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En cierto aspecto, la atmósfera puede compararse con una gigantesca máquina
térmica donde la diferencia constante de temperatura existente entre los polos y
le Ecuador proporciona la energía necesaria para la circulación atmosférica.
El aire, al calentarse, varía
su densidad y por lo tanto
su presión atmosférica. Las
diferencias barométricas
ponen en movimiento las
masas de aire, las que
entran en una constante
pero inalcanzable
“búsqueda de equilibrio
bárico”.
Temp sup Mar
La transformación de energía calorífica en energía cinética puede implicar un
ascenso o descenso del aire, pero los movimientos verticales son generalmente
mucho menos evidentes que los horizontales, que pueden abarcar amplias zonas
y persistir durante períodos de tiempo que oscilan entre algunos días y varios
meses.
Sin embargo, antes de considerar estos aspectos globales, es
importante determinar las leyes que rigen el movimiento del aire.
Cabría esperar que la diferencia de presión existente entre la superficie de la
tierra y los niveles superiores de la atmósfera ocasionase el escape de ésta,
hecho que no se produce a causa de la existencia del campo gravitatorio
terrestre. El descenso de la presión del aire al aumentar la altura está
compensado por la fuerza de la gravedad dirigida hacia abajo; esto es lo que
se conoce como equilibrio hidrostático.
Este equilibrio, conjuntamente con la estabilidad general de la
atmósfera y su escaso espesor, limita en gran manera los
movimientos verticales del aire. Por término medio, la velocidad de
los vientos horizontales es del orden de varios centenares de veces
mayor que la de los movimientos verticales, aunque se producen
algunas excepciones, particularmente en las tormentas
convectivas.
El movimiento del aire en las
proximidades de la superficie
terrestre está controlado por cuatro
factores: la fuerza del gradiente de
presión, la fuerza de Coriolis, la
aceleración centrípeta y la fuerza de
rozamiento.
De éstos, la fuerza de Coriolis y la
aceleración centrípeta son, en
rigor, ficticios, pero conviene
atribuir a dichas fuerzas ciertos
efectos sobre el movimiento del
aire en las proximidades de la
tierra.
Esta fuerza es la componente horizontal de la fuerza de presión. La componente
vertical de dicha fuerza se equilibra con la fuerza de la gravedad. La diferencia de
presión en el espacio, que pueden ser debidas a causa mecánicas o térmicas,
controlan los movimientos horizontales de las masas de aire. El gradiente de
presión es la fuerza que ocasiona el movimiento del aire desde la zona de altas
presiones hacia las de bajas presiones.
El gradiente de presión por unidad de masa, perpendicular a las isobaras se expresa
matemáticamente como:
1 p
ρ n
donde = densidad del aire y p/n= gradiente horizontal de
presión
Por consiguiente, cuanto más juntas estén las isobaras, más intenso
será el gradiente de presión y mayor la velocidad el viento La fuerza
del gradiente de presión es también inversamente proporcional a la
densidad del aire y está relación es de especial importancia para
comprender el comportamiento de los vientos en altura
La fuerza de Coriolis una consecuencia del hecho de que el movimiento de las masas
de aire sobre la superficie de la tierra está generalmente referido a un sistema de
coordenadas móvil ( por ejemplo, la red de meridianos y paralelos que gira con la
tierra).
Se puede entender la fuerza de Coriolis
imaginando a un hombre de pie en el centro
de un disco giratorio y de cara a un objeto
situado al borde. Cuando el hombre larga
una bola al objeto, ésta viaja en línea recta y
evita el movimiento del objeto. Sin embargo
para el hombre que gira con el objeto la bola
se ha movido describiendo una curva desde
el punto en que estaba este.
La Fuerza de Coriolis se puede comprobar
trazando una línea de tiza con un
desplazamiento recto de la mano sobre un
disco de música en movimiento o intentando
caminar sobre una plataforma en
movimiento circular.
De forma similar los vientos fluyen de la
zona de Altas Presiones a las de Bajas
Presiones son desviados siempre por efecto
de la rotación terrestre.
Esquema del efecto de Coriolis en la circulación
planetaria.
LA FUERZA DE CORIOLIS
La fuerza de Coriolis es un fenómeno visible. Las vías del ferrocarril
se desgastan más rápidamente de un lado que del otro. Las cuencas de
los ríos están excavadas más profundamente en una cara que en la otra
(de cual se trate depende en qué hemisferio nos encontremos : en el
hemisferio norte las partículas sueltas son desviadas hacia la derecha).
En el hemisferio norte el viento tiende a girar en el sentido contrario al
de las agujas del reloj (visto desde arriba) cuando se acerca a un área de
bajas presiones. En el hemisferio sur el viento gira en el sentido de las
agujas del reloj alrededor de áreas de bajas presiones.
