Apuntes Complementarios de las Clases Teóricas Unidad 6: Presión y Viento

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1 Apuntes Complementarios de las Clases Teóricas Unidad 6: Presión y Viento Profesor: Pablo L. Antico Presión Atmosférica Variaciones horizontales de la presión Consideremos un modelo de atmósfera consistente en una columna de aire que se extiende desde la superficie hasta una cierta altura. Dentro de la columna, las moléculas de aire están representadas por puntos. Se supone que: 1) la densidad del aire es constante a lo largo de la columna, es decir que las moléculas no se concentran cerca de la superficie en la parte inferior de la columna, 2) el ancho de la columna es constante con la altura, y 3) no existe intercambio de aire con el entorno. Si de alguna manera pudiésemos incorporar más aire a la columna manteniendo constante su temperatura, entonces aumentaría su densidad y por consiguiente su peso de tal manera que la presión en superficie aumenta. De la misma manera, al extraer 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. Supongamos ahora que tenemos dos columnas idénticas, una situada junto a la otra sobre la superficie. Dado que ambas tienen la misma masa de aire y a la misma temperatura, entonces tendrán la misma presión del aire en superficie. Esto significa que existe la misma cantidad de moléculas en cada una de las columnas. Consideremos ahora que, mientras la presión en superficie permanece igual en ambas columnas, el aire se calienta en la columna 1 y se enfría en la columna 2. A medida que el aire en la columna 1 se enfría, sus moléculas se agitan más despacio y en promedio se encuentran más próximas entre sí, o sea que el aire se torna más denso. En el aire más caliente de la columna 2 las moléculas se agitan aún más provocando un aumento en la separación entre ellas, o sea que el aire se torna menos denso. Considerando las suposiciones del modelo, la masa de aire en cada columna permanece

2 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 por consiguiente aumenta su altura. 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. La presión atmosférica disminuye más rápido con la altura en la columna de aire frío. Sucede que, si nos movemos hacia arriba dentro de la columna, observamos cómo van quedando debajo las moléculas bien compactadas del aire frío y denso, lo cual indica una intensa variación de la presión con la altura. En cambio, en la columna caliente y menos densa, la presión no cambia tan rápidamente con la altura. Esto se explica porque, al ascender una misma distancia, se dejan atrás menos moléculas que en la columna fría. Si subimos hasta 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. Por consiguiente 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. Tenemos entonces que, a partir de una diferencia horizontal en la temperatura se crea 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 consiguiente, si removemos la membrana invisible entre las dos columnas y permitimos que el aire en altura se mueva en forma horizontal, entonces el aire de moverá 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. 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. A medida que el aire se mueve fuera de la columna fría, el aire de más arriba se hunde lentamente para reemplazar la salida del aire que se desparrama en la superficie. A medida que el aire fluye en superficie hacia la columna caliente, éste se eleva para

3 reemplazar el déficit de aire que existe más arriba. 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 sople. Variaciones diarias de la presión De acuerdo con lo expuesto en la sección precedente, es de esperar que la presión en superficie disminuya a medida que la temperatura del aire se eleva y viceversa. En el interior de las masas continentales, como por ejemplo 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. Inclusive, cualquier cambio cíclico en la presión de superficie a lo largo del día causada por variaciones diurnas de la temperatura es cancelado por los cambios de presión creados por el calentamiento en la atmósfera superior. Un ejemplo de lo anterior viene dado por la denominada marea barométrica (o fluctuación diurna de la presión). Ésta 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. 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 esta fluctuación diurna de la presión es debida 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 conocidas como mareas térmicas (o atmosféricas) que se manifiestan como pequeñas fluctuaciones en la presión cerca de la superficie de la Tierra. 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

