BLOQUE 7 PRESION Y VIENTO

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Meteorología 
General 
BLOQUE 7 : Presión del Aire y Vientos
BLOQUE 7: Presión del Aire y Vientos
Variación horizontal y vertical de la presión. 
Estructuras de las isobaras. 
Cartas meteorológicas de superficie y de niveles superiores. 
Gradiente de presión. 
Fuerza de Coriolis. 
Vientos: geostróficos y gradiente. 
Ecuación hidrostática. 
 
Presión atmosférica
(presión barométrica)
 Presión ejercida por la atmósfera como consecuencia de la atracción gravitacional ejercida por la "columna" de aire situada directamente sobre el punto en cuestión.
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En física la presión está definida como el cociente entre la acción de una fuerza sobre la unidad de superficie.
 P = F/S
 
La presión atmosférica es numéricamente igual al peso de una columna de aire que tiene como base la unidad de superficie y como altura la de la atmósfera.
 
Unidad de presión
 
La primera unidad empleada para medir la presión atmosférica fue 
milímetro de mercurio (mm Hg) 
debido a la capacidad de una columna de mercurio, de unos 760 mm, de lograr equilibrar la presión.  
Presión
Origen del barómetro 
La experiencia de Torricelli
Torricelli, físico italiano del siglo XVII, hizo la primera demostración de la fuerza de presión del aire, al llenar de mercurio un tubo de vidrio y colocarle invertido sobre un vaso lleno del mismo líquido. 
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 El mercurio baja en el tubo hasta cierto nivel. 
 
 Como no hay aire en la parte superior del tubo, se puede decir
 que el peso de la columna de mercurio, situada por encima del
 nivel de la cubeta, es equilibrado por la presión atmosférica.
 
 El tubo de Torricelli es un barómetro de mercurio. 
Toda variación en la altura de la columna de mercurio, corresponde a una variación de la presión atmosférica, llamada también presión barométrica.
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Unidades de Presión
Pulgadas de Mercurio	-	inHg
Atmósferas			-	atm
Hecto-pascales		-	hPa
Milibares			-	mb
29,92inHg = 1.0 atm = 1013,25 hPa = 1013.25 mb
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	Presión Estándar de Superficie
Valor de presión en una atmósfera en condiciones estándar: 
1013.25 hPa ó 29.92 inHg ó 760 mmHg ó 14.7 lb/in2 ó 1.033gr/cm2 
	Presión de la estación
Presión atmosférica real en una estación meteorológica.
	Presión al nivel del mar
Presión atmosférica al nivel medio del mar, medida directamente en las estaciones situadas al nivel del mar. 
En estaciones en niveles mayores se determina a partir de la presión de la estación y la temperatura. 
Se usa como referencia para el análisis de la presión de superficie.
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 Con la generalización del empleo del sistema 
CGS (Centímetro-Gramo-Segundo), se utilizó la 
baria = fuerza de una dina actuando sobre una superficie de un centímetro cuadrado. 
Como la baria resultaba demasiado pequeña, se adoptó una unidad un millón de veces mayor: bar = 1.000.000 barias.
 
En meteorología se usa la milésima de bar: milibar (mb).
En la actualidad se utiliza el 
Sistema Internacional (SI) Metro-Kilogramo-Segundo. 
Para este sistema la unidad de presión es el newton por metro cuadrado (N/m2), denominado pascal (PA).
 
PA es una unidad muy pequeña, por lo tanto se expresa la presión atmosférica en
 hectopascales (hPA) = 100 pascales (PA)
hectopascal = milibar (1 hPA = 1mb)
Tanto la Organización Meteorológica Mundial (1982) como la
 
