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Curso a DistanciaMeteorología Práctica

CAPÍTULO 3: La presión atmosférica y el viento.

Lic. Alberto H. Celemín 1

La presión y el origen del vientoVeremos los conceptos de “presión atmosférica” y de los “milibares”, para co-

nocer luego las causas que originan el viento.

La atmósfera y su presiónDentro de nuestro planeta, nosotros vivimos en la zona más profunda de la

atmósfera y soportamos el peso de la columna de aire que está por encima y rodea a todos los cuerpos. Y recordemos asimismo que la atmósfera se extiende hasta cerca de los 2 mil Km. de altura.

Es así que la presión atmosférica es la fuerza que ejerce el peso del aire sobre cada unidad de superficie. La presión no es sólo ejercida de arriba hacia abajo sino también en todas las direcciones.

Milímetros y milibaresDesde la invención del barómetro, en el siglo 17, las mediciones se hicieron

en mm. de mercurio. La longitud de la columna de mercurio alcanza los 760 mi-límetros cuando el instrumento registra la presión normal.

En 1914, casi todos los países introdujeron una nueva unidad de presión: el milibar. Tiene mayor sentido físico que su antecesor, el milímetro.

Los meteorólogos definen al milibar como la fuerza ejercida por mil dinas —uni-dad física de fuerza— sobre cada centímetro cuadrado de superficie. Además establecen que la presión normal (al nivel del mar y a una temperatura de 0ºC) corresponde a 1013,3 milibares que equivalen a 760 mm de mercurio.

1- La presión y el origen del viento. 2- Sistemas de alta y baja presión.

La presión atmosférica y el viento3

Índice:




¿Cuánto pesa el aire?La presión normal de 1013,3 milibares es el peso que, bajo el efecto de la gra-

vedad terrestre, ejercen 1033 gramos de aire, sobre cada cm2 de superficie.De acuerdo a esa relación, significa que normalmente el ser humano vive con

10.330 kilogramos de aire aplicado a cada m2 de su cuerpo (al nivel del mar).Efectuando cálculos aproximados, comprobamos que con una alta presión de

1030 mb, el peso del aire es de 10.500 kg. sobre cada m2, y para una presión de 1000 mb son ahora 10.200 los kilogramos sobre cada m2 de superficie.

Límite dela atmósfera

Columna de10.330 kg de aire

Presión atmosféricanormal: 1013,3 mb(a nivel del mar)

1 m2 Nivel del mar

La presión atmosférica es la fuerza que ejerce el peso del aire sobre cada unidad de superficie. La presión no es sólo ejerci-da de arriba hacia abajo sino también en todas las direcciones.

fig.1

fig.2




El origen del vientoTengamos en cuenta, en primer término que las zonas de alta presión se de-

nominan anticiclones o simplemente altas. Y las áreas de baja presión, depresio-nes, o sencillamente bajas. Además, las curvas que unen puntos de igual presión atmosférica se denominan isobaras.

En la atmósfera, el aire se desplaza desde las zonas de mayor densidad (alta presión) hacia las de menor densidad (baja presión). ¿Cuál es el motivo?. Suce-de que en los anticiclones el aire ejerce, por unidad de superficie, mayor fuerza que en las bajas. Por ello las partículas de aire se desplazan desde las zonas donde reciban más fuerza (anticiclón) hacia las zonas de mínima fuerza (bajas). Es este el motivo por el cual las partículas o volúmenes de aire se ponen en mo-vimiento, empujadas por la denominada fuerza de presión.

Pero por otra parte, y debido a la rotación de la Tierra, existe una fuerza adicio-nal que actúa sobre las partículas de aire en movimiento: es la fuerza de Coriolis, el cual desvía a la partícula hacia la izquierda de su movimiento (en el hemisferio sur de nuestro planeta).

Entonces en un principio, el viento resulta ser el movimiento horizontal de los volúmenes de aire, que se hallan en equilibrio físico entre dos fuerzas, la presión y la de Coriolis. Este movimiento del aire se cumple en la dirección de las isoba-ras. Pero entre el nivel del mar y aproximadamente los mil metros de altura, el viento no resulta paralelo a las isobaras, sino que tiene una pequeña desviación hacia el lado de las bajas presiones. Este fenómeno tiene lugar por efecto de la fricción del aire sobre la superficie terrestre o marítima. En cambio, por encima de los mil o mil quinientos metros, el viento ya se hace paralelo a las isobaras.




