MÓDULO III 3.1 EL VIENTO
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MÓDULO III 3.1 EL VIENTO El viento es la variable de estado de movimiento del aire. En meteorología se estudia el viento como aire en movimiento tanto horizontal como verticalmente. Los movimientos verticales del aire caracterizan los fenómenos atmosféricos locales, como la formación de nubes de tormenta El viento es causado por las diferencias de temperatura existentes al producirse un desigual calentamiento de las diversas zonas de la Tierra y de la atmósfera. Las masas de aire más caliente tienden a ascender, y su lugar es ocupado entonces por las masas de aire circundante, más frío y, por tanto, más denso. Se denomina propiamente "viento" a la corriente de aire que se desplaza en sentido horizontal, reservándose la denominación de "corriente de convección" para los movimientos de aire en sentido vertical. La transferencia de calor por convección da origen a los vientos y corrientes de aire, pues en el día el Sol calienta el suelo, el cual cede parte de su energía al aire por conducción y este se calienta por convección. Al calentarse el aire, su densidad disminuye y se hace más liviano, subiendo.
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MÓDULO III
3.1 EL VIENTO
El viento es la variable de estado de
movimiento del aire. En meteorología se
estudia el viento como aire en
movimiento tanto horizontal como
verticalmente. Los movimientos
verticales del aire caracterizan los
fenómenos atmosféricos locales, como la formación de nubes de tormenta
El viento es causado por las diferencias de temperatura existentes al
producirse un desigual calentamiento de las diversas zonas de la Tierra y de
la atmósfera. Las masas de aire más caliente tienden a ascender, y su lugar
es ocupado entonces por las masas de aire circundante, más frío y, por tanto,
más denso. Se denomina propiamente "viento" a la corriente de aire que se
desplaza en sentido horizontal, reservándose la denominación de "corriente
de convección" para los movimientos de aire en sentido vertical.
La transferencia de calor por convección da
origen a los vientos y corrientes de aire, pues
en el día el Sol calienta el suelo, el cual cede
parte de su energía al aire por conducción y
este se calienta por convección. Al calentarse
el aire, su densidad disminuye y se hace más
liviano, subiendo.
3.1.1 CONVECCIÓN
Es el proceso por el cual una substancia calentada, un gas o líquido, se mueve de
un lugar a otro en la vertical llevando calor consigo.
La dirección del viento depende de la distribución y evolución de los centros
isobáricos; se desplaza de los centros de alta presión (anticiclones) hacia los de
baja presión (depresiones) y su fuerza es tanto mayor cuanto mayor es el gradiente
de presiones. En su movimiento, el viento se ve alterado por diversos factores tales
como el relieve y la aceleración de Coriolis. En superficie, el viento viene definido
por dos parámetros: la dirección en el plano horizontal y la velocidad.
3.1.2 ADVECCIÓN
La advección en la meteorología es el término utilizado para referirse a la
transferencia horizontal de calor debido a la influencia del viento.
La advección a menudo se refiere al transporte de
alguna propiedad de la atmósfera u océano, como
calor, humedad o salinidad. La advección
meteorológica u oceanográfica sigue superficies
isobáricas y es, por tanto, predominantemente
horizontal.
La transferencia de calor ocurre en la atmosfera, cuando el sol calienta la tierra esta
a su vez calienta el aire sobre ella por radiación y conducción, el aire caliente se
eleva y el aire frio que se encuentra más arriba, siendo más denso toma el lugar del
primero para ser calentado subsecuentemente.
3.1.3 ISOTACAS
Líneas que unen puntos donde el viento sopla con la misma intensidad.
En una carta de isotacas (líneas que unen puntos con igual VELOCIDAD de viento)
podrás detectar los núcleos de vientos máximos. En general se emplean las cartas
de isotacas en los niveles de 200, 250 y 300 Hpa donde permiten detectar el
Jetstream (corriente de vientos máximos).
3.2 FUERZAS QUE ACTÚAN EN EL VIENTO
Fuerza de gradiente horizontal de presión: Es la fuerza que hace que se mueva
el viento en el plano horizontal que se debe a la diferencia de presiones que se
generan en la superficie generadas por el calentamiento irregular de la corteza
terrestre.
Fuerza de gradiente vertical de presión: Es la fuerza que hace que se mueva el
viento en el plano vertical debido a la convección de la superficie terrestre.
Fuerza de fricción: Es la capa inferior del flujo del viento que choca o roza sobre
la superficie terrestre puede aumentar o disminuir su velocidad según la orografía
del lugar (esta fuerza genera el viento de superficie que se comprende desde el
suelo hasta 20 mts en la altura.
Fuerza centrípeta y centrífuga: La fuerza centrípeta es la que tiende a meter en
su eje de rotación a la partícula de aire y la fuerza centrífuga es la que tiende a sacar
de su eje de rotación a la partícula de aire, estas fuerzas se generan solo en
sistemas de vientos giratorios tales como Huracanes, Tornados, altas y bajas
presiones etc.
