Variaciones horizontales de la presión

Transcripción

1 Presión y vientos

2 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

3 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.

4 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

5 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

6 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

7 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

8 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.

9 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

10 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.

11 Figura 7

12 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.

13 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

14 El instrumento fundamental para medir la presión atmosférica es el barómetro de mercurio, inventado por Evangelista Torricelli en el año 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).

15 Figura 10: barómetro de mercurio Figura 11: presiones record

16 Figura 13: detalle de la cubeta de un barómetro Fortín Figura 12: Vista sectorizada de un barómetro Fortín

17 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.

18 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.

19 Figura 14: carta sinóptica de superficie

20 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.

21 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

22 Figura 15 (a): carta sinóptica de 500 hpa

23 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

24 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.

25 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.

26 999 hpa 1002 hpa 1005 hpa 1008 hpa 1011 hpa Figura 16: esquema de la fuerza del gradiente de presión 1014 hpa

27 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

28 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

29 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

30 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

31 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.

32 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.

33 Figura 20: Efecto de la fuerza de Coriolis en el hemisferio Sur en los centros de baja y alta presión

34 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

35 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.

36 Fuerza de Rozamiento o Fricción Ejerce un importante efecto sobre el movimiento del aire en la capa comprendida entre la superficie y aproximadamente los 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)

37 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

38 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: 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

39 Figura 24: alturas neopotenciales para el nivel isobárico de 500 hpa Sudamérica, 22 de mayo de 2013, 12 Z

40 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).

41 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

42 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:

43 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.

44 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

45 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

46 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).

47 Fp Co t Ce n 120 A 60 Figura 26: Alta presión y circulación ciclónica V

48 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

49 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

50 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

51 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.

52 Figura 30: esquematización de la capa límite atmosférica dentro de la troposfera

53 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.

54 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

55 REFERENCIAS Ahrens, C. D. Meteorology Today, 9º edición, año 2009

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