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Presión y vientos
Variaciones horizontales de la presión
Modelo teórico:
Una columna de aire que se extiende
desde la superficie hasta una cierta
Altura (Figura 1).
Se supone que:
1) la densidad del aire es constante
a lo largo de la columna
2) el ancho de la columna es
constante con la altura.
3) no existe intercambio de aire con
el entorno.
Figura 1
• Si se incorporara más aire a la columna (a temperatura
constante) aumentaría su densidad y por consiguiente
su peso
• Entonces la presión en superficie aumenta.
• Si se extrae aire de la columna la presión en superficie
disminuirá.
• Entonces, para cambiar la presión en superficie es
necesario cambiar la masa de aire en la columna por
encima de la superficie.
Supongamos tener dos columnas
idénticas, una situada junto a la
otra sobre la superficie.
Ambas tienen la misma masa de
aire y temperatura, entonces
tendrán la misma presión del aire
en superficie (Figura 2).
Se tiene así la misma cantidad de
moléculas en cada una de las
columnas.
Consideremos que, mientras la
presión en superficie permanece
igual en ambas columnas, el aire se
Calienta en la columna 2 y se enfría
en la columna 1.
Figura 2
A medida que el aire en la columna 1
se enfría, el aire se torna más denso.
En el aire más caliente de la columna 2 el
aire se torna menos denso.
La masa de aire en cada columna permanece
constante y por lo tanto también la presión en
superficie.
Como consecuencia, el aire en la columna 1
se contrae y por lo tanto disminuye su altura,
mientras que en la columna 2 el aire se
expande y aumenta su altura (Figura 3).
Se observa entonces que una columna más
baja de aire frío y más denso ejerce la misma
presión en superficie que una columna más
alta de aire caliente y menos denso.
Figura 3
•
A una cierta altura en ambas
columnas, por encima de ese
nivel se observa que existe un
mayor número de moléculas en la
columna caliente que en la
columna fría.
•
Eso indica que la presión
atmosférica por encima de un
dado nivel resulta mayor en la
columna caliente que en la fría.
•
Se deduce que el aire caliente en
altura suele estar asociado con
alta presión atmosférica, mientras
que el aire frío en altura suele
estar asociado con baja presión
atmosférica (Figura 4).
Figura 4
•
A partir de una diferencia horizontal
en la temperatura surge una
diferencia horizontal en la presión.
•
La diferencia de presión establece
una fuerza (denominada fuerza del
gradiente de presión) que genera el
movimiento de aire desde la mayor
presión hacia la menor presión.
•
Por esta causa, el aire en altura se
moverá en forma horizontal, de la
columna caliente hacia la fría.
•
A medida que el aire en altura
abandona la columna caliente, la
masa de aire en la columna
disminuye y por consiguiente la
presión en superficie.
•
Al mismo tiempo, la acumulación de
aire en la columna fría causa un
aumento en la presión de superficie
(Figura 5).
Figura 5
• Alta presión del aire en superficie en la columna fría y
baja presión del aire en superficie en la columna caliente
generan el movimiento del aire desde la columna fría
hacia la caliente.
• De esta manera se establece una circulación completa
de aire debido al calentamiento y enfriamiento de
columnas de aire
• En síntesis, se observa que el calentamiento y
enfriamiento de columnas de aire puede establecer
variaciones horizontales en la presión del aire tanto en
altura como en superficie.
• Estas diferencias horizontales en la presión del aire son
justamente la causa de que el viento circule.
Variaciones diarias de la Presión en superficie
• Efectos térmicos en el interior de las masas continentales (en el
Noroeste Argentino durante el verano) el aire caliente es
acompañado por Baja presión en superficie.
• De la misma manera, las irrupciones de aire polar durante el invierno
suelen estar acompañadas por alta presión en superficie (Figuras 6 a
y b).
Figura 6 a
Figura 6 b
Mareas barométricas
• consiste en un patrón regular de aumento y disminución de la
presión dos veces al día.
• Las máximas presiones ocurren alrededor de las 10:00 y 22:00 hora
solar, y las mínimas presiones alrededor de las 04:00 y 16:00 hora
solar (Figura 7).
• La mayor diferencia de presión (alrededor de 2,3 hPa) ocurre en el
ecuador. También se observa en latitudes altas, pero su amplitud es
mucho menor.
• Se cree que se debe fundamentalmente a la absorción de energía
solar por parte del ozono en la atmósfera superior y por parte del
vapor en la atmósfera inferior.
• El calentamiento y enfriamiento del aire generan oscilaciones de
densidad (mareas térmicas o atmosféricas) que se manifiestan
como pequeñas fluctuaciones en la presión cerca de la superficie
de la Tierra.
Figura 7
• En latitudes medias, los cambios de la presión
en superficie se deben al movimiento de
grandes áreas de alta y baja presión que se
aproximan y luego se alejan sobre una dada
región.
• O sea, cuando un área de alta presión se
aproxima a una localidad la presión sube, y
cuando se aleja de ésta la presión baja.
• De manera similar, cuando se aproxima una
baja la presión del aire cae, y cuando se aleja la
presión sube.
Mediciones de presión
• Los instrumentos que detectan y miden cambios en la presión se denominan
barómetros (Figuras 8 y 9).
Las unidades de presión más comunes son el milibar (mb), el hectopascal (hPa)
y el milímetro de mercurio (mmHg).
• La presión a nivel del mar según la atmósfera estándar es:
1013,25 mb = 1013,25 hPa = 760 mmHg
Figura 8: barómetro aneroide
Figura 9: barógrafo
• El instrumento fundamental para medir la presión
atmosférica es el barómetro de mercurio, inventado
por Evangelista Torricelli en el año 1643.
• Su diseño se basa en el equilibrio establecido entre el
peso de una columna de mercurio y de la columna
atmosférica que está por encima.
• Al aumentar el peso de la columna de aire la altura de la
columna de mercurio aumenta y viceversa.
• De esta manera se obtiene una lectura directa de la
presión, la cual aumenta al aumentar la longitud de la
columna (medida en mm de Hg).
Figura 10: barómetro de mercurio
Figura 11: presiones record
Figura 13: detalle de la cubeta
de un barómetro Fortín
Figura 12: Vista sectorizada de un barómetro Fortín
• Las mediciones de la presión están afectadas por los
siguientes errores:
a) temperatura
b) gravedad
c) error del instrumento
d) altitud
• Cuando a una lectura del barómetro se le aplican
correcciones por a), b) y c) entonces el valor que se
obtiene se denomina presión de la estación.
• Una vez que se aplica la corrección debido a d) se
obtiene el valor de la presión a nivel del mar.
Cartas de Superficie y Altura
• A partir de un conjunto de observaciones de presión a nivel del mar
de distintas estaciones meteorológicas en un mismo instante, es
posible analizar las variaciones horizontales de presión a nivel del
mar.
• A mayor número de estaciones mejor se visualizará el patrón de
presión.
• En un mapa se indican las estaciones con puntos junto a los cuales
figura el valor de la presión en hPa.
• Luego, se trazan isobaras (líneas que unen puntos con igual valor
de presión) a intervalos de 4 hPa.
• El mapa resultante se denomina carta de presión a nivel del mar o
simplemente carta de superficie.
• Si además de la presión también se plotean datos del tiempo y se
indican sistemas meteorológicos (frentes y centros de baja presión)
se la denomina carta sinóptica de superficie (Figura 14).
• Los centros de baja presión, o simplemente bajas, se indican con la
• letra B en color rojo y los centros de alta presión, o simplemente
altas, con la letra A en color azul.
• Junto a éstas se indica el correspondiente valor de la presión.
Figura 14: carta sinóptica de superficie
• Otro tipo de carta que también se utiliza para analizar situaciones
meteorológicas a cierta altura por encima de la superficie es la carta
de presión constante o carta isobárica o cartas de altura
isobárica (o simplemente cartas de altura).
• Estas cartas muestran variaciones de altura de superficies de
presión constante (isobáricas).
• La interpretación de los sistemas del tiempo en estas cartas es
similar a la de superficie, dado que mayores alturas corresponden a
presiones mayores que lo normal (Altas) y menores alturas
corresponden a presiones menores que lo normal (Bajas).
• En la carta isobárica de 500 hPa las líneas de contorno o isohipsas
(que unen puntos de igual elevación) indican la altitud de la
superficie isobárica de 500 hPa (Figura 15).
• Normalmente el aire frío en altura está asociado con bajas alturas o
bajas presiones, y el aire caliente en altura con altas alturas o altas
presiones.
• En las cartas de altura tanto las líneas de contorno como las
isobaras normalmente disminuyen hacia los polos debido a la
disminución de la temperatura del aire en esa dirección.
• Las líneas de contorno describen ondas con cuñas (ejes de
máximas alturas) en donde el aire es más caliente y
vaguadas (ejes de mínimas alturas) en donde el aire es más
frío.
• En la Figura 15 (a) además de las líneas de contorno se
muestran
también
isotermas,
las
cuales
siguen
aproximadamente la misma curvatura.
• La temperatura disminuye hacia el polo y a lo largo de la
vaguada (en ambos océanos).
• Coincidiendo con la cuña, las temperaturas son mayores
sobre casi todo el territorio nacional
Figura 15 (a): carta sinóptica de 500 hPa
Superficies de presión constante en la atmósfera superior
Figura 15 (c): presión en superficie y su
relación con los niveles isobáricos en altura
Figura 15 (b): alturas del nivel isobarico de
500 hPa en altas y bajas
Leyes del Movimiento de Newton
• Por la Primera Ley de Newton, un objeto en reposo
permanecerá en reposo y un objeto en movimiento
permanecerá en movimiento (a velocidad constante en
línea recta) en tanto ninguna fuerza sea ejercida sobre
el objeto.
• La Segunda Ley de Newton establece que la fuerza
ejercida sobre un objeto es igual a la aceleración
producida multiplicada por la masa del objeto.
F = ma
• Entonces la fuerza aplicada sobre un objeto resulta
proporcional a su aceleración, siendo esta el cambio de
su velocidad a lo largo de un período de tiempo.
Por lo tanto, para determinar hacia dónde sopla el viento es necesario identificar
a las fuerzas que afectan el movimiento horizontal del aire. Éstas fuerzas son:
1) fuerza del gradiente de presión
2) fuerza de Coriolis
3) fuerza centrípeta
4) Fricción
Fuerza del Gradiente de Presión
Si a una misma altura existe una variación horizontal de la presión del aire se
produce una fuerza neta que mueve el aire desde la alta presión hacia la baja
presión (Figura 16).
A mayor diferencia de presión, mayor será la fuerza neta y el aire se moverá más
rápidamente.
Por lo tanto, el aire en la atmósfera se mueve debido a las diferencias
horizontales de presión atmosférica.
999 hPa
1002 hPa
1005 hPa
1008 hPa
1011 hPa
Figura 16: esquema de la fuerza del gradiente de presión
1014 hPa
• Se define como gradiente de presión al cambio de
presión a lo largo de una cierta distancia:
p
p 
d
• El gradiente de la presión se considera en a dirección en
la que el cambio de la presión es máximo.
• Teniendo en cuenta que las isobaras se trazan a
intervalos constantes (por ejemplo cada 4 hPa) la
distancia que las separa es proporcional al gradiente de
presión.
• Es un vector que apunta hacia las presiones mayores
• Un gradiente es una magnitud vectorial que se dirige hacia
los valores más altos de esa magnitud.
• Si bien la fuerza de presión es proporcional al gradiente de
presión, esta fuerza se dirige hacia los valores menores de
presión (contragradiente) por lo que su expresión matemática
será:
1 P
Fp   
 d
Siendo:
- Fp : la fuerza de la presión
- P: la diferencia de presión entre dos isobaras consecutivas
-

: la densidad del aire
- d: la distancia horizontal entre las dos isobaras
• Cuanto menor sea la distancia horizontal entre las isobaras
mayor será este gradiente y por lo tanto mayor la fuerza de la
presión.
• Esto se traducirá en vientos más intensos y viceversa (figura 17).
• En el caso de que no haya diferencias de presión entre un punto
y otro, no existirá la posibilidad de movimiento de aire y, por lo
tanto, no habrá viento.
Figura 17: Intensidad de la fuerza de presión en
relación con el espaciamiento de las isobaras
Fuerza de Coriolis
• Dado que la Tierra tiene una rotación sobre su eje, se
produce en el viento una desviación inercial.
• A esta fuerza se la denomina fuerza de Coriolis,
misma actúa sobre el movimiento, desviándolo hacia
izquierda en el Hemisferio Sur y hacia la derecha en
Hemisferio Norte (Figuras 18 y 19), lo que hace que
viento tienda a ser paralelo a las isobaras.
• Matemáticamente se expresa como:
FCo = -2 V sen 
siendo f = 2 sen 
o bien
2
y 
T
FCo = -f.V
la
la
el
el
• Donde:
•  = latitud
•  = velocidad angular de la tierra
• V= velocidad de la masa de aire
• f =parámetro de Coriolis
• T= período de rotación de la Tierra sobre su eje, medido
en segundos.
• Por lo tanto esta fuerza aumenta con la velocidad del
aire y con el aumento de la latitud.
V
FCoo
O
Figura 18: Esquematización del
efecto de la fuerza de Coriolis.
Hemisferio Sur, desvío hacia la
izquierda del movimiento. Hacia
la derecha en el hemisferio
Norte
Figura 19: Efecto desviador de la
fuerza de Coriolis en el hemisferio
Sur, actuando en forma normal al
movimiento y hacia la izquierda.
Figura 20: Efecto de la fuerza de Coriolis en el hemisferio Sur en los
centros de baja y alta presión
Fuerza centrifuga
• Actúa, en el caso de isobaras curvas, radialmente hacia
el exterior (Figura 21) y su magnitud es, en general, muy
pequeña por lo que sólo adquiere importancia en vientos
de gran intensidad que sigan trayectorias muy curvadas.
• Su efecto principal es el de acelerar o desacelerar el
movimiento en función de la curvatura.
• Se puede expresar mediante la siguiente relación:
FC = mV²/r
donde:
r = radio de curvatura;
m = la masa de aire en movimiento;
V = velocidad de la masa de aire
Figura 21: Esquematización del efecto de la fuerza centrífuga.
Provoca desvío hacia afuera del movimiento y el vector peso de
un cuerpo o masa de aire (p) no se dirige exactamente al centro
del planeta.
Fuerza de Rozamiento o Fricción
• Ejerce un importante efecto sobre el movimiento del aire en la capa
comprendida entre la superficie y aproximadamente los 1.000 m de
altura.
• Disminuye la velocidad del viento cerca de superficie, hasta en un 50%,
según el tipo de rugosidad del terreno (Figura 22).
• El viento tiende a atravesar las isobaras de forma oblicua en dirección a
las bajas presiones.
• Aquí se produce una inclinación cercana a los 30° sobre la tierra y 15°
sobre el mar.
• La fuerza de fricción (FR) y la fuerza de presión (Fp) dan origen a la
fuerza F que desvía el viento hacia las bajas presiones
• F se ve equilibrada por la fuerza de Coriolis (FCo) que desvía hacia las
altas presiones.
• Todo el sistema resulta en el cruzamiento oblicuo de las isobaras arriba
mencionado, en dirección de las bajas presiones (Figura 23)
Altas presiones
FCo
V3
P + ∆P
FR
V2
P
1000 m
v
P - ∆P
V1
F
P - 2∆P
FP
Figura 22: Variación de la
velocidad del viento con la
altura, por efecto de la
fricción
Bajas presiones
Figura
23:
Desvío
del
viento
atravesando las isobaras hacia las bajas
presiones por efecto de la fricción,
Hemisferio Sur
Geopotencial
• Es el trabajo que se debe efectuar en contra del campo gravitatorio
terrestre, para elevar una cierta masa de aire a una determinada
altura (z) sobre el nivel del mar.
•
Su expresión matemática es:
Φ=g.z
siendo “z” la altura geopotencial
• Este concepto se utiliza para el trazado de cartas meteorológicas de
altura (Figura 24).
• Estas se trazan a un nivel isobárico constante por encima de
superficie.
• Se construyen cartas a niveles isobáricos estándar, que
normalmente son: 1.000 hPa, 850 hPa, 700 hPa, 500 hPa, 200 hPa,
etc.
• Resulta más práctico pues los cálculos se hacen independientes de
la densidad del aire, un parámetro muy difícil de estimar
Figura 24: alturas neopotenciales para el nivel isobárico de 500 hPa Sudamérica, 22 de mayo de 2013, 12 Z
Viento geostrófico
• Es una aproximación al viento real y surge de hacer las siguientes
suposiciones:
a) Isobaras rectas y paralelas
b) Flujo horizontal sin aceleración
c) Fuerza de rozamiento nula (igual a cero)
• Este viento el nombre de viento geostrófico.
• Resulta del balance entre la fuerza de presión (FP) y la fuerza de
Coriolis (FCo).
• Es paralelo a las isobaras y en su trayectoria deja las bajas
presiones del lado derecho en el Hemisferio Sur, (Figura 25).
FCo
Altas presiones o altos
geopotenciales
P
V
P - Δp
FP
Bajas presiones o bajos
geopotenciales
Figura 25: Esquema del viento geostrófico y el equilibrio de fuerzas que lo define en el
Hemisferio Sur
• Matemáticamente se puede expresar como:
1 P
Vg   
f n
• donde:
– f (parámetro de coriolis) es negativo en el HS dado que se
considera  < 0
– P la diferencia de presión entre dos isobaras consecutivas.
– n el espaciamiento entre las mismas (también puede escribirse
“d”, usualmente dado en metros)
• Esta expresión no resulta práctica pues depende de la densidad del
aire (ρ) por eso se utiliza el geopotencial, quedando la ecuación de
la siguiente forma:
1 
Vg   
f n
• ΔΦ es la diferencia horizontal de geopotenciales. Se obtiene de las cartas,
restando los valores de geopotencial de dos isolíneas (isohipsas) consecutivas.
• La velocidad del viento es directamente proporcional al gradiente horizontal
de presión (o de geopotencial); por consiguiente aquella será mayor cuanto
más juntas estén las isobaras (o isohipsas).
• La velocidad del viento es inversamente proporcional a la latitud, entonces la
expresión se hace indeterminada al aproximarse al Ecuador, por lo tanto no se
utiliza en latitudes bajas.
• La aproximación geostrófica es válida sobre todo en latitudes medias.
• El viento geostrófico circula en el HS del tal modo que dejará siempre las
bajas presiones (o geopotenciales) a la derecha de su movimiento.
Viento Gradiente
• Es también una aproximación al viento real pero que se utiliza en
las regiones donde las isolíneas presentan “curvatura”.
• Esto es principalmente cerca de zonas con ciclones o anticiclones
(centros de Bajas y altas presiones).
• Además de considerar los efectos de la Fuerza de Presión y la de
Coriolis, es necesario tomar en cuenta la Fuerza Centrífuga, por el
efecto de la curvatura.
• La ecuación final para calcular el “modulo” del viento Gradiente
(VG) es la siguiente:
f R
f 2  R2

VG  

R 
2
4
n
• “R” es el radio de curvatura, expresado en metros.
• En el HS se considera el radio negativo cuando se trata de un
sistema de Baja presión (bajo geopotencial)
• Será positivo cuando se trata de un sistema de Alta presión (alto
geopotencial).
• Por otro lado, la raíz positiva se aplica a los centros de Baja Presión
y la raíz negativa a los de alta presión.
• Otra relación importante que se puede obtener de la expresión
anterior es:
Vg
VG
VG
1
fR
• Se deduce que para movimientos ciclónicos en el HS, como f R > 0
resulta que Vg > VG, por lo tanto el viento gradiente es
“subgeostrófico”, es decir, si se utilizara la aproximación geostrófica
en lugar del viento Gradiente, se estaría sobreestimando el viento
real.
• Por el contrario, para movimientos anticilónicos (siempre en el HS),
como f R < 0 resulta que Vg < VG, por lo tanto el viento gradiente es
“supergeostrófico”, es decir, si se utilizara la aproximación
geostrófica en lugar del viento Gradiente, se estaría subestimando
el viento real.