Fuerza de Coriolis: Es la fuerza que hace que el viento se desvíe hacia la derecha
de su trayectoria original en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio
sur. Esta fuerza está asociada al movimiento de rotación de la tierra.
3.2.1 EL VIENTO EN SUPERFICIE
Equipos para medir el viento: Veleta y Anemómetro
A una gran
altura de la
superficie del
suelo,
alrededor de
un kilómetro,
la superficie
terrestre apenas ejerce influencia alguna sobre el viento. Sin embargo, en las capas
más bajas de la atmósfera, las velocidades del viento se ven afectadas por la fricción
con la superficie terrestre. Esto provoca que, a mayor altura, mayor velocidad de
viento, aunque este aumento de la velocidad es muy frenado en los primeros
metros.
El terreno afecta al viento en superficie, por el efecto de la orografía.
Dado que los movimientos de aire en la atmósfera se encuentran limitados en las
capas más bajas por la denominada “troposfera”, las montañas disminuyen la
sección por la cual el viento puede circular. Como el aire no puede desaparecer ni
comprimirse, una consecuencia de esta disminución de la sección y conservación
de la masa es el aumento de velocidad (“efecto Venturi”).
En estas capas de aire la fuerza de rozamiento adquiere tal relevancia que los
vientos, además de reducir en gran medida su velocidad, suelen fluir guiados por la
fuerza del gradiente, lo que se traduce en la existencia de vientos perpendiculares
a las isobaras y orientados desde las altas a las bajas presiones.
Las distribuciones isobáricas
específicas originadas por
fenómenos térmicos de escala
local derivados de la
naturaleza de la superficie y,
por otro lado, el efecto ejercido
por los obstáculos que se
oponen localmente al viento.
Entre los primeros destacan las circulaciones térmicas que se originan a lo largo de
las líneas de costa o entre los valles y laderas de una cadena montañosa. Entre los
segundos merecen destacarse las modificaciones impuestas en el viento cuando
atraviesa una cadena de montañas o cuando experimentan un proceso de
encajamiento en un valle.
3.3 LA FUERZA DEL GRADIENTE DE PRESIÓN
La principal fuerza que produce el viento es la fuerza de gradiente de presión:
(diferencia de presión) / (distancia entre dos puntos).
La primera fuerza que impulsa al aire al moverse es la fuerza del gradiente de
presión, según la cual, entre dos puntos dotados de diferencia de presión, el aire se
dirigirá desde el punto de mayor presión al de menor presión, y a una velocidad
tanto mayor cuanto más acusado sea el gradiente barométrico existente entre
ambos puntos.
Se entiende por gradiente barométrico entre dos puntos la diferencia de presión que
se registra entre ambos puntos en relación con la distancia horizontal que los
separa.
La presión existente entre los distintos lugares del planeta. En las zonas de alta
presión existe una acumulación de aire que ejerce presión hacia el exterior; las bajas
presiones, por el contrario, muestra un “déficit” de aire.
Ante esta situación, la atmósfera, impulsada por la fuerza del gradiente, se va a
poner en movimiento para intentar compensar estos desequilibrios y trasladar el aire
excedente de las altas presiones hacia las zonas de baja presión, donde hay déficit
de aire.
Para medir el viento lo haremos midiendo la
presión (en superficie o cierto nivel) así podemos
saber cómo es el campo de viento. Para eso se
construyen mapas de presión.
3.4 VARIACIÓN VERTICAL DEL VIENTO
De modo general puede afirmarse que el viento se intensifica con la altura por dos
razones básicas: en primer lugar, por
el proceso de disminución de la
densidad del aire que se registra al
subir, lo cual contribuye a que
aumente la fuerza del gradiente; en
segundo lugar, por la disminución de
la fuerza del rozamiento terrestre.
Este último efecto determina además un ligero cambio en la dirección del viento a
medida que se asciende.
3.5 LA FUERZA DESVIADORA DE CORIOLIS
La fuerza desviadora de Coriolis es una fuerza que actúa modificando la trayectoria
inicial del viento. Tal modificación fue observada por Coriolis en el siglo XIX (de ahí
que llevase su nombre), aunque más tarde fue Ferrel quien la explicitó mediante
una ley que se expresa como sigue: “Cualquier fluido que se mueva horizontalmente
en el hemisferio Norte tiende a ser desviado hacia la derecha de su trayectoria,
independientemente de la orientación que ésta tenga. En el hemisferio Sur se
produce una desviación similar, pero a la izquierda”
El origen de esta fuerza se encuentra en el movimiento de rotación de la Tierra
alrededor del eje de los polos. Este movimiento determina que cualquier porción de
la superficie terrestre (a excepción de las situaciones en el ecuador), además de
girar continuamente alrededor del eje de los polos, gire también continuamente
alrededor de su propio vertical.