4 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. Mediciones de presión Los instrumentos que detectan y miden cambios en la presión se denominan barómetros. 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 Actualmente en los mapas de presión se utiliza el hectopascal, aunque suele ser común ver mapas en milibares. El hectopascal equivale a 100 pascales (Pa) que es la unidad de presión en el Sistema Internacional (IS, de sus siglas en inglés), la cual equivale a una fuerza de un Newton ejercida sobre una superficie de un metro cuadrado. Dado que la presión atmosférica se mide con un barómetro, se la suele llamar también presión barométrica. El instrumento fundamental para medir la presión atmosférica es el barómetro de mercurio, inventado por 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, o sea al aumentar la presión en superficie, 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). Uno de los barómetros más comunes es el barómetro aneroide (no contiene fluído). Este instrumento posee un elemento sensible a los cambios de presión denominado celda aneroide. Consiste en una cámara parcialmente vaciada de aire que se comprime al aumentar la presión atmosférica y se expande cuando ésta disminuye. Los movimientos de expansión y contracción de la celda son amplificados por un brazo de palanca que

5 acciona el movimiento de una aguja sobre un dial con valores de presión atmosférica. Es decir que, a diferencia del barómetro de mercurio, el barómetro aneroide mide fluctuaciones en la presión en lugar de lecturas absolutas. Otro tipo de barómetro aneroide son el barógrafo y el altímetro. El barógrafo es básicamente un barómetro aneroide que en vez de una aguja sobre un dial posee una pluma con tinta que grafica el valor de la presión sobre un papel que se mueve lentamente con el tiempo. Una vez completado un período (por ejemplo, 24 hs.) el papel se retira del instrumento y se observa una curva que muestra la evolución de la presión en superficie a lo largo del tiempo. A este gráfico se lo conoce como barograma. El altímetro es un barómetro que en lugar de tener valores de presión (hpa) tiene indicados valores de altitud (m). 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. Cartas de Superficie y Altura Cuando se dispone de un conjunto de observaciones de presión a nivel del mar correspondientes a distintas estaciones meteorológicas en un mismo instante, es posible analizar las variaciones horizontales de presión a nivel del mar. Cuanto mayor sea el número de estaciones utilizadas entonces mejor se visualizará el patrón de presión. Para eso 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

6 del mar o simplemente carta de superficie. Cuando además de la presión también se plotean datos del tiempo y se indican sistemas meteorológicos (por ejemplo, frentes y centros de baja presión) se la denomina carta sinóptica de superficie. En la Figura 1 se muestra un ejemplo. 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. En latitudes medias, normalmente las altas son anticiclones migratorios como por ejemplo el de 1029 hpa sobre la Patagonia (Fig. 1), mientras que las bajas suelen ser ciclones como por ejemplo el de 986 hpa ubicado sobre el Océano Atlántico en 49 S 38 W (Fig. 1). Figura 1 Carta sinóptica de superficie del día 31 de mayo de 2013 a las 12 UTC. Las líneas continuas amarillas son isobaras (contornos cada 4 hpa). Elaborada en el Centro de Previsão do Tempo e Estudos Climáticos (CPTEC/INPE) de Brasil.

7 La carta de presión a nivel del mar es una carta de altura constante porque representa la presión atmosférica a nivel constante en este caso a nivel medio del mar. Una carta del mismo tipo podría ser trazada para mostrar variaciones horizontales en la presión en cualquier nivel de la atmósfera (por ejemplo a 3000 m). 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). En lugar de mostrar variaciones de la presión a una altitud constante, 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 para una dada altitud y menores alturas corresponden a presiones menores que lo normal. Por ejemplo, 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, o sea la altitud a la cual la presión atmosférica es igual a 500 hpa. Las zonas con mayor altitud corresponden a altas presiones dado que la superficie de 500 hpa se encuentra más elevada y por consiguiente a un mismo nivel (por ejemplo, 5500 m) la presión resultará mayor que 500 hpa. Lo opuesto sucede en las zonas con menores altitudes (ver ejemplo en la Figura 2). 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. Por tal motivo, 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. Sin embargo, las líneas de contorno no son rectas sino que 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 2 además de las líneas de contorno se muestran también isotermas, las cuales siguen aproximadamente la misma curvatura. Como era de esperar, la temperatura disminuye hacia el polo y a lo largo de la vaguada (extendida aproximadamente a lo largo de Los Andes Patagónicos y sobre la costa del Océano Pacífico). Coincidiendo con la cuña, las temperaturas son mayores (sobre el Océano Atlántico a lo largo de 48 W y entre 25 y 40 S).