El viento GeostróficoEl viento, que no es más que el movimiento del aire, representa la contínua

tendencia de la atmósfera a lograr su propio equilibrio. Este proceso se encuen-tra en contínua acción por efecto de las desigualdades térmicas existentes sobre la superficie terrestre.

Este viento está regido por varios factores que pueden ser evaluados numéri-camente, para así calcular su velocidad. Estos factores son el gradiente o fuerza de presión, la fuerza de Coriolis, la fuerza centrífuga y la fricción o rozamiento.

Si el aire se encontrara únicamente bajo la influencia de la fuerza de presión, y suponiendo isobaras rectas, entonces las partículas de aire se moverían en forma perpendicular a las isobaras, yendo de las altas hacia las bajas presiones. Pero en realidad, actúa otra fuerza denominada Fuerza de Coriolis y que es de-bida a la rotación de la Tierra. Esta fuerza desvía la trayectoria de una partícula hacia la izquierda de su movimiento en el hemisferio sur hacia la derecha en el hemisferio norte. La fuerza de Coriolis es directamente proporcional a la veloci-dad del viento y a la función seno de la latitud. Es por ello que es máxima en los polos, disminuye cuando crece la latitud y es nula en el Ecuador.

Cuando una partícula de aire, bajo la acción de la fuerza de presión, se pone en marcha directamente de la alta hacia la baja, comienza la acción de la fuerza de Coriolis. Ésta desvía constantemente a la partícula hacia la izquierda (en el hemisferio sur) hasta que se logra un equilibrio de ambas fuerzas en acción. Entonces el viento que resulta del equilibrio entre la fuerza de presión y la de Coriolis se denomina Viento Geostrófico, y vale únicamente para isobaras rectas (ver figura 3)

Al viento Geostrófico se lo entiende también como el viento que existiría en la atmósfera libre (sin fricción) en el caso de un movimiento horizontal sin ninguna aceleración.

fig.3




El viento GradienteCuando las isobaras presentan curvatura, la partícula de aire se mueve en for-

ma paralela a ellas, siguiendo una trayectoria curvada (para el caso de ausencia de rozamiento). Entonces, la partícula es sometida a la Fuerza Centrífuga que se dirige siempre al centro de la alta o baja hacia afuera. Esta fuerza es propor-cional al cuadrado de la velocidad del aire, e inversamente proporcional al radio de curvatura de la trayectoria.

Recordemos que dentro de una curva ciclónica (ver figura 3), la fuerza de resión está dirigida hacia el centro de la baja. En este caso, la Fuerza centrífuga actúa en sentido opuesto al de la fuerza de presión. Entonces, para alcanzar el equilibrio de la partícula (velocidad constante y aceleración nula), bastará que exista una Fuerza de Coriolis, más pequeña que en el caso del Viento Geostró-fico.

Al reducirse la Fuerza de Coriolis, también se reduce el viento resultante el cual se denomina “Viento Gradiente Ciclónico” (VGC). Este viento tiene menor velocidad que el viento geostrófico correspondiente al mismo gradiente de pre-sión.

En al caso de isobaras con curvatura anticiclónica (ver figura 3), la Fuerza Centrífuga, se suma a la Fuerza de Presión. Ahora es la fuerza de Coriolis, la que debe compensar la acción simultánea de esas dos fuerzas. Entonces la Fuerza de Coriolis, debe ser mayor que en laso de Vg (correspondiente a un mismo gra-diente). Si aumenta la Fuerza de Coriolis aumenta el viento resultante, el cual se denomina Viento Gradiente Anticiclónico (VGA).

Resumiendo, tenemos que para igual distancia entre isobaras, y para igual la-titud, sopla el viento más fuerte entre las isobaras con curvatura anticiclónica que en el caso de isobaras rectas (viento geostrófico), y este viento tiene a su vez mayor velocidad que el viento que sopla en isobaras con curvatura ciclónica.