La fuerza de Coriolis se origina por el hecho de que las distintas porciones de la
superficie terrestre están continuamente girando alrededor de su vertical respectiva.
Este giro alrededor del propio vertical pasa inadvertido para nosotros, porque
participamos de él, somos solidarios de la Tierra y vamos girando con ella.
Comenzaremos por analizar la situación del polo Norte, la Tierra está realizando su
movimiento de rotación alrededor del eje de los polos con dirección W-E. Si nos
situamos en un punto P exterior a la Tierra, al norte de esta, y desde él observamos
lo que sucede en el polo Norte, vemos cómo este punto no sólo está girando
alrededor del eje de la Tierra, sino que también gira alrededor de su propio vertical
y con sentido de giro contrario a las agujas del reloj.
Observamos ahora lo que sucede en el polo Sur. Si la Tierra sigue haciendo su
movimiento de rotación habitual, pero ahora la observamos desde el punto P´,
situado en la vertical del polo Sur, vemos cómo esta porción de la Tierra gira
alrededor de su propio vertical, pero ahora el giro se produce el sentido de las agujas
del reloj.
Ya solo nos resta visualizar lo que sucede en las latitudes intermedias entre los
polos y el ecuador. En estas latitudes también se produce un giro alrededor del
propio vertical, siendo este giro antihorario en el hemisferio Norte y horario en el
hemisferio Sur.
3.6 GENERALIDADES SOBRE LA MEDIDA DEL VIENTO
El viento es un vector porque tiene dirección, magnitud y sentido.
La dirección del viento. - viene
definida por el punto del
horizonte del observador
desde el cual sopla. En la
actualidad, se usa
internacionalmente la rosa
dividida en 360º. El cálculo se
realiza tomando como origen
el norte y contando los grados
en el sentido de giro del reloj.
De este modo, un viento del SE equivale a 135º; uno del S, a 180º; uno del NW, a
315º, etc.
Barlovento: Es de donde viene el viento.
Sotavento: Es hacia dónde va el viento.
3.6.1 VARIACIÓN DIURNA DE LA VELOCIDAD DEL VIENTO
La variación diurna de la velocidad del viento tiene un máximo y un mínimo:
Máximo. - En las primeras horas de la tarde.
Mínimo. - En la mañana cuando sale el sol y en la noche o antes de que salga el
sol.
Esto quiere decir, al empezar el sol a calentar la atmósfera y la superficie terrestre
las partículas de aire empiezan a adquirir movimiento y las partículas comienzan a
chocar unas con otras y por lo tanto adquieren velocidad.
En la noche cuando la tierra ya no tiene el calentamiento del sol las partículas de
aire se endurecen y adquieren más peso y su velocidad disminuye
considerablemente.
NOTA: La dirección del viento se da en tres dígitos redondeada a la decena de
grados más próximo; la intensidad se da en dos dígitos en nudos enteros. Si existen
rachas o ráfagas se separan con la letra (G). El viento calmo se reporta con cinco
ceros (00000) seguido por las letras KT (nudos) las siglas VRB significa viento con
dirección variable.
3.6.2 INTENSIDAD DEL VIENTO:
Racha: Cuando el viento presenta incrementos superiores a 10 nudos que duran
más de 20 segundos con un viento sostenido de al menos 5 nudos.
Turbonada: Incrementos en el viento sostenido superiores a 16 nudos, con duración
mayor a 1 minuto y viento sostenido de al menos 6 nudos
Vendaval: Condición en la que la intensidad del viento excede de 33 nudos o las
rachas de viento son superiores a 42 nudos
21320G30KT 03003G17KT 10015G35KT 30015S30KT
Ejemplo:
13010G15KT quiere decir que el viento está de los 130 grados con 10 nudos y
rachas de 15 nudos.
3.7 LA TURBULENCIA
La turbulencia se define como el
movimiento desorganizado de las
partículas del aire en el plano vertical.
La turbulencia se presenta cuando una
masa de aire adquiere fuertes cambios
tanto de dirección como de intensidad.
Este fenómeno se genera debido a que
la tierra no es completamente plana en
su superficie, lo que repercute en el comportamiento del viento, pues al desplazarse
topa con obstáculos naturales o artificiales y se va frenando o animando
mecánicamente.
Refiriéndonos a la aeronáutica, podríamos definirla como el cambio de dirección y/o
velocidad del viento en tramos de vuelo extremadamente cortos; estos flujos
irregulares producen sobre las aeronaves cambios repentinos en la trayectoria y
perdidas en la sustentación.
3.7.1 CLASIFICACIÓN DE TURBULENCIAS POR SU INTENSIDAD
Ligera La aeronave ligeramente cabecea y da pequeños saltos.
Moderada La aeronave alabea brusca y frecuentemente
Severa La aeronave es sacudida violentamente.
Extrema La aeronave es arrojada de 500 a 1000 mts aproximadamente ya sea
hacia arriba, abajo o hacia los lados.