Cómo afecta la fuerza de Coriolis a los vientos globales
El viento sube desde el ecuador y se desplaza hacia el norte y hacia el
sur en las capas más altas de la atmósfera. Alrededor de los 30° de
latitud en ambos hemisferios la fuerza de Coriolis evita que el viento se
desplace más allá. En esa latitud se encuentra un área de altas presiones, por lo que el aire empieza a descender de nuevo. Cuando el viento
suba desde el ecuador habrá un área de bajas presiones cerca del nivel
del suelo atrayendo los vientos del norte y del sur. En los polos, habrá
altas presiones debido al aire frío.
La atmósfera tiene un espesor de sólo 10 km, lo que representa 1/1200
del diámetro del globo. Esta parte de la atmósfera, conocida con el
nombre de troposfera, es donde ocurren todos los fenómenos meteorológicos (y también el efecto invernadero). Las direcciones dominantes
del viento son importantes para el emplazamiento de un aerogenerador,
ya que obviamente querremos situarlo en un lugar en el que haya el
mínimo número de obstáculos posibles para las direcciones dominantes
del viento. Sin embargo la geografía local puede influenciar en los
resultados.
En el caso de un sistema cerrado de Altas presiones la aceleración
centrípeta es debido a la diferencia entre ambos pero la fuerza de Coriolis
esen
mayor
quees
el pequeña
gradientey de
presión.
La aceleración centrípeta
general
sólo
adquiere importancia en el
caso de vientos que se muevan a gran velocidad siguiendo su trayectoria muy
curvados, es decir en las proximidades de las Bajas presiones muy intensas.
Igualmente se presentan dos casos de especial importancia meteorológica:
1. - Los ciclones intensos próximos al Ecuador donde se desprecia la
Fuerza de Coriolis
2. - Los vórtices de pequeños diámetros tales como los tornados. En estas
condiciones, cuando el fuerte gradiente de presión proporciona la
aceleración centrípeta necesaria para que el flujo sea paralelo a las
isobaras el movimiento se denomina ciclostrófico.
Todo
esto
El movimiento en sentido latitudinal que hace variar
supuestamente
la fuerza de Coriolis
con
flujo
estacionario, pero
El hecho de que un sistema isobárico al moverse o
debe tenerse en
cambiar de intensidad produce una aceleración del
cuenta que existen
aire (positiva o negativa), que ocasiona un flujo a
dos factores que
través de las isobaras. Los mismos cambios de
rompen el estado
presión dependen del desplazamiento del aire cuando
de equilibrio
se rompe el estado de equilibrio.
La atmósfera es una capa muy fina alrededor del globo. El globo tiene
un diámetro de 12.000 km. La troposfera, que se extiende hasta los 11 km
de altitud, es donde tienen lugar todos los fenómenos meteorológicos y
el efecto invernadero. Visto a una escala diferente: si el globo fuese una
bola de 1,2 metros de diámetro, la atmósfera sólo tendría un espesor de 1
mm.
El viento geostrófico: Los vientos globales son en realidad los vientos
geostróficos. que son generados, principalmente, por las diferencias de
temperatura, así como por las de presión, y apenas son influenciados por
la superficie de la tierra.
Los vientos geostróficos se encuentran a una altura de 1.000 metros a
partir del nivel del suelo. La velocidad de los vientos geostróficos puede
ser medida utilizando globos sonda.
Vientos de superficie
Los vientos están mucho más influenciados por la superficie terrestre
a altitudes de hasta 100 metros. El viento es frenado por la rugosidad
de la superficie de la tierra y por los obstáculos , como veremos seguidamente. Las direcciones del viento cerca de la superficie serán ligeramente diferentes de las de los vientos geostróficos debido a la rotación
de la tierra (fuerza de Coriolis ). Tratándose de energía eólica interesará
conocer los vientos de superficie y cómo calcular la energía
aprovechable del viento.
Aunque los vientos globales son importantes en la determinación de los
vientos dominantes de un área determinada, las condiciones climáticas
locales pueden influir en las direcciones de viento más comunes. Los
vientos locales siempre se superponen en los sistemas eólicos a gran
escala, esto es, la dirección del viento es influenciada por la suma de los
efectos global y local.
Cuando los vientos a gran escala son suaves, los vientos locales pueden
dominar los regímenes de viento.
Densidad del aire
La energía cinética de un cuerpo en movimiento es proporcional a su
masa (o peso). Así, la energía cinética del viento depende de la densidad
del aire, es decir, de su masa por unidad de volumen.
En otras palabras, cuanto "más pesado" sea el aire más energía recibirá
la turbina. A presión atmosférica normal y a 15° C el aire pesa unos
1,225 kilogramos por metro cúbico, aunque la densidad disminuye
ligeramente con el aumento de la humedad.
Además, el aire es más denso cuando hace frío que cuando hace calor.
A grandes altitudes (en las montañas) la presión del aire es más baja
y el aire es menos denso.