Organización de Aviación Civil Internacional (1985) han abandonado ya, definitivamente, el uso del milibar, adoptando en su lugar el hectopascal como unidad de base para la medida de la presión atmosférica. 
El Servicio Meteorológico Nacional (SMN) adoptó esta denominación en toda la información meteorológica que habitualmente suministra a los usuarios. 
En nuestro país la Ley 19.511 es la que reglamenta el uso de unidades y símbolos (Sistema Métrico Legal Argentino).
Presión
Se define como la fuerza (o peso) que, en un determinado lugar y por unidad de superficie, ejerce la columna de aire que está encima de él.
Como el aire es atraído hacia el suelo por gravedad, los objetos soportan una presión que se ejerce en todas direcciones.
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 COLUMNA DE AIRE
 Un modelo de atmosfera donde la densidad del aire se mantiene constante con la altura 
La presion del aire en la superficie esta relacionada con el numero de moleculas arriba. 
Cuando el aire de la misma temperatura es llenado dentro de la columna, la presion de superficie del aire asciende 
.Cuando el aire es removido de la columna,la presion de superficie desciende
PRESIÓN ATMOSFÉRICA
Fuente: “Meteorology Today”- Ahrens
 
(a) Dos columnas de aire ,cada una con identica masa tienen la misma presion del aire en superficie
 (b) A una columna mas corta de aire frio le toca ejercer la misma presion que a una columna mas alta de aire calido
Como la columna 1 se enfria se debe comprimir y la columna 2 como se se calienta se debe expandir.,
 (c) Como en un mismo nivel de la atmmosfera hay mas aire por encima de la H (A) en la columna caliente que encima de la L (B) en la columna fria , el aire calido ,el aire clalido arriba esta asociado con la alta presion y el aire frio arriba esta asociado con la baja presion 
Las diferencias de presion arriba crean una fuerza que causa que el aire se mueva desde una zona de alta presion hacia una de baja presion.
La remocion del aire desde la columna 2 hace que su presion de superficie disminnuya ,mientras que la adicion de aire dentro de la columna 1 hace que su presion de superficie se eleve.
 ( La diferencia en altura entre las dos columnas es bastante exagerada)
Fuente: “Meteorology Today”- Ahrens
El calentamiento y enfriamiento de las columnas de aire ocasionan variaciones horizontales de presion arriba y en la superficie
Estas variaciones de presion fuerzan al aire a moverse desde las areas de alta presion hacia las areas de baja presion.
En conjunto con estos movimientos horizontales , el aire lentamente se sumerge por encima de la alta de superficie y se eleva por encima de la baja de superficie. 
 INSTRUMENTOS DE MEDICION DE LA PRESION 
 ATMOSFERICA
Barómetro de mercurio
Barómetro aneroide
 
Barógrafo
Registra su variación a través del tiempo - Tendencia barométrica
Instrumentos de lectura directa y registradores para medir la Presión Atmosférica
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 LECTURAS DE LA PRESION 
Lo que pareceria algo facil de leer lo que marca la columna de un barometrro de mercurio para obtener la verdadera presion barometrica de un lugar en realida no es muy simple..
Siendo un fluido el mercurio es sensible a los cambios de temperatura se expande cuando se calienta y se comprime cuando se enfria.. 
Por lo tanto para obtener una lectura correcta de la presion sin la influencia de la temperatura todos los barometros de mercurio deben ser corregidos como si fueran leidos a una misma temperatura.
 Como la tierra no es una esfera perfecta,la fuerza de la gravedad no es constante Como pequeñas diferencias de gravedad influyen la altura del mercurio estas deben ser consideradas al leer el barometro
.
Finlmente , cada barometro tiene su propio error de construccion llamado error de instrumental causado en parte por la tension superficial del mercurio contra el tubo de vidrio.
 Despues de haber heco las correcciones por temperatura,por gravedad y por error instrumental. 
La lectura del barometro en un lugar y elevacion particular es denominada 
 presion de la estacion.
 
La figura muestra la presionde estacion medida en cuatro localidades apartadas entre si unos pocos cientos de kilometros. 
Las diferentes presiones de estacion de las cuatro ciudades se deben principalmente porque estan ubicadas a distintas alturas.
.
 Esto es mas claro cuando nos damos cuenta que los cambios de presion atmosferica son mas rapidos cuando nos movemos hacia arriba que cuando nos movemos hacia los costados. 
Un ejemplo es que el cambio vertical de la presion del aires de la base al tope del Empire State de Nueva York,una distancia de un poco mas que 500 metros es tipicamnete mas grande que la diferencia horizontal de presion que pudiera haber entre Nueva York y Miami que estan a 1600 kilometros de distancia
Entonces podemos ver que una pequeña diferencia vertical entre dos sitios de observacion conducen a una gran deiferencia de la presion de la estacion.
 Por esa causa los barometros deben tener una correccion por altutud para monitorear correctamente los cambios horizontales de presion.
Fuente: “Meteorology Today”- Ahrens
El diagrama de arriba (a) muestra cuatro ciudades (A,B,C Y D) que estan a alturas diferentes respecto del nivel del mar con diferentes presiones en cada estacion.
 