3.7.2 CLASIFICACIÓN DE LA TURBULENCIA POR SU ORIGEN
Si el suelo fuera uniformemente liso y la atmósfera estable, el viento fluiría en capas
paralelas; se tendría entonces un flujo laminar, y la velocidad del viento en un punto
dado sería prácticamente constante. Pero esto no es así; en el suelo nos
encontramos constantemente con todo tipo de obstáculos, y la atmósfera pocas
veces es totalmente estable.
Por este motivo nos encontramos con que el aire, a veces, forma remolinos
inesperados llamados turbulencias, las cuales, según su origen se distinguirán en:
Turbulencia Térmica o Convectiva: debida a una inestabilidad térmica del aire.
Suele predominar en las altitudes bajas y medias, a excepción de la CAT
(turbulencia en aire claro) que es frecuente en la alta troposfera y la baja
estratosfera.
Generada por los corrientes de ascenso/descenso en las nubes cumulonimbus. La
experiencia de este tipo de turbulencia se da cuando la aeronave se sumerge
literalmente en una nube de tormenta.
Orográfica: Es aquella generada por la intercepción de fuertes vientos con un
sistema orográfico o Cordillera. Por lo general se experimenta este tipo de
turbulencia cuando la aeronave vuela cerca del tope de las montañas.
La turbulencia en aire claro: La turbulencia en aire claro se forma cuando capas
de aire adyacentes se mueven a distintas velocidades, en la zona de contacto
de ambas capas aparece una fuerte cizalladura que da lugar a una ondulación
del flujo. Si dichas ondas rompen se forman remolinos que viajan en el viento
medio generando lo que llamamos CAT.
Se define como aquella turbulencia que se produce en la atmósfera libre de fricción,
es decir, por encima de unos 3.000 pies, y que no está asociada a nubes
convectivas, es decir, nubes cúmulos y cumulonimbos.
Para el piloto, la gran dificultad que presenta un encuentro con turbulencia en aire
claro se debe a su invisibilidad ya que suele presentarse en ausencia de nubes, de
manera inesperada y repentina, por lo que prácticamente no da tiempo a tomar
medidas tales como ajustarse los cinturones de seguridad.
Esto provoca un gran número de incidentes asociados con la turbulencia en aire
claro que, aun sin ser fatales, causan grandes pérdidas económicas a las
compañías aéreas. Para el meteorólogo, la dificultad de su predicción estriba en
que se trata de un fenómeno de pequeña escala, no resuelto por los modelos
numéricos.
El mayor número de sucesos de CAT están relacionados con las variaciones en
dirección y velocidad del viento en las proximidades de la corriente en chorro, que
es una corriente similar a un río de aire de miles de kilómetros de longitud que
discurre casi horizontal de oeste a este a una altura aproximada de unos 30.000
pies, con velocidades de al menos 60 nudos. Las zonas más favorables al desarrollo
de turbulencia en aire claro se encuentran en el lado frío de la corriente de chorro.
Artificial o Mecánica: El grado de
turbulencia mecánica depende de la
velocidad del viento y de la irregularidad de
las obstrucciones. Cuanto más elevada es la
velocidad y/o más irregular la superficie,
tanto mayor es la turbulencia.
EL viento lleva los remolinos turbulentos corriente abajo, la distancia hasta donde
los transporta depende de la velocidad del viento y de la estabilidad del aire. El aire
inestable permite que se formen remolinos mayores que aquellos que se originan
en aire estable; pero la inestabilidad dispersa a los remolinos rápidamente, mientras
que en aire estable se disipan lentamente.
Las obstrucciones tales como edificios,
árboles y terrenos accidentados,
desorganizan el flujo suave del viento en
una compleja maraña de remolinos
3.8 CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMOSFERA
Principales Cinturones de Viento
El viento es la circulación de masas de aire, provocada por diferentes causas, pero
con un denominador común: el gradiente de energía. La Tierra recibe del Sol luz y
calor, pero a causa del grado de inclinación
sobre su eje, las zonas ecuatoriales y
tropicales son las que reciben la mayor
parte de esta energía, estableciéndose un
gradiente entre el ecuador y los polos. Este
gradiente de energía es el que determina
la circulación general de la atmósfera,
funcionando como una bomba que
traslada el calor ecuatorial hacia ambos
polos.
El exceso de calor en zonas ecuatoriales provoca que el aire ascienda, la célula de
Hadley cuyo transporte vertical de calor se origina a partir de los enormes
cumulonimbos de la ZCIT. y al final de todo el proceso, el aire desciende en los
polos habiendo perdido gran parte de su energía (calor).
Una serie de células distribuye las masas de aire y gracias a la rotación de la
Tierra se establecen los alisios y los vientos del oeste. Además, esta circulación
también tiene una influencia notable en la ubicación de desiertos y selvas.
VIENTOS ALISIOS
Los vientos alisios Se originan en la zona ecuatorial de las células de alta presión,
son por tanto vientos del Este, pero por ser desviados por la fuerza de Coriolis, tiene
componente Este-nordeste en el hemisferio Norte y Este-SudEste en el hemisferio
Sur.
Tienen intensidad moderada (más fuertes
en invierno que en verano) y son muy
regulares en cuanto a dirección y velocidad.
Los alisios del Norte y del Sur confluyen en
la Zona de Convergencia Intertropical
(ZCIT) en la que el aire asciende
acompañado de nubes y precipitación.
En las capas altas el aire se aleja del Ecuador hacia el Norte o el Sur para caer por
la subsicdencia de las zonas de altas presiones tropicales. Los alisios no forman un
cinturón continuo, sino que en ocasiones se interrumpe por zonas de calmas. El
cinturón de alisios varía estacionalmente su posición acompañando los movimientos
de los cinturones de presión y de las zonas de máxima insolación. Esta variación es
más notable en los continentes que en los oceanos debido la diferencia de
temperaturas de estos.
VIENTOS ECUATORIALES DEL OESTE (Westerlies)
Aparecen en verano sobre los continentes
Son los vientos constantes planetarios predominantes en latitudes medias (entre los
35° y los 65° de latitud en cada hemisferio), que soplan generalmente de oeste a
este. Rodean las altas presiones dinámicas sobre los océanos de latitudes
tropicales y subtropicales, cerrando el bucle con los vientos alisios cercanos al
ecuador.
Tienen una componente hacia los polos, por lo que en el hemisferio norte son
predominantemente del suroeste y en el hemisferio sur, del noroeste
En el hemisferio Norte son muy variables ya que en estas latitudes el movimiento
del aire se ve afectado por núcleos de alta y baja presión.
Por otro lado, la irregularidad que, en el hemisferio Norte, suponen los continentes
frenan el flujo zonal del Oeste. Los vientos del oeste del hemisferio Sur son más
fuertes y de dirección más constante debido a la menor extensión de los océanos.
3.8.1 CELDA DE HADLEY: ¨DONDE EL AIRE CÁLIDO ASCIENDE Y AIRE FRÍO
DESCIENDE¨
Entre el ecuador y aproximadamente los 30º de latitud sur y norte, se produce una
circulación vertical que mantiene el nombre de celda de Hadley, en honor a George
Hadley (1795 – 1868) Esta circulación tiene origen en la zona ecuatorial donde el
aire cálido y húmedo de la superficie asciende, generando un área de tormentas y
bajas presiones conocida como Zona Intertropical de Convergencia (ZITC)
En la zona ecuatorial el aire se calienta, perdiendo densidad y elevándose,
constituyendo así una zona de bajas presiones.
El aire ascendente se condensa y forma grandes cúmulos responsables de las
elevadas tasas de precipitación, que mantienen la densa vegetación de las selvas
tropicales, tan características de la zona.
Así mismo, esta masa de aire caliente se desplaza hacia el norte, enfriándose y
descendiendo en las latitudes tropicales (30º aprox.), zona en la que se produce
divergencia y una parte se mueve hacia
los polos y otra vuelve hacia el ecuador
donde se calienta de nuevo. En esta
área de subsidencia encontramos los
grandes desiertos subtropicales como:
el desierto de Atacama, el Sahara, el
Gran Desierto Australiano o el de
Namibia.
3.8.2 CÉLULA POLAR: EL AIRE ACONDICIONADO DEL PLANETA
Es una amplia región ubicada entre las latitudes 60º-90º, en las que el aire frío de
niveles superiores más denso y pesado genera una zona de subsidencia que
conlleva la formación de altas presiones.
Esta zona de divergencia provoca, a su vez, un flujo de aire superficial que se
desplaza desde los polos
hacia las latitudes
subpolares.
Este aire frío, que avanza
hacia latitudes inferiores, es
desviado por la fuerza de
coriolis, generando así los
vientos del este polares en el
hemisferio norte y del oeste,
en el sur.
Allí abunda el aire seco, frío y sin precipitaciones; asociado a este descenso de aire
desde niveles más altos. El aire al llegar a superficie diverge, es decir, se aleja hacia
latitudes menores llevando consigo bajas temperaturas hacia zonas más cálidas,
favoreciendo la generación de frentes en la zona de los Oestes.
A esta circulación se le denomina “Celda Polar” y es la encargada de refrescar al
resto del planeta, nuestro propio “aire acondicionado” natural.
3.8.3 CÉLULA DE FERREL: DONDE TODO SE MUEVE CADA VEZ MÁS RÁPIDO
En honor al meteorólogo norteamericano William Ferrel. En esa región de los
Oestes, es en donde podemos observar una atmósfera más dinámica ya que en ella
se produce un gran contraste de temperatura entre el aire subtropical y el polar,
Esto a su vez produce, en altura, la famosa “Corriente en Chorro Polar”.
La cual ondula por todo el planeta, encargándose de transportar y darle energía a
los sistemas frontales y bajas presiones en superficie, por lo que la parte sur de la
Celda de Ferrel es una zona bastante tormentosa y ventosa, siendo muy difícil
navegar a través de ella, tanto en barcos como aviones.
Dicha región es considerada una de las más dinámicas de la atmósfera, debido a la
configuración de distintos núcleos ciclónicos asociados a los sistemas frontales de
latitudes medias, provocando un tiempo con gran nubosidad, lluvias y fuertes
vientos.
3.8.4 LA DISTRIBUCIÓN DE SELVAS Y DESIERTOS.
La zona de convergencia intertropical surge de la convergencia en superficie de los
vientos alisios de ambos hemisferios (correspondientes a las células de Hadley del
hemisferio norte y sur). Esta convergencia superficial provoca el ascenso de los
vientos que genera a su vez convección y que tiene como resultado la formación de
nubes de tormenta que crean un cinturón de precipitaciones más o menos alrededor
del ecuador, que es donde se sitúan las selvas y los bosques más frondosos. Sin
embargo, la ITZC no es fija y oscila a lo largo de las estaciones. Esta oscilación
provoca a principios de verano el monzón, tan necesario en algunas partes del
mundo. Otra consecuencia de la convergencia en superficie de los vientos y de su
ascenso son las calmas ecuatoriales (calmas chichas) o doldrums, tan temidas por
los marinos de todas las épocas.
Cuando hay convergencia de vientos en altura (por ejemplo, entre la célula de
Hadley y la de Ferrel), al aire no le queda más remedio que descender. En su
descenso, el aire se comprime, se calienta y se seca, haciendo muy difícil que se
den las condiciones apropiadas para que se produzca la precipitación.
Además, al tratarse de una subsidencia (descenso de aire) se inhiben los
movimientos verticales ascendentes, lo que hace aún más difícil que se puedan
producir precipitaciones. Pues bien, justo donde se produce este fenómeno de
divergencia en superficie (que es la consecuencia de la convergencia en
altura) es donde se encuentran algunos de los mayores desiertos de la Tierra
como el Sáhara o el desierto arábigo en el hemisferio norte y los desiertos
australianos, el Kalahari o Atacama en el hemisferio sur.
3.9 CORRIENTE DE CHORRO (JET STREAM)
En la parte alta de la troposfera, a unos 10 kilómetros de altitud en latitudes medias,
se localizan las corrientes de aire más
intensas de la Tierra. El viento allí
alcanza velocidades extraordinarias
superiores a 200 km/hr lo que suelen
aprovechar los aviones comerciales y
de combate para reducir el tiempo del
viaje y ahorrar combustible.
Aunque las corrientes en chorro quedan fuera del alcance del piloto privado, su
presencia dictamina el comportamiento del tiempo atmosférico que tendremos
durante nuestras travesías.
La corriente en chorro también puede cambiar la intensidad de un área de baja
presión. Actúa como una aspiradora, aspira aire de la parte superior y lo hace más
intenso, bajando el sistema de presión. Cuanto más baja es la presión dentro de un
sistema, generalmente más fuerte es el viento y más tormentoso es el resultado.
Para que una corriente en chorro sea considerada como tal, los vientos sostenidos
de su núcleo deben alcanzar como mínimo los 65 nudos (aprox. 120 km/h)
Valores medios:
Altitud (m; ft) Presión (hPa) Temperatura (°C)
Lat. intertropicales: 20.000; 65.600 100 -80
Lat. medias: 13.000; 42.600 200 -55
Lat. subárticas: 9.000; 29.500 300 -45
La altitud de la tropopausa varía por:
Época del año:
Verano: más alta.
Invierno: más baja.
Condiciones meteorológicas:
Anticiclón: más alta.
Ciclón: más baja.
3.9.1 EFECTOS DE LA CORRIENTE DE CHORRO EN AVIACIÓN:
Viento:
Buscar vientos de cola.
Evitar vientos de frente; o que sean lo menos fuertes posibles.
Temperatura:
Temperaturas bajas → mejor rendimiento de los motores.
Obviamente: si el avión no tiene suficiente potencia, nunca alcanzará el nivel de
tropopausa.
3.9.2 CORRIENTE DE CHORRO POLAR
Asociado al frente polar en superficie. El eje de la corriente es casi paralelo al frente,
pasa por los límites de los vértices de las ondas; al norte en las ondas recién creadas
y al sur en las ondas maduras. El eje del chorro está situado en las proximidades
de los 300 Hp.
Las corrientes/flujos polares más fuertes se localizan en Norteamérica y el
continente asiático. En invierno aparece en latitudes bajas (40º N) con valores
medios de 105kt. En verano se dirige al norte (50 N) y por la retirada del frente polar
se debilita hasta 78 nudos. El viento en el eje del chorro alcanza valores de hasta
300 nudos.
3.9.3 CORRIENTE DE CHORRO SUBTROPICAL
Alcanza sus valores máximos al nivel de los 200 Hp y hasta 500 Hp. En invierno
tiene forma de una corriente ondulada discontinua cerca del paralelo 30º Lat. N
rodeando al hemisferio. En verano se desplaza al norte (40 N, latitud).
Valores:
200 hp a veces puede estar hacia 150 hp
Intensidad 150 kt. Considerablemente menor en julio.
Hemisferio norte:
Invierno: 30°
Verano: 40° se debilita.
Hemisferio sur.
Varía poco de latitud: entre los 25° y 30° S en invierno y algo más alto en verano.
Bajo el chorro subtropical no hay frentes tan definidos como los frentes polares;
aunque sí hay un proceso de inestabilización que favorecen el desarrollo de nubes
de desarrollo vertical.
3.9.4 CORRIENTE DE CHORRO ECUATORIAL
Es constituido por una corriente de vientos del este, con velocidades localizadas a
los 100 y 150 Hp. Se encuentra en las regiones tropicales entre los 20º de latitud
norte y 15º latitud sur.
Valores:
100 – 150 hp.
Corriente del este
Entre 20° N y 15° S
No tan definido: características de chorro en África (70 kt) e India (100)
Relacionado con la aparición de los monzones estivales.
Desaparece cuando los anticiclones subtropicales del hemisferio norte se desplazan
hacia el Ecuador.
3.9.5 CORRIENTE DE CHORRO ARTICA
Es una corriente estratosférica, a una altura de 20km en latitudes 70º N o S. En
invierno circula desde el oeste a aproximadamente 200 nudos y en verano circula
del este y es débil en cuanto a velocidad. En abril y octubre el chorro desaparece.
3.10 VIENTOS LOCALES
Son vientos costeros debidos a la diferencia de temperatura entre el mar y la
tierra. Su intensidad depende de muchos factores locales tanto sinópticos como
climáticos.
En meteorología se denominan brisas térmicas a los vientos que soplan en las
zonas de la costa del mar hacia tierra durante el día y de la tierra al mar durante
la noche.
Son vientos pues que no se generan por gradientes isobáricos a nivel general,
sino a nivel local en las zonas costeras.
En las latitudes medias, alcanzan su plenitud durante las épocas en el que el sol
caliente con mayor intensidad, es decir, cuando está más alto.
Su intensidad rara vez sobrepasa los 25 nudos y es normal que se sitúe alrededor
de los 15kt.
Proceso de formación: Las brisas se producen por el desfase existente en el
proceso de calentamiento del mar y de la tierra por la acción de la radiación solar,
durante el día a medida que el sol asciende va calentando la tierra más rápidamente
que el agua del mar.
La tierra va calentando el aire en
contacto con ella que asciende al
aligerarse; su lugar a viene a ocuparlo
el aire del mar que está más frío es
decir se origina un gradiente térmico
que a su vez origina un gradiente de
presión que causa el desplazamiento
del aire de la zona de mayor presión - la superficie del mar - al de menor presión la
superficie de la tierra; generándose así un viento del mar hacia la tierra que se
denomina brisa marina o virazón.
PROCESO DE FORMACIÓN DE LA BRISA MARINA.
Durante la noche Cuando la radiación solar desaparece, la superficie del mar
conserva más tiempo el calor captado durante el día que la tierra, la cual se enfría
con más rapidez. Se produce un gradiente térmico y de presión inverso al caso
diurno: el aire más caliente del mar se eleva y su lugar pasa a ser ocupado por el
aire más frío proveniente de la tierra.
Se origina así la Brisa Terrestre o Terral.
PROCESO DE FORMACIÓN DE LA BRISA TERRESTRE O TERRAL
Condiciones favorables para la formación de brisas Todas las condiciones que
favorezcan el incremento del gradiente de presiones entre aire del mar y el de tierra
favorecerán la formación de las brisas.
Un gradiente térmico de aproximadamente 4 o 5º C, aunque, en general basta que
la temperatura del aire terrestre sea superior en al menos 1ºC a la del aire marino
se dan las circunstancias que posibilitan las brisas diurnas; por debajo de este valor
difícilmente se establecen, esto explica que en zonas donde el mar se calienta
mucho, las condiciones favorables para el gradiente térmico se den en las épocas
en el que el agua está todavía fría y el sol es capaz de calentar con intensidad la
tierra; es decir, a finales de primavera y principios del verano.
En invierno, la capacidad de calentamiento del sol es tan débil que cualquier
circunstancia en contra hace que no existan brisas; los cielos despejados o la
nubosidad débil, la ausencia de nubes favorece el calentamiento de la tierra durante
el día y la su pérdida de calor durante la noche, por lo que se favorece el gradiente
térmico diurno y nocturno, los cielos nubosos no dejan calentar la tierra durante el
día y guardan el calor de ésta durante la noche; la inestabilidad térmica vertical,
cuanto más gradiente térmico vertical, más facilidad tendrá el aire caliente para
ascender y generar una mayor depresión, por lo tanto, más brisa habrá.
