Sumérgete en el apasionante mundo de la meteorología y explora los fenómenos atmosféricos que dan forma a nuestro clima. Desde tormentas eléctricas hasta vientos huracanados, descubre cómo funciona la atmósfera y cómo afecta nuestras vidas. ¡Desvela los secretos del tiempo que nos rodea!
En 1857, un meteorólogo holandés, buys-ballot, enunció una relación entre la dirección del viento y las isobaras. refiriéndonos a las figuras 7.1 y 7.3 a), se puede observar, para el hemisferio norte, que si se tiene el viento a la espalda, las bajos presiones están a la izquierda.
Se puede, pues, enunciar así la ley de buys-ballot:
"Cuando un observador tiene el viento a su espalda, tiene las bajas presiones o su izquierda en el hemisferio norte, a su derecha en el hemisferio sur".
Considérese de nuevo el movimiento de una partícula de aire que se desplaza horizontalmente a velocidad constante en una región donde el rozamiento es despreciable, pero supóngase ahora que la fuerza de coriolis y la fuerza del gradiente de presión no se equilibran. en estas condiciones, el movimiento se curva hacia la derecha o la izquierda, a una latitud dada, siguiendo la velocidad del viento, la fuerza de coriolis puede ser más grande o más pequeña que la fuerza del gradiente de presión.
Se llama viento del gradiente al movimiento horizontal, a velocidad constante y sin rozamiento, lo que implica que el movimiento es tangente a las isobaras en todo punto. la velocidad del viento correspondiente a estas condiciones es la velocidad del viento del gradiente.
Se puede observar el viento del gradiente en un solo punto a a todo lo largo de la trayectoria del aire. en el primer caso, la dirección del viento es tangente a la isobara en el punto considerado. cuando se tiene el viento del gradiente en una gran extensión, el movimiento sigue las isobaras a todo lo largo de las trayectorias, pero esto no es posible más que si las isobaras están inmóviles. en estas condiciones, la dirección del viento es tangente en todo punto a la isobara o todo lo largo de la trayectoria.
Cuando se observa el movimiento debido al gradiente sobre una cierta extensión, el aire se desplaza siguiendo las isobaras curvas del mapa sinóptico. si la fuerza del gradiente de presión prevalece sobre la fuerza de coriolis, el movimiento se curva alrededor de la zona de bajas presiones.
Considérense una partícula de aire en movimiento horizontal de velocidad constante en una región donde el rozamiento es despreciable. las fuerzas que actúan sobre la partícula son: la fuerza debida al gradiente de presión y la fuerza de coriolis.
Cuando estas dos fuerzas son exactamente iguales y opuestas no pueden provocar desviación del movimiento hacia la derecha o la izquierda. se dice en este caso que al movimiento es geostrófico.
Habiéndose establecido que el movimiento geostrófico no se desvía a derecha ni a izquierda y que es horizontal, el aire corre sobre el globo terrestre siguiendo un gran círculo.
No se puede determinar la velocidad del viento geostrófico sobre el ecuador donde la fuerza de coriolis es nula. en ausencia de otras fuerzas, el aire se dirigirá allí en la dirección del gradiente de presión, es decir desde las altas hacia las bajas presiones.
En realidad, la fuerza de coriolis es débil en las bajas latitudes y el movimiento es raramente geostrófico entre 15°N y 15°S.
Hemos señalado que las presiones reducidas al nivel del mar, medidas en dos localidades, son en general diferentes. el gradiente de presión es el índice de variación de la presión en relación con la distancia horizontal, contada desde las altas presiones hacia las bajas.
En el sentido del gradiente de presión se ejerce una fuerza sobre cada partícula de aire y se podría esperar que se viera el desplazamiento de las partículas de aire desde las altas hacia las bajas presiones. en la realidad el aire se desplaza raramente en esta dirección. a continuación se verá por qué.
Se debe de tener en cuenta el efecto de coriolis que actúa sobre el aire. su valor es proporcional a la velocidad del ciento con relación a la superficie terrestre y, para una misma velocidad, varía con la latitud; nula en el ecuador, tiene su máximo en los polos.
En el hemisferio norte, la fuerza de coriolis parece desviar el aire hacia la derecha colocándose en el sentido del movimiento. en el hemisferio sur, la desviación se dirige hacia la izquierda.
Otra fuerza que actúa sobre la partícula de aire es el rozamiento. existe, siempre que el aire está en movimiento relativo, sea con respecto a la superficie terrestre, sea con relación a las capas de aire adyacentes. se dirige en sentido inverso al movimiento relativo.
La fuerza de rozamiento tiene su mayor valor cerca de la superficie terrestre y el aire que alcanza un kilómetro, aproximadamente, se dice que está en la capa de rozamiento o capa limite. por encima de la capa límite el rozamiento es despreciable a menudo. es la atmósfera libre.
En la proximidad de las montañas, en los valles, cerca de las costas, se observan durante el día y por la noche variaciones notables de la velocidad del viento en superficie. es lo que se llama variación diurna del viento en superficie.
En el interior de los continentes, aun siendo la naturaleza del terreno muy semejante, se observa a menudo una notable variación de la velocidad del viento en el transcurso del día. alcanza su máximo entre el mediodía y la calda de la tarde a causa de la transferencia de la cantidad de movimiento por la convección de las capas superiores de la atmósfera hacia las capas bajas. cuando, al final de la tarde, desciende la temperatura, la convección disminuye y el viento también. alcanza su mínimo hacia el alba.