El diagrama medio (b) representa las presiones al nivel del mar de cuatro ciudades ploteadas en la carta a nivel del mar .
El diagrama de abajo ( c) muestra las lecturas de la presion al nivel del mar de las 4 ciudades mas otras lecturas de presion al nivel del mar con isobaras dibujadas en la carta (lineas grises) a intervalos de 4 milibares.
 Las correcciones por altura se hacen para que la lectura de un barometro tomad en una dada elevacion pueda ser comparada con otra lectura de otro barometro ubicdo en otra altur.corrections 
Las observaciones de la presion de estacion son mormalmente ajustadas a algun nivel o al nivel medio del mar, el nivel que representa la superficie media del oceano
.
Esa lectura ajustada es llamaada presion al nivel del mar El tamaño de esa correcion depnede principalmente de cuan alta sobre el nivel del mar esta esa estacion.
Cerca de la superficie terrestre la presion atmosferica decrece en promedio unos 10 milibares cada 100 metros de altura
En la figura la estacion A tiene una presion de estacion de 952 mb. Y esta a 600 metros sobre el nivel del mar Agregando 10 mb cada 100 m esta estacion tiene una presion corregida al nivel del mar de 1012 mb.
 Una vez que todas las presiones de estacion son corregidas se pueden apreciar las variaciones horizonttales en la presion al nivel del mar algo que no podriamos hacer con la presion de estacion solamente 
 Cuando mas datos de presion se agreguen, la carta podra ser analizada y los patrones de presion podran sr visualizados.
.
 
El decreciniento de la presion atmosferica con la altura (10 mb/100 m) ocurre cuando la temperatura deli aire disminuye con un gradiente standard de 6.5°C/1000 m. 
 Como la presion atmosferica disminuye mas rapidamente con la altura en aire frio (mas denso) que cuando lo hace en aire calido (menos denso) el gradiente vertical de presion es tipicamente mayor que 10 mb. Cada 100 metros y menr que en aire mas calido
Isobaras (son las lineas que conectan puntos de igual presion9 se dibujan preferentemente a intervalos de 4 mb. 
Notar que las isobaras no pasan a traves de cada punto pero mas bien , entre muchos de ellos con los valores exactos siendo interpolados a partir de los datos dados sobre la carta.
Por ejemplo siguiendo la linea de 1008 mb. Desde el tope de la carta hacia el sur y observar que no esta plotead la presion de 1008mb. La isobara de 1008 mb. Sin embargo pasa cerca de la estacion que tiene 1007mb. Que la que esta con1010 mb. de presion
Con estas isobaras la carta en la basede la figura es ahora llamada carta de presion al nivel del mar o simolemente mapa de superficie.
CARTAS DE SUPERFICIE Y DE ALTURA
Las isobaras en el mapa de superficie de la figura se dibujaron precisamente con cada observacion individual tenida en cuenta.
Notar que muchas lineas son irregulares especialmente en zonas montañosas de la Cordiillera de los Andes
La causa es debido en parte a las variaciones locales en pequeña escala de la presion y de los errores introducidos al corregir por las correcciones de observaciones en estaciones de altura.
 Por eso las isobaras deben ser suavizadas cuando hay muchas estaciones de lugares elevados y por estaciones que presentan errores.( Figura de la izquierda sin suavizar y figura de la derecha suavizada)
.
La carta de presion al nivel el mar es llamada carta de altura constante porque reperesenta la presion atmosferica a un nivel constante em ese cao el nivel del mar.
 
 El mismo tipo de carte podria ser dibujada para mostrar variaciones horizontales de la presion en cualquier nivel de la amosfera por ejemplo a 3000 metros (
Otro tipo de carta usada comunmente en el estudio del tiempo es la carta de presion constante carta isobarica I
En vez de mostrar variaciones de presion a una altura constante estas cartas se construyen mostrando variaciones de altura a lo largo de una superficie de presion constante (isobarica)
 estas cartas de presion constante son convenientes de usar porque las variables de altura que muestran son mas faciles de clocar en ecuaciones meteorologicas que las variables de presion. 
Fuente: “Meteorology Today”- Ahrens
Fuente: “Meteorology Today”- Ahrens
 ALGUNOS VALORES EXTREMOS DE 
 PRESION ATMOSFERICA MEDIDOS EN EL 
 PLANETA 
LA ATMOSFERA OBEDECE A LA LEY DE LOS GASES
 
 La relacion entre la presion , la temperatura y la densidad del aire se puede expresar como sigue:
Pressure =temperatura *densidad*constante.
Esta relacion simple ,a menudo referida como ley de los gases o ecuacion de estado ( nos dice que la presion de un gas es igual a su temperatura multiplicada por su densidad y por una constante,)
Cuando ignoramos la constante y vemos a la ley de los gases en forma simbolica se convierte en 
 p ~ T* p
Donde por supuesto p es la presion T la temperatura y la letra griega p “ro” representa la densidad del aire 
El simbolo ~ significa “proporcional a”
Un cambio en una variable causa el correspondiente cambio en las otras dos
Luego sera facil entender el comportamiento de un gas si mantenemos una variablle fija y cambiamos y observamos el comportamiento de las otras dos.
Supongamos por ejemplo que mantenemos la temperatura constante.La relacion entonces se convierte en
p ~ p (temperature constant).
La expresion dice que la presion del gas es proporcional a su densidad siempre que su temperatura sea constante. 
 En consecuencia si la temperatura de un gas (como el aire) se mantiene constante,mientras la presion crece la densidad crece y si la presion decrece la densidad tambien decrece.
En otras palabras a una misma temperatura el aire a una presion mas alta es mas denso que el aire a una menor presion.
Aplicando este concepto a la atmmosfera ,entonces a una misma altura y temperatura el aire sobre ua region de presion alta es mas denso que el aire encima de una region con baja presion
Como veremos despues ,la presion del aire en superficie crece cuando el viento hace que mas aire ingrese dentro de una columna de aire que es posible de llenar hasta que lo permita (llamada convergencia neta) y la presion del aire en superficie decrece cuando el viento hace que el aire salga de una columna de aire q (llamada divergencia neta)
Recien consideramos como la presion y la densidad estan relacionadas cuando es constante. Que pasa con la ley de los gases cuando la presion de un gas se mantiene constante?
La notacion de la ley se convierte en (Presion constante)*constante=T*p
Esta relacion nos dice que cuando la presion de un gas se mantiene constante ,el gas se vuelve menos denso a medida que la temperatura suby mas denso cuando la temperatura desciende
 Entonces a una dada presion atmosferica , el aire que es frio es mas denso que el aire mas calidao. Tener en cuenta la idea de que el aire frio es mas denso que el calido es valido solo si comparamos volumenes de aire al mismo nivel cuando los cambios de presion son pequeñoe en cualquier direccion horizontal Keep in mind that the idea that cold air
 Podemos usar la ley de los gases para obtener informacion acerca de la atmosfera. Por ejemplo a una altura de 5600 metros sobre el nivel del mar la presion atmosferica es normalmente cerca de 500 milibares (hectopascales)
Si obtenemos el promedio de la densidad en ese nivel con la ayuda dela ley de los gases podemos calcular el promedio de las temperatura del aire
Recordemos que la ley de los gases se escribe como 
p=T*p*C
.
Con la presion en milibares (mb) la temperatura en grados Kelvin y la densidad en Kilogramos por metro cubico El valor numerico de la constante C es 2,87 *
La constante es usualmente expresada como 2.87 * 106 erg/g o 287 J/kg.K
K, or, in the SI system, as 287 J/kg K.
A una altura de 5600 m.s.n.m donde la presion media o standard es de 500mb. Y la densidad media del sire es 0,690kg/m3 la temperatura media del aire se convierte en 
 
p = T *p* C
500 = T * 0.690 * 2.87
500
--------------------- = T = 252,5 K= - 20,5º C
0.690 2.87 
Para convertir Kelvins en grados Celsius, debemos restar 273 de la temperatura enKelvin y obtenemos una temperatura de -20,5ºC algo asi como 5º F
Si conocemos los valores numericos de la temperatura y la densidad ,con la ayuda de la ley de los gases podemos obtener la presion del aire.
Por ejemplo vimos en clases anteriores que la temperatura media global a nivel del mar es de unos 15ª C ue es lo mismo que 288ªK 
Si la densidad promedio del aire al nivel del mar es de 1,226kg/m3 cual seria la presion media standard al nivel del mar??
 Aplicando la ley de los gases tenemos que 
p =T * p* C
P= 288 * 1.226 * 2.87
p 1013 mb.
Como la presion del aire esta relacionada con la temperatura y la densidad del aire un pequeño cambio en una o ambas variables trae aparejado un cambio en la presion.
*
 LA PRESIÓN ATMOSFÉRICA 
 Y EL VIENTO
El aire se mueve a fin de equilibrar los desbalances de presión causados por el calentamiento diferencial de la superficie terrestre. 
A medida que se traslada de áreas de alta presión a áreas de baja presión, el viento es influido significativamente por la presencia o ausencia de la fricción. 
Los vientos superficiales se comportan de manera diferente que los vientos en altura debido a las fuerzas de fricción que actúan cerca de la superficie terrestre.
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La rotación de la Tierra modifica la circulación atmosférica pero no la produce, ya que, esencialmente, la atmósfera rota con la Tierra. 
El aire tiene peso. 
Contiene moléculas que se mueven en todas las direcciones y a grandes velocidades, la velocidad depende de la temperatura del gas. 
La presión atmosférica es causada por moléculas de aire que chocan entre si y rebotan. 
Es función del número de moléculas atmosféricas en un determinado volumen y de la velocidad a la que se desplazan. 
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Cuando el aire está confinado dentro de ciertos límites
el calentamiento aumenta su presión 
el enfriamiento la disminuye. 
Cuando se confina en un espacio más pequeño
su presión aumenta pero disminuye cuando se expande en un espacio mayor. 
En cualquier ubicación, ya sea en la superficie terrestre o en la atmósfera, 
la presión atmosférica depende del peso del aire de la capa superior.
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Una columna de aire que se extiende a cientos de kilómetros sobre el nivel del mar ejerce una presión 
de 1013 hPa (mb).
Subiendo en la columna 
hasta una altitud de 5,5 km (18.000 pies), la presión atmosférica será aprox. la mitad o 506 hPa (mb) 
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Variación de la presión con la altura
 
A medida que se asciende la presión atmosférica decrece. 
En capas bajas, cerca de la superficie, la disminución de la presión con la altura es de aproximadamente 
1hectoPascal cada 8metros 
 1hPa/8m
Esta relación va disminuyendo a medida que la altura aumenta.  
 
Presión a nivel del mar
 
Como la presión varía con la altura es necesario establecer esta reducción para poder realizar comparaciones. 
Esta suposición es teórica y cuanto más elevada esté la estación tanto más estará afectada por el error de la reducción.
 
 Considerando la variación de la temperatura sobre la superficie del globo, el aire se desplaza
desde las zonas de mayor densidad
 (altas presiones) 
hacia las de menor densidad 
(bajas presiones) 
Considerando la rotación de la tierra, sobre ese aire en movimiento actúa
La fuerza de Coriolis
que produce un desvío de las partículas de aire
 
hacia la derecha del movimiento en el HN 
hacia la izquierda de movimiento en el HS
Isobaras
Líneas que unen puntos de igual presión. 
 
Alta presión - Anticiclón
Área en la cual la presión es superior a la del entorno en su mismo nivel. 
En el HS la circulación tiene sentido antihorario, circulación anticiclónica.
 
Baja presión – Depresión - Ciclón
Área en la cual la presión es menor a la de su entorno en su mismo nivel. 
En el HS la circulación tiene sentido horario, circulación ciclónica.
 
Tendencia de la presión
Variación de la presión en un lapso de tres horas anteriores a la observación.
Superficie isobárica: superficie con igual presión en todos sus puntos.
Cartas de altura: describen posiciones o alturas de superficies isobáricas en forma de vaguadas y cuñas.
A mayor inclinación respecto de la vertical (pendiente) de las superficies isobáricas, mayor el viento que sopla en ese nivel. 
Espesor: distancia vertical entre dos superficies isobáricas.
Los espesores son mayores cuanto mayor es la temperatura del aire dentro del mismo. 
La resta vectorial entre el viento de dos niveles (viento arriba menos viento abajo) da como resultado un tercer viento denominado viento térmico. 
En el HS el viento térmico deja el aire frío a su derecha y el aire caliente a su izquierda.
El movimiento horizontal del aire está determinado por muchas fuerzas. 
Los vientos superficiales se desplazan en la dirección de las agujas del reloj (sentido horario) alrededor de los sistemas de baja presión (ciclones) en el HS y alrededor de los sistemas de alta presión (anticiclones) en el HN. 
El mismo balance de fuerzas conduce el aire en la dirección contraria de las agujas del reloj (sentido antihorario) alrededor de sistemas de presión alta (anticiclones) en el HS, y alrededor de los sistemas de baja presión en el HN. 
En los niveles superiores de la atmósfera, donde se no existen las fuerzas de fricción, el aire se mueve en forma paralela a las líneas de presión. 
Resumiendo
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Para que exista viento es necesario que haya una diferencia de presión entre dos puntos de la superficie terrestre. 
La variación de la presión por unidad de longitud se denomina gradiente de presión. 
A mayor gradiente de presión, más fuerte es el viento que origina. 
Cuanto más apretadas están las isobaras, más fuerte es el viento.
Los vientos en superficie se mueven siempre desde las áreas de alta presión hacia los centros de baja presión.
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Campo medio de presión - ENERO
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Campo medio de presión - JULIO
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Variación de la presión con la altura
La variación con la altura de la presión atmosférica con el conocimiento que se tiene del magnetismo o de la densidadatmosférica es lo que se conoce como 
Ley barométrica.
La diferencia de presión entre dos capas separadas por un es:
se supone la densidad constante.
aplicada a la superficie de la Tierra resulta una densidad del aire .
La ley de la densidad suponiendo el aire como un gas ideal
Pretendemos subir una montaña no excesivamente alta (para que la densidad sea constante) y queremos saber como disminuirá la presión a medida que ascendemos
Como la densidad del mercurio es: 
es 11.100 veces mayor que la densidad del aire, es decir que la presión disminuye 1 mm de Hg al elevarmos 11100 mm (11,1 mts) .
Como 4 hPa son 3 mm de Hg, la presión disminuye 4 hPa cada 33,3 m, aproximadamente 1 hPa cada 8 m de ascenso.
LA ECUACION HIDROSTATICA
El aire esta en equilibrio hidrostatico cuando la fuerza del gradiente de presion ascendente es exactamente balanceada por la fuerza de gravedad descendente.
La figura muestra el aire en equilibrio hidrostatico. Como no hay fuerza vertical neta actuando sobre el aire,no hay aceleracion vertical neta y la suma de las fuerzas es igual cero todo lo cual esta representado por:
PGFvertical + g = 0
1/p*Ap/Az +g=0
 donde p aqui es la densidad , Ap es el decrecimiento en la presion a lo largo de un pequeño cambio en la altura (z) y g es la fuerza de gravedad. I Esta relacion es expresada como
Ap/Az = -pg
 Esta ecuacion es llamada ecuacion hidrostatica. Que nos dice que la variacion de la preesion con la altura es igual a la densidad dela ire por la aceleracion de la gravedad. Donde g es la fuerza de gravedad por unidad de volumen
 El signo menos indica que como la presion del aire decrece,la altura crece
● Cuando la fuerza de presion gradiente vertical (FPG) esta en baalnce con la fuerza de gravedad (g) el aire esta en equilibrio hidrostