Presión Atmosférica y Vientos: Factores, Tipos y Comportamiento

Presión Atmosférica (PA)

Factores determinantes de su variación

• Posición respecto de la superficie terrestre: A mayor altura, menor presión atmosférica. Situación de referencia: atmósfera estándar.
• Densidad del aire: Inversamente proporcional a la temperatura del aire (TA). A mayor TA, menor densidad del aire (más ligero), lo que implica una menor PA. A menor TA, mayor densidad del aire (más pesado), por lo que la PA es mayor. Este es el mecanismo térmico de variación de la PA.
• Movimientos del aire: Desplazamiento del aire:
  • Zonas de acumulación (convergencia): Movimiento vertical ascendente, lo que determina un descenso en la PA.
  • Zonas de vaciado (divergencia): Movimiento vertical descendente para compensar la salida del aire, ocasionando un incremento de la PA.

Este es el mecanismo dinámico de variación de la PA.

Variación en el espacio

• Variación horizontal: Consecuencia de la acción conjunta de los mecanismos térmico y dinámico. Aparición de zonas con PA más alta de lo normal (1013 mb), Núcleo de Altas Presiones, y zonas con PA más baja de lo normal (1013 mb), Núcleo de Bajas Presiones.
• Variación vertical: Resultado del aplastamiento contra la superficie terrestre por acción de la gravedad, la PA está inversamente relacionada con la altura del punto de observación.

Fórmulas hipsobarométricas: Permiten referir todas las PA a una misma cota (reducción), generalmente el nivel del mar, con lo que se posibilita comparar la PA entre puntos de cota diferente y la utilización de barómetros como altímetros.

Variación en el tiempo

• Variaciones regulares o Mareas Barométricas: De pequeña amplitud (1 a 3 mm de Hg), acontecen regularmente cada 6 horas aproximadamente como resultado de la acción conjunta de la variación diaria del calentamiento del aire y la atracción gravitacional de la Luna.
• Variaciones irregulares: De amplitud superior a 10 mm de Hg, están ligadas a los movimientos de las masas de aire (permiten la predicción del tiempo).

Movimientos del aire

El aire es un fluido de baja densidad con elevada capacidad de desplazamiento. Posibilidades básicas de desplazamiento respecto de la superficie terrestre:

Movimientos verticales del aire

• Causas: Procesos térmicos (calentamiento/enfriamiento del aire, que determina un cambio en la densidad del mismo y, por consiguiente, en su peso) y mecánicos (choque contra otro volumen de aire de distinta temperatura o choque contra el relieve).
• Tipos principales: Ascendencias y subsidencias.
• Comportamiento energético: En meteorología, los movimientos verticales del aire se consideran adiabáticos (sin intercambio de calor entre el volumen de aire en desplazamiento y el exterior).

Movimientos verticales implican expansión/compresión del volumen del aire, lo que causa una variación de su temperatura = Gradiente Adiabático (diferente según el aire esté saturado o no de vapor de agua, debido a los intercambios energéticos asociados al cambio de estado del agua).

Movimientos verticales espontáneos del aire

Condiciones de estabilidad/inestabilidad del aire: respuesta a las diferencias térmicas entre el aire estático (de relleno) y el aire con movimiento vertical. Situaciones posibles:

1. Temperatura Aire Móvil (TAM) < Temperatura del Aire Estático (TAE): El aire móvil es más frío, por consiguiente, más denso y pesado, por lo que tenderá espontáneamente a descender: Subsidencia. Condiciones de estabilidad.
2. TAM > TAE: El aire móvil, al ser más cálido, resulta menos denso y más ligero que el aire estático que lo rodea, tendiendo espontáneamente a elevarse: Ascendencia (convectiva). Condiciones de inestabilidad.
3. TAM = TAE: Punto de equilibrio indiferente, sin movimientos verticales espontáneos.

Movimientos horizontales del aire: Viento

• Origen del viento: Variaciones (diferencias) de presión que experimentan los diferentes puntos del campo atmosférico terrestre.
• Caracterización: Vector físico:

1. Dirección: Viene definida por los puntos de barlovento y sotavento.
2. Sentido: De barlovento a sotavento (cuando se habla de un viento del Oeste, barlovento es el Oeste y sotavento el Este).
3. Intensidad: Admite dos acepciones, presión ejercida por el viento sobre una superficie perpendicular a su trayectoria (unidades de presión) o velocidad de traslación de las partículas que componen el volumen de aire en movimiento (unidades de velocidad: m/s, km/h o nudo (kt) -milla náutica/hora = 1,85 km/h-).

Evaluación. Instrumentos de medida:

• Para la dirección y sentido: Mangas y Veletas.
• Para la intensidad: Anemómetros y Anemógrafos (variación en un período de tiempo).

Variación: Elemento del clima de comportamiento errático e imprevisible. Representación gráfica de la variabilidad:

• Dirección y sentido: Rosa de los vientos.
• Intensidad: Isotacas.

Génesis del viento

1ª Ley de Newton: Todo cuerpo que se pone en movimiento lo hace en respuesta a una fuerza que sobre él actúa. Cuando existen varias fuerzas actuando, el movimiento depende de la fuerza resultante final (composición de las fuerzas participantes).

Las fuerzas impulsoras que intervienen en la génesis del viento son: (1) Fuerza de gradiente de presión (G); (2) Fuerza de Coriolis (Cr); (3) Fuerza centrífuga (Cf); (4) Fuerza de rozamiento (R).

Composición de fuerzas impulsoras. Caracterización de los vientos resultantes

• Viento de EULER (G): Dirección perpendicular a las isobaras. Sentido de las isobaras de mayor presión a las de menor. Intensidad directamente proporcional a la diferencia de presión (dP), e inversamente proporcional a la densidad del aire (ρ) y distancia entre las isobaras (dh).
• Viento GEOSTRÓFICO (G = Cr): Dirección paralela a las isobaras. Sentido deja a la derecha las Altas Presiones y a la izquierda las Bajas Presiones. Intensidad directamente proporcional a dP, e inversamente proporcional a ρ, dh y latitud (φ).
• Viento de GRADIENTE (G = Cr + Cf): Dirección paralela a las isobaras. Sentido deja a la derecha las Altas Presiones (giro horario o anticiclónico) y a la izquierda las Bajas Presiones (giro antihorario o ciclónico). Intensidad directamente proporcional a dP, e inversamente proporcional a ρ, dh, φ y radio de curvatura de las isobaras (r).
• Viento REAL (G = Cr + R + Cf): Dirección inclinada un ángulo α respecto a las isobaras hacia las Bajas Presiones (α = 25-30° sobre el mar, 70° sobre áreas montañosas). Sentido deja a la derecha las Altas Presiones (giro horario o anticiclónico) y a la izquierda las Bajas Presiones (giro antihorario o ciclónico). Intensidad directamente proporcional a dP, e inversamente proporcional a ρ, dh, φ, r y coeficiente de rozamiento (μ).

De este viento Real se deriva el especial comportamiento del aire en los núcleos de Altas y Bajas Presiones:

• Núcleos de Altas Presiones: Movimientos horizontales divergencia en superficie (convergencia en altura) con sentido de giro horario o anticlónico; movimientos verticales subsidencias. Consecuencias meteorológicas tiempo despejado, con escasez de nubosidad y ausencia de precipitaciones.
• Núcleos de Bajas Presiones: Movimientos horizontales convergencia en superficie (divergencia en altura) con sentido de giro antihorario o ciclónico; movimientos verticales ascendencias. Consecuencias meteorológicas tiempo cubierto (nubosidad relativamente abundante) con probabilidad elevada de precipitaciones.

Vientos especiales

Vientos periódicos de trascendencia meteorológica y climática.

Vientos en superficie

Vientos Periódicos Locales

• Áreas costeras:
  • Durante el día, sobre el continente se forman bajas presiones térmicas (por inestabilidad derivada del calentamiento del aire en contacto con la superficie terrestre), haciendo que el mar actúe como centro de altas presiones relativas; el viento circula en superficie de las altas presiones (océano) a las bajas presiones (continente): Brisa de mar o virazón.
  • Por la noche, el mayor enfriamiento del continente por radiación terrestre hace que el aire sobre él se vuelva más denso y pesado, apareciendo altas presiones térmicas, mientras que el mar se convierte en un centro de bajas presiones relativas; el viento, desde el continente (altas presiones) se dirige hacia el océano (bajas presiones): Brisa de tierra o terral.
• Áreas montañosas:
  • Durante el día, la radiación solar calienta las laderas de los valles, se calienta el aire pegado a ellas y se hace inestable, tendiendo a subir pegado a la ladera (el aire del interior del valle, más frío, actúa como tapón que impide el ascenso vertical del aire caliente): Viento anabático o brisa de valle.
  • A lo largo de la noche, las pérdidas energéticas por radiación terrestre enfrían la superficie del suelo y el aire pegado a ella, que al hacerse más denso y pesado, se desploma por gravedad ladera abajo: Viento catabático o brisa de montaña.

Vientos Periódicos Regionales

• Monzones: Son gigantescas brisas de mar y de tierra, con periodicidad semestral, que se localizan entre el Océano Pacífico y el sur del continente asiático.
• Vientos regionales europeos y españoles: Bora, Mistral, Siroco, Levante, Lebeche, Tramontana, Cierzo, Galerna y Ábrego.

Vientos en altura

El viento en altura es consecuencia de:

1. El desigual reparto energético entre puntos de la superficie terrestre. Para una misma cota troposférica, existe mayor presión atmosférica sobre la zona intertropical que sobre la polar, y el aire tiende a desplazarse del Ecuador a los Polos. Las isobaras seguirán aproximadamente los paralelos terrestres (radio de curvatura muy bajo, por lo que Cf es despreciable).
2. El movimiento de rotación de la Tierra provoca la aparición de la Fuerza de Coriolis que desvía la trayectoria hacia la derecha en el Hemisferio Norte.

Resultado: en toda la Troposfera, por encima de los 3000 m, predominan vientos de componente geostróficos del Oeste, definiendo una circulación cerrada entorno al Polo que recibe el nombre de Vórtice Circumpolar.

En este contexto de vientos geostróficos, la intensidad del viento crece con la altura, si bien las máximas velocidades de viento se concentran en bandas relativamente estrechas que se denominan Corrientes en Chorro. Dos flujos principales en cada Hemisferio:

• La Corriente en Chorro Polar (Jet Stream): Con una situación media en torno al paralelo 45° (en invierno), separa el aire frío y ciclónico de latitudes altas del aire cálido y anticiclónico de las latitudes bajas, lo que hace que sea un flujo muy cambiante en posición de unos días a otros y de trayectoria no rectilínea, con ondas de longitud y frecuencia variables. Tiene una trascendencia climática muy acusada.
• La Corriente en Chorro Subtropical: De menor intensidad, tiene una posición (aproximadamente en torno al paralelo 30°) y características más persistentes, fusionándose con frecuencia con la Corriente en Chorro Polar.