El viento geostrófico y el viento gradiente son vientos teóricos, calculados desde un punto de vista físico y metemático. No obstante, en la atmósfera real y por encima de los 1500 metros de altura, son prácticamente idénticos al viento real observado.

Efectos de la FricciónEl rozamiento o fricción del aire contra la superficie terrestre (continente u

océano), produce disminución en la velocidad del viento. En consecuencia la fuerza de presión desvía la partícula de aire hacia las bajas presiones. Es por ello que cerca del suelo, el viento real sopla siempre inclinado respecto de las isobaras y dirigido hacia la baja presión. El ángulo existente entre el viento de superficie (medido en la estación meteorológica a 10 metros de altura) y las iso-baras, depende de la rugosidad del suelo. Según lo indica la bibliografía existen-te, el ángulo que forma el viento con las isobaras suele ser de 5 a 10 grados en áreas oceánicas y de 30 a 45 grados sobre tierra.




Rosa de los Vientos. Ploteo. fig.4




Denominación del Viento (según su Velocidad)

EscalaBeaufort Denominación Nudos Km/h

0123456789101112

CalmaVentolinaSuaveLeveModeradoRegularFuerteMuy fuerteTemporalTemporal fuerteTemp. muy fuerteTempestadHuracán

0-11-34-67-1011-1617-2122-2728-3334-4041-4748-5556-6364-71

0-11-56-11

12-1920-2829-3839-4950-6162-7475-8889-102103-117118-133

Hemos indicado en la tabla precedente, los 12 grados de la Escala de vien-tos Beaufort. Todos los datos que contiene son de suma importancia en la navegación. En la columna “denominación” tenemos el nombre caracterís-tico para cada velocidad, y es el mismo que utiliza el Servicio Meteorológi-co Nacional para sus pronósticos de vientos. Indicamos simultáneamente el valor de la velocidad en nudos y en kilómetros horarios.




Sistemas de alta y baja presiónDescribiremos las características asociadas a los sistemas de presión y a sus

vientos asociados. Se tratan de ideas básicas para comprender la evolución del tiempo en nuestra región.

AnticiclonesEn la atmósfera, los anticilones suelen adquirir forma elíptica y la presión au-

menta a medida que nos acercamos a su centro, donde escribimos una letra “A”. Los anticiclones que afectan nuestra región, tienen normalmente un “ancho”, de oeste a este, de 500 a 2.000 kilómetros.

El aire, alrededor de los anticiclones, se mueve en sentido inverso de las agu-jas del reloj (circulación “anticiclónica”), a la vez que se escapa del centro. En la figura 5, hemos graficado el mismo anticiclón pero con los vientos señalados de 2 maneras distintas: a la izquierda en forma de flechas (según el movimiento del aire) y a la derecha con los símbolos de la dirección y velocidad del viento tal como se lo representa en las Cartas del Tiempo.

El valor central de los anticiclones que cruzan nuestra zona suele tener de 1015 a 1020 milibares en verano y de 1019 a 1025 milibares en las demás esta-ciones del año. Estos valores son los más frecuentes, lo cual no significa que en invierno aparezca algún anticiclón de 1035 milibares, y en verano uno de 1025 o 1028 milibares.

fig.5




Bajas (centros de baja presión)Los sistemas de baja presión son más pequeños que los anticiclones y adquieren

forma elíptica o circular. La presión disminuye a medida que nos aproximamos a su centro, al cual lo señalamos con una "B". Las bajas tienen frecuentemente un tamaño de 300 a 1.000 Km de "ancho" (de oeste a este).

El aire, en las “bajas” tiene el mismo movimiento que las agujas del reloj, (cir-culación "ciclónica"), a la vez que se mueve hacia el centro. En la figura tenemos graficada la misma baja a la izquierda, con flechas indicativas del movimiento del aire, y a la derecha tal como aparece en las Cartas del Tiempo.

En la zona del Río de la Plata, normalmente el centro de la "baja" tiene en verano valores de 1000 a 1006 milibares, mientras que en invierno comúnmente tiene de 1010 a 1015 milibares.

fig.6




fig.7

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