1. Dinámica de las masas de aire

El movimiento en el plano horizontal de las masas de aire está condicionado por la variación de la presión atmosférica sobre la superficie terrestre. Las flechas rojas representan el gradiente de presión que se establece entre las regiones de altas y bajas presiones.

El gradiente de presión viene definido como la diferencia de presión por unidad de superficie:

dp/dn

Las diferencias de presión en el plano horizontal son responsables de los cambios de aceleración de las masas de aire. Esta aceleración se expresa como una fuerza por unidad de masa perpendicular a las isobaras y se conoce como Fuerza del gradiente de presión (FGP), que es inversamente proporcional a la densidad del aire, ρ, y directamente proporcional al gradiente de presión:

FGP = F/m = - 1/ρ • dp/dn

La fuerza del gradiente de presión no es realmente una “fuerza” sino la aceleración del aire debido a diferencia de presión. Es responsable de la aceleración de una parcela de aire desde una región de presión atmosférica alta a una región de bajas presiones, dando como resultado un sistema de vientos.

 Mapa de superficie (Presión media a nivel del mar en mb). Las flehas rojas indican el vector de la FGP

El movimiento de rotación de la Tierra produce una desviación en el movimiento de las masas de aire al que llamamos efecto de Coriolis. Desde un punto de vista geométrico es como si las masas de aire se movieran sobre un sistema de coordenadas móvil.

La magnitud de la fuerza desviadora de Coriolis por unidad de masa, es directamente proporcional a la velocidad horizontal del aire, V, a la velocidad angular de rotación de la tierra, ω, y al seno de la latitud, φ,:

FCO:  ƒ = - 2 ω • V • sen φ

En el Ecuador la latitud es 0º y la fuerza de Coriolis se anula, mientras que en los Polos, donde la latitud es 90º, alcanza su valor máximo. La fuerza de Coriolis siempre actúa perpendicularmente a la dirección del movimiento del aire, produciendo una desviación hacia la derecha en el hemisferio Norte y hacia la izquierda en el hemisferio Sur.

Las flechas rojas del gráfico indican el movimiento del aire si no actuara el efecto de Coriolis (FGP) y las flechas negras indican la desviación que se produce en la trayectoria del aire debido a este efecto.

 Las observaciones realizadas en la atmósfera libre -de 500 a 1000 m.- indican que el viento sopla en dirección casi perpendicular al gradiente de presión y que, siguiendo la trayectoria del viento, los núcleos de altas presiones quedan a la derecha y los de bajas presiones a la izquierda en el hemisferio Norte. Esto implica que la fuerza del gradiente de presión queda equilibrada completamente por la fuerza de Coriolis, que actúa en la misma dirección y en sentido opuesto.

La velocidad del viento geostrófico (Vg) es inversamente proporcional al seno de la latitud, esto significa que para un mismo gradiente de presión asociado a un viento geostrófico, su velocidad va disminuir conforme nos situamos en latitudes más altas.

El rozamiento del aire con la superficie terrestre ejerce un importante efecto sobre su movimiento. El rozamiento hace que disminuya la velocidad del viento por debajo del valor geostrófico y que atraviese cada vez más oblicuamente las isobaras en la dirección del gradiente de presión.

La fuerza de rozamiento siempre actúa en sentido opuesto al movimiento de la masa de aire.

El grado de oblicuidad respecto a las isobaras disminuye a medida que se reduce el efecto de rozamiento hasta que se alcanza cierta altura (500 – 1000 m) en la que deja de actuar esta fuerza y los vientos son geostróficos. Como conse-cuencia de la fuerza de rozamiento, el viento sigue una trayectoria en espiral que se conoce con el nombre de Espiral de Ekman.

Si las isobaras son curvas en vez de rectilíneas, el aire cruza las isobaras soplando de las zonas de altas presiones hacia las zonas de bajas presiones. En el caso de que no haya rozamiento (viento geostrófico) el viento corre paralelo a las isobaras. El aire conserva su trayectoria curvilínea cuando gira alrededor de un eje de altas o bajas presiones por la acción de una fuerza centrípeta, dirigida siempre hacia el centro de curvatura.

En el hemisferio Norte, el viento gira en sentido de las agujas del relog en torno a los núcleos anticiclónicos y en sentido opuesto en torno a los núcleos ciclónicos (borrascas).

En el hemisferio Sur, el viento gira en sentido de las agujas del relog en torno a los núcleos ciclónicos y en sentido opuesto en torno a los núcleos anticiclónicos.

La divergencia en el plano horizontal tiene lugar cuando se produce un aumento en la velocidad del aire que puede provocar una difluencia de las líneas de corriente produciendo en un sector limitado una disminución de la cantidad neta de aire.

La convergencia en el plano horizontal tiene lugar cuando se produce una disminución en la velocidad del aire que provoca una confluencia o acumulación neta de aire en un sector limitado. 

El aporte o la perdida de aire en los niveles de la superficie tiene que estar compensado por el movimiento vertical. El aire se eleva en las zonas de bajas presiones y desciende sobre las zonas de altas presiones, produciéndose en compensación convergencia o divergencia en la troposfera superior.

La elevación o el descenso de una masa de aire se produce principalmente en respuesta a ciertos factores dinámicos relacionados con el movimiento vertical del aire y son sólo afectados de un modo secundario por la estabilidad de la masa de aire.