Situaciones posibles
1º.- Alta presión y circulación ciclónica
• Resulta que: R < 0 y f < 0 , por lo tanto f R > 0
• Por esto las fuerzas de Coriolis (Co), la centrífuga (Ce) y la de
presión (Fp) tendrían la misma dirección hacia las bajas presiones.
• No podría establecerse equilibrio alguno. Esta situación es
imposible de ver en la atmósfera (Figura 26).
Fp
Co
t
Ce
n
120
A
60
Figura 26: Alta presión y circulación ciclónica
V
2º.- Alta presión y circulación anticiclónica
• Aquí se daría que R > 0 y f < 0 , por lo tanto f R < 0 ; por esto las
fuerzas de presión (Fp) y la centrífuga (Ce) tienen distinto sentido
que la de Coriolis (Co), por lo que puede establecerse equilibrio.
Esta situación es la que se observa regularmente en los sistemas
de alta presión en la atmósfera (Figura 27).
Fp
V
Ce
n
Co
120
t
A
60
Figura 27: Alta presión y circulación anticiclónica
3º.- Baja presión y circulación ciclónica
• Aquí se da que R < 0 y f < 0 , por lo tanto f R > 0 ; por esto las
fuerzas de Coriolis (Co) y la centrífuga (Ce) tienen distinto sentido
que la de presión (Fp) la cual se dirige hacia el centro ciclónico, por
lo que puede establecerse equilibrio. Esta situación es la que se
observa regularmente en los sistemas de baja presión en la
atmósfera (Figura 28).
Co
t
Ce
n
Fp
60
B
120
V
Figura 28: Baja presión y circulación ciclónica
4º.- Baja presión y circulación anticiclónica
• Aquí se da que R > 0 y f < 0 , por lo tanto f R < 0 ; por esto las
fuerzas de Coriolis (Co) y la de presión (Fp) tienen distinto sentido
que la centrífuga (Ce) la cual se dirige a las altas presiones, por lo
que puede establecerse equilibrio (Figura 29).
V
Ce
n
Fp
Co
60
t
B
120
Figura 29: Baja presión y circulación anticiclónica
• Esta situación no es muy común.
• Puede darse en los sistemas de baja presión donde el radio de
curvatura es muy pequeño (tornados o torbellinos de aire caliente
en las zonas desérticas).
• Cuando el radio se incrementa, empieza a tomar peso la fuerza de
coriolis y la rotación se vuelve ciclónica.
Viento en superficie
• Por debajo de una altura promedio de 1000 m, el aire es sometido
al efecto de la fricción debido a la interacción con la superficie del
planeta.
• Dentro de esta capa, denominada capa límite planetaria o capa de
fricción, el flujo de aire es afectado por la turbulencia (Figura 30).
• Su efecto neto se traduce en la acción de una fuerza de fricción que
desacelera al viento.
Figura 30: esquematización de la capa límite atmosférica dentro de la troposfera
Viento y movimiento vertical del aire
- Debido al efecto de la fricción, el viento en superficie sopla hacia adentro
entorno de un sistema de baja presión
- Esto implicaría una acumulación indefinida de masa de aire en el centro de
la baja.
- El excedente de aire asciende por encima del sistema de baja presión.
- Este ascenso tiene lugar hasta una altura promedio de 6 km en donde el
aire diverge.
- Esta divergencia del aire en altura compensa a la convergencia de
aire en niveles bajos.
-Si este balance se mantiene a lo largo del tiempo entonces la presión en el
centro de la baja en superficie permanecerá constante.
- En cambio, si la divergencia en niveles altos aumenta entonces la presión
en superficie disminuye y viceversa.
•
•
En un sistema de alta presión en superficie, por encima de una alta en
superficie el aire desciende.
En altura existe un efecto de convergencia que controla el aumento o la
disminución de la presión en superficie.
TROPOPAUSA
DIVERGENCIA
CONVERGENCIA
DESCENSO
ASCENSO
DIVERGENCIA
A
CONVERGENCIA
B
SUPERFICIE
Figura 31: estructura vertical de sistemas de altas y bajas presiones
REFERENCIAS
• Ahrens, C. D. Meteorology Today, 9º edición,
año 2009