: 1519-1522).
Además de esta correlación entre los vientos y las corrientes superficiales, hay muchos otros procesos de interés debidos a este acoplamiento atmósfera-océano, como la el afloramiento costero (upwelling), la deriva nor-atlántica (NAO, North Atlantic Oscillation), la oscilación sur-pacífica (ENSO, El Niño Southern Oscillation), la oscilación Ártica (AO, Artic Oscillation, relacionada con la NAO), y la oscilación pacífica decenal (PDO, Pacific Decadal Oscillation). La oscilación de El Niño (ENSO) consiste en un cambio pronunciado, cada 4 o 6 años, de la circulación de los alisios en el Pacífico Sur. Como ya se ha dicho, lo normal es que los alisios soplen del Este y arrastren las aguas oceánicas hacia el Oeste, desarrollando una circulación general de vientos y corrientes oceánicas en sentido horario en el hemisferio Norte, y antihorario en el Sur, por las fuerzas de Coriolis (la componente longitudinal de esta circulación da lugar a las células de Walker). Cuando estas corrientes de aire y agua vuelven hacia el Ecuador por la parte oriental de las cuencas oceánicas, el aire está frío y por tanto con poca humedad absoluta, y en el agua tiene lugar una surgencia de aguas profundas para reemplazar a las aguas superficiales que son arrastradas por los alisios. Este afloramiento trae muchos nutrientes que mantienen grandes bancos de pesca (en el Sur: Chile-Perú, Namibia, y la costa Oeste de Nueva Zelanda; en el Norte: California y Canarias). En diciembre (Navidad o El Niño), estas corrientes son menos intensas, y en la cuenca del Pacífico Sur, cada 4 o 6 años llagan a pararse y dejan de llegar agua y aire fríos a las costas de Perú, dejando aire cálido y húmedo que ocasiona grandes lluvias. Estas oscilaciones en el hemisferio Norte son mucho menos pronunciadas.
Los vientos pueden clasificarse por su escala (vientos globales que constituyen la circulación general anteriormente descrita, regionales o locales), por su altitud (en superficie o en altura), o por su componente vertical (anabáticos si es ascendente, o catabáticos si es descendente). Los vientos en superficie son mayores en las latitudes medias, y en el hemisferio sur (más del doble de velocidad). Los vientos locales suelen ser de ciclo diurnos (brisas marinas, continentales, de montaña y de valle).
Los vientos anabáticos aparecen en las laderas de las montañas o altiplanicies en días soleados (durante el día), debido a la mayor irradiación solar sobre las partes altas (el efecto es aún más acusado si otras montañas hacen sombra sobre el valle, y durante la primavera). Estas corrientes ascensionales (térmicas) son aprovechadas por las aves (y los veleros) para elevarse. El viento anabático sufre un enfriamiento adiabático al subir, que a veces llega hasta condensar el vapor de agua y producir precipitaciones.
Los vientos catabáticos aparecen en las laderas de las montañas o altiplanicies en días despejados, al atardecer y durante la noche, debido a la mayor emisión de radiación terrestre en las partes altas (el efecto es aún más acusado si en el valle hay focos térmicos como grandes ciudades o industrias, y durante el otoño). El viento catabático sufre un calentamiento adiabático al bajar, pero como su temperatura en origen era más baja, suele considerarse viento frío. En Europa son de este tipo los vientos del norte que caen desde los Pirineos (el Cierzo), el Macizo Central francés (el Mistral), los Alpes occidentales (la Tramontana) y los Alpes orientales (el Bora). En los grandes glaciares de la Antártica y Groenlandia, al caer el aire desde gran altura se alcanzan velocidades de 50..60 m/s. La Antártica es la región con meteorología más extrema; se han registrado vientos de hasta 80 m/s (300 km/h), temperaturas de 90 ºC, humedades menores de 1 g/kg, y su altitud media es mucho mayor que la de otras grandes regiones (2400 m de media); la temperatura del aire en el Polo Sur es de unos 60 ºC de marzo a octubre, y unos 30 ºC de diciembre a enero, siendo el viento menos fuerte que en latitudes menores (el viento aumenta con la altura hasta la tropopausa, que no está muy definida porque el gradiente térmico no cambia bruscamente, sino que la temperatura sigue disminuyendo hasta unos 25 km de altitud).
Cuando un viento en superficie cargado de humedad encuentra una montaña, se produce el efecto Föhn, que consiste en una corriente ascendente que por enfriamiento adiabático produce saturación y precipitaciones, que pasa a tener componente descendente a sotavento, con el consiguiente calentamiento adiabático que, al ser sin condensación, da lugar a un fuerte calentamiento global del viento en superficie (puede ser de más de 20 ºC desde barlovento a sotavento). El Föhn, vocablo alemán proviene del latín Favonius, que era un viento cálido favorable, suele aparecer en las laderas septentrionales de los Alpes, produciendo cielos muy despejados y derritiendo rápidamente la nieve.
En las zonas de baja presión, el viento horizontal se acelera y gira conforme se acerca al eje tomando una componente vertical cada vez mayor, hasta que en el ascenso la espiral se va ensanchando y la velocidad reduciendo cada vez más, como se aprecia en los pequeños remolinos, tornados y borrascas.
Las corrientes de aire en cortadura o cizalla (wind shear) son muy peligrosas en aeronáutica porque dan lugar a cambios bruscos de sustentación. Además de en las zonas de turbulencia debidas a la capa límite terrestre, las cortaduras más peligrosas son las convectivas (en las que una fuerte ascensión de aire da lugar a flujos convergentes cerca del suelo), y las no-convectivas (en las que una inversión térmica, un frente, o una brisa fuerte, de mar o de montaña, ocasiona vientos muy estratificados). Puede decirse que, en general, las condiciones meteorológicas más adversas para la navegación aérea tienen lugar en cotas bajas, y son, por orden de gravedad: la formación de hielo, las cizalladuras, la niebla, y las tormentas. En cotas altas pueden representar algún riesgo las turbulencias y las cenízas volcánicas.
Los vientos ocasionales y las tormentas son más frecuentes por la tarde, debido a la inestabilidad que origina el calentamiento solar diurno.

Corrientes en chorro


Se llaman corrientes en chorro (jet stream) a unos vientos fuertes y persistentes (>30 m/s), que tienen lugar en un estrecho cinturón zonal cerca de las discontinuidades de la tropopausa, donde hay fuertes gradientes horizontales de temperatura. La anchura típica es de unos 200 km, y el espesor de 1 km a 2 km, estando el eje (velocidad máxima) más cerca del lado frío del chorro. Hay un chorro ecuatorial (en la ZCIT) de viento del este, a unos 15..16 km de altitud, con grandes velocidades sobre el Índico en verano (cuando el monzón), luego sendos chorros subtropicales del oeste, a unos 12..13 km de altitud y menor intensidad, que llegan a desaparecer en sus respectivos veranos, y finalmente sendos chorros polares también del oeste, a unos 9..10 km de altitud y mucho más fuertes, sobre todo en invierno, particularmente en el hemisferio norte, que delimitan los vórtices ciclónicos circumpolares (i.e. forman el frente polar).
La corriente en chorro principal (la subpolar norte), suele estar a unos 9..10 km de altitud (unos 30..25 kPa), y unos 50ºN en verano y unos 40ºN en invierno, con tres o cuatro ondulaciones latitudinales principales (de unos 5º latitudinales de amplitud, aumentando con la velocidad) y otras ondulaciones menores), aunque varía bastante con el tiempo. Las dorsales y vaguadas que originan estas ondulaciones se corresponden en superficie con las bajas (B) y altas (A), respectivamente, y así se etiquetan. La posición del chorro (a unos 25..30 kPa de altitud presión), se corresponde con la isoterma de 28 ºC o 29 ºC en un mapa de altura de 50 kPa (que también es donde el gradiente de las isotermas es máximo), y con la posición del frente polar en superficie. La velocidad máxima, que varía bastante a lo largo del eje, siendo máxima en el Pacífico, suele ser de unos 30 m/s en verano (unos 100 km/h), y de unos 50 m/s en invierno, aunque pueden llegar a más de 100 m/s en invierno en algunas zonas (más de 300 km/h). Las compañías aéreas tratan de aprovechar este viento de cola de Asia a Norteamérica y de Norteamérica a Europa, en lugar de ir por la distancia más corta (ortodrómica)
Cuando una ondulación se hace muy pronunciada puede llegar a desprenderse del chorro principal y formar una DANA (cut-off low), o el chorro puede ramificarse. La ruptura ocasional de esta circulación zonal da paso a corrientes meridianas que ocasionas bruscos cambios meteorológicos.
La corriente en chorro contribuye a mantener el gran salto térmico entre la masa de aire polar en baja presión y la de la zona anticiclónica templada, aunque en algunas ocasiones ocurren episodios de relajación (Oscilación Ártica) en los que la diferencia de presiones no es tan acusada porque los anticiclones de latitudes medias se acercan más al Ecuador y las depresiones polares son menores, disminuyendo en intensidad y ondulándose mucho la corriente en chorro, dejando que el aire ártico fluya en superficie hacia las zonas templadas, lo cual se nota más en invierno (e.g. en Europa hace que el invierno sea mucho más fría de lo habitual, y en el Ártico más caliente, como ocurrió a finales de 2009).
¿Por qué las corrientes en chorro se producen cerca de la tropopausa y justo en los bordes entre las células? Pues porque el origen de la corriente en chorro es térmico en última instancia, pues son los fuertes gradientes horizontales de temperatura en esas regiones de la tropopausa lo que da lugar a los fuertes gradientes horizontales de presión que dan lugar a ese movimiento geostrófico.


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