8 Figura 2 Carta isobárica de 500 hpa del día 10 de mayor de 2013 a las 12 UTC. Líneas de contorno en azul cada 60 m e isotermas en verde cada 5 C. En color rojo se indican ploteos de radiosondeos. Elaborada por la University of Wyoming.

9 Leyes del Movimiento de Newton La Primera Ley de Newton, establece que un objeto en reposo permanecerá en reposo y un objeto en movimiento permanecerá en movimiento (y viajará 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 iguala a la aceleración producida en tantas veces la masa del objeto. También se puede expresar como: F = ma Es decir que la fuerza aplicada sobre un objeto resulta proporcional a su aceleración, siendo la aceleración el cambio de su velocidad a lo largo de un período de tiempo. Dado que sobre un objeto pueden actuar más de una fuerza, la Segunda Ley de Newton se refiere a la fuerza neta que actúa sobre el objeto. Un objeto será acelerado en la dirección en la que actúa la fuerza neta sobre éste. 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 Fuerzas que afectan al viento Fuerza del Gradiente de Presión Cuando a una misma altura se establece una variación horizontal de la presión del aire (por ejemplo debido a diferencias de temperatura) se produce una fuerza neta que causa el movimiento del aire desde la alta presión hacia la baja presión. A mayor diferencia de presión, mayor será la fuerza neta y el aire se moverá más rápidamente. Por lo tanto, el

10 aire en la atmósfera se mueve debido a las diferencias horizontales de presión atmosférica. Se define como gradiente de presión al cambio de presión a lo largo de una cierta distancia, o sea p p = d De todas las direcciones posibles a lo largo de las cuales se puede medir la distancia d, se escoge aquella hacia donde el cambio de presión resulta máximo. Es decir, que en el caso de una carta de superficie el gradiente de presión siempre es perpendicular a las isobaras. 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. Si el campo de presión se modifica de manera tal que la distancia que separa a las isobaras disminuye (distancia d) entonces el gradiente de presión aumenta y viceversa. Por lo tanto, la separación entre isobaras en una carta de superficie es directamente proporcional al gradiente de presión: a menor separación entre éstas tendremos mayor gradiente de presión y a mayor separación menor gradiente. La fuerza neta que se genera a partir de diferencias horizontales de presión se denomina fuerza del gradiente de presión (F p), y actúa desde la alta hacia la baja presión en dirección perpendicular a las isobaras. La magnitud de esta fuerza es directamente proporcional al gradiente de presión. Mayores gradientes de presión corresponden a una fuerza del gradiente de presión más intensa y viceversa. La fuerza del gradiente de presión es aquella que causa el movimiento del aire. Por lo tanto, cuando en una carta de superficie se observa muy poco espaciamiento entre isobaras significa que existe un fuerte gradiente de presión, una intensa fuerza y por consiguiente vientos intensos. De manera contraria, cuando las isobaras se encuentran muy distanciadas entre sí significa que el gradiente de presión es suave, la fuerza débil y los vientos leves.

11 Si la fuerza de presión fuese la única fuerza actuante sobre el aire, entonces éste se movería directamente desde las altas hacia las bajas presiones. Sin embargo, desde el instante en que el aire comienza a moverse, éste es afectado por la fuerza de Coriolis. Fuerza de Coriolis La fuerza de Coriolis es una fuerza aparente debida a la rotación de la Tierra. Actúa sobre todos los objetos que se mueven libremente, como las corrientes océanicas, las aeronaves, los proyectiles de artillería y las moléculas de aire, las cuales son desviadas con respecto a una trayectoria en línea recta debido a que la Tierra rota debajo de ellas. Debido al efecto de la fuerza de Coriolis (también denominado simplemente Efecto Coriolis) el viento se desvía hacia la derecha de su trayectoria prevista en el hemisferio norte y hacia la izquierda de su trayectoria prevista en el hemisferio sur. La magnitud de la fuerza de Coriolis depende de la velocidad del objeto en movimiento y de la latitud. En el caso del aire, a mayor velocidad del viento mayor el desvío. Por otro lado, el efecto de Coriolis es nulo en el ecuador y resulta máximo en los polos. La fuerza de Coriolis actúa en forma perpendicular al viento, afectando únicamente a su dirección y nunca a su velocidad. Se comporta como si fuese una fuerza real, constantemente tendiendo a desviar el viento hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. Si bien la fuerza de Coriolis actúa sobre cualquier movimiento relativo a la Tierra, a nivel cotidiano la mayoría de las veces ésta resulta insignificante frente a la magnitud de otras fuerzas de manera tal que podemos ignorarla. Esto incluye al supuesto efecto que ejerce sobre el sentido de rotación del remolina que se forma al vaciar una pileta. La fuerza de Coriolis también es despreciable en vientos asociados a sistemas de pequeña escala, como por ejemplo la brisa de mar-tierra. Solamente se torna apreciable cuando los vientos soplan sobre grandes regiones, es decir en sistemas de mayor escala. Viento geostrófico

12 En los niveles altos de la troposfera, es decir por encima de la capa que resulta afectada por la fricción de la superficie, el viento sopla en forma paralela a las isobaras. Esto resulta del equilibrio entre la fuerza del gradiente de presión y la fuerza de Coriolis, el cual se denomina equilibrio geostrófico. El viento que resulta del equilibrio geostrófico se denomina viento geostrófico, y constituye una buena aproximación al viento real en altura. Tiene la particularidad de dejar las bajas presiones a su derecha (izquierda) en el hemisferio sur (norte). Su velocidad es inversamente proporcional a la distancia que separa a las isobaras en una carta de altura, de manera tal que a mayor gradiente de presión mayor será ésta. En la realidad el viento es puramente geostrófico únicamente cuando las isobaras son líneas rectas. Pero ocurre que en general, las isobaras son onduladas y por lo tanto el flujo en altura no sigue trayectorias rectilíneas. Si calculamos el viento geostrófico alrededor de una baja en altura, obtenemos que el viento sopla en sentido horario en el hemisferio sur mientras que alrededor de una alta éste sopla en sentido antihorario. Viento gradiente Se denomina ciclón a un centro de baja presión entorno del cual circula aire. Por consiguiente, al flujo que gira alrededor de una baja se lo denomina flujo ciclónico. Por el contrario, al flujo alrededor de una alta se lo denomina flujo anticiclónico. De acuerdo con el equilibrio geostrófico, sobre una partícula de air que se encuentra en el entorno de una baja las únicas fuerzas actuantes serían la del gradiente de presión y la de Coriolis. Sin embargo, se observa que la partícula lleva una trayectoria curvilínea con velocidad constante entorno de la baja con lo cual debe existir una tercera fuerza que la obliga a desviarse de un movimiento rectilíneo. A esta fuerza se la denomina fuerza centrípeta. Y se expresa como: V = r C e 2