Si en las capas altas de la atmósfera hay aire cálido, por más gradiente de
temperatura que exista entre la tierra y el mar, no habrá brisa. Esto explica que
visualmente se pueda predecir la intensidad de la brisa por las nubes de desarrollo
vertical que se forman en la costa: cuanto más altas, dependiendo evidentemente
de otros factores locales, más intensa podrá llegar a ser la brisa; la ausencia de
vientos sinópticos generales si existen gradientes de presión general más fuertes
provenientes de depresiones térmicas o polares, las condiciones de viento
marcadas por éstos prevalecerán sobre las brisas térmicas.
En las costas sin una orografía alta Las paredes montañosas de considerable altitud
en la línea de la costa es un freno considerable a la formación de brisas.
Sucede lo contrario en los valles las favorecen; terreno con alto coeficiente de
absorción de calor La tierra plana tiene más coeficiente de absorción del calor solar
(se calienta más) que las zonas boscosas, por consiguiente, las masas boscosas
debilitan las brisas.
Por el contrario, el cemento, piedra, metales y asfalto de las masas urbanas tienen
un altísimo coeficiente de absorción del calor lo que incrementa las brisas.
Por otra parte, los automóviles y las industrias de las grandes concentraciones
urbanas incrementan aún más el calor del aire, por lo que las grandes ciudades
costeras favorecen la formación de brisas en sus costas.
BRISA O VIENTO DE VALLE.
Un ejemplo es el viento del valle que se origina en las laderas que dan al sur (ó en
las que dan al norte en el hemisferio sur). Cuando las laderas y el aire próximo a
ellas están calientes la densidad del aire disminuye, y el aire asciende hasta la cima
siguiendo la superficie de la ladera. Durante la noche la dirección del viento se
invierte, convirtiéndose en un viento que fluye ladera abajo. Si el fondo del valle está
inclinado, el aire
puede ascender y
descender por el valle;
este efecto es
conocido como viento
de cañón.
Brisa de Montaña
Por la noche, la circulación se invierte con la formación de una corriente catabática
que puede crear las condiciones propicias para la formación de niebla y nubes
estratos.
Las laderas de las montañas
pierden su calor y enfrían el aire
que entra en contacto con ellas.
Este aire se vuelve más denso
que el aire circundante, baja
continuamente por las laderas de
las montañas
Este patrón de flujo se conoce como brisa de montaña o viento catabático.
Vientos Katabaticos
Del griego katabatikos: "bajando colinas") es un viento que sopla con componente
descendente (hacia abajo), geográficamente hablando, en serranías, montañas o
glaciales.
En muchos casos el termino
catabatico es usado para hacer
referencia a los flujos de viento
descendentes, los cuales son más
fuertes que la brisa de montaña.
Vientos Anabaticos
Del griego anabatos, forma verbal de anabainein moviéndose hacia arriba es un
viento que sopla ascendentemente por una pendiente montañosa.
Una elevación o montaña calentada por el sol, hace mover el aire circundante; y
como el aire del valle no se calienta se produce un viento húmedo y fresco que se
eleva por una ladera y a
su paso se condensa
provocando la formación
de nubes de tipo lenticular
(nubes rotoras) en la
cima, las cuales
ocasionarán turbulencia
Efecto Foehn
Se llama efecto foehn al calentamiento del aire producido al descender éste por las
vertientes de las montañas
opuestas a la dirección de
los vientos. En origen, se
denominaba así en Suiza a
este tipo de vientos secos
y cálidos, propios de las
vertientes alpinas de
sotavento. Foehn era el
nombre local del viento.
Onda de montaña
La turbulencia de montaña es una forma de turbulencia mecánica. La intensidad de
este fenómeno depende mucho de dirección y la magnitud del viento. Mientras más
perpendicular a la barrera sea el viento, más acentuado van a ser los efectos. De
igual manera mientras mayor la magnitud del viento, más fuerte serán sus efectos
en el lado de sotavento.
También, los vientos fuertes resultan en que los efectos de la turbulencia sean
sentidos a mayor distancia. Típicamente, para que un avión pueda evitar los efectos
de turbulencia de montaña, se recomienda el cruzar la barrera a una altura de 2.5
veces la elevación de la montaña.
![Geodemografía. Módulo 7. Población y desarrollo. La ... … · MÓDULO’7[Ejercicios] ... GEODEMOGRAFÍA•"Módulo"7.POBLACIÓN"Y"DESARROLLO 8 n s 3. Urbanización 3.1. Desarrollo](https://static.fdocuments.mx/doc/165x107/5f9538c0b1a08201cf2894a2/geodemografa-mdulo-7-poblacin-y-desarrollo-la-mduloa7ejercicios.jpg)