13 en donde r representa al radio de curvatura y V a la velocidad del viento. El radio de curvatura es la distancia medida entre la partícula y el centro de curvatura, es decir que a menor r corresponde mayor curvatura y viceversa. Por lo tanto, a mayor curvatura mayor será la intensidad de la fuerza centrípeta y por consiguiente mayor será la diferencia con respecto al viento geostrófico. La fuerza centrípeta, al igual que la de Coriolis, no afecta modifica la magnitud de la velocidad sino que actúa en forma normal al desplazamiento y su efecto consiste exclusivamente en desviar el movimiento. Al viento que resulta de considerar el equilibrio entre la fuerza del gradiente de presión, la fuerza de Coriolis y la fuerza centrípeta se lo denomina viento gradiente. Supongamos un ciclón y un anticiclón en altura, ambos caracterizados por tener el mismo gradiente de presión. Entonces, la magnitud de la fuerza del gradiente de presión será idéntica en ambos sistema. En la baja, esta fuerza apunta hacia el centro mientras que la fuerza de Coriolis que se opone apunta hacia afuera. Si se tratara del balance geostrófico, ambas fuerzas deberían tener la misma magnitud. Sin embargo, dado que la partícula es forzada a girar entorno del centro de la baja, significa que debe generarse una fuerza centrípeta que apunte en la misma dirección que la fuerza de presión. Dado que la fuerza del gradiente de presión permanece constante (porque no se altera el gradiente de presión) la única manera de generar una fuerza hacia el centro de la baja resulta de disminuir la intensidad de la fuerza de Coriolis. Es decir, que si sumamos en el senido radial los vectores que representan a la fuerza del gradiente de presión y a la fuerza de Coriolis obtenemos como resultado un vector paralelo a ambas fuerzas y que apunta hacia el centro de la baja. La disminución en la fuerza de Coriolis se logra mediante una disminución en la velocidad de la partícula, es decir que la velocidad del viento gradiente cuando este sopla alrededor de una baja es menor que la correspondiente al viento geostrófico para el mismo gradiente de presión. Se dice entonces que el viento gradiente con curvatura ciclónica es subgeostrófico. De manera análoga se puede demostrar que el viento gradiente con curvatura anticiclónica es supergeostrófico. Viento en superficie

14 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 cuyo efecto neto se traduce en la acción de una fuerza de fricción que desacelera al viento. Por encima de la capa de fricción el viento es aproximadamente geostrófico, en el caso de isobaras rectas. Sin embargo, cerca de la superficie y debido al efecto de la fricción, la velocidad es menor con respecto al viento geostrófico y por lo tanto la fuerza de Coriolis disminuye. Suponiendo que el gradiente de presión se mantiene constante entre un nivel por encima del tope de la capa de fricción y la superficie, y que las isobaras son rectas, la fuerza del gradiente de presión se mantiene constante con la altura. Dado que se plantea en todo momento una situación de equilibrio de fuerzas, es necesario compensar de alguna manera a la fuerza del gradiente de presión que apunta hacia las bajas presiones en forma perpendicular a las isobaras. Esta compensación se logra desviando el flujo de manera tal que el vector viento sople cruzando las isobaras hacia el lado de las bajas presiones. A menor altura, mayor es la fuerza de fricción y por consiguiente menor la velocidad del viento y mayor el ángulo con respecto a las isobaras. Como resultado del equilibrio entre las fuerza del gradiente de presión, la fuerza de Coriolis y la fuerza de fricción el viento dentro de la capa de fricción disminuye su velocidad con respecto al viento geostrófico y es desviado hacia las bajas presiones, siendo mayor este efecto cuanto menor sea la altura. A nivel de superficie, sobre el suelo el ángulo que forma el viento real con respecto al viento geostrófico es en promedio de 30, siendo menor sobre el mar debido a la reducción en el efecto de fricción entre el aire y el agua. 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 y sopla hacia afuera entorno de un sistema de alta presión. En el primero de los casos, esta situación implicaría una acumulación indefinida de masa de aire en el centro de la baja. Debido a la limitación impuesta por la superficie, el excedente

15 de aire no tiene mas remedio que ascender justo por encima del sistema de baja presión. Es decir que, por encima de una baja en superficie el aire es forzado a ascender debido a la convergencia de masa. 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 masa de aire en la columna atmosférica será menor y la presión en superficie disminuye. Por el contrario, si la divergencia en altura se reduce entonces la presión en el centro de la baja será cada vez menor. Siguiendo un planteo similar pero ahora considerando un sistema de alta presión en superficie, se llega a la conclusión que por encima de una alta en superficie el aire desciende. En este caso, en altura existe un efecto de convergencia que controla el aumento o la disminución de la presión en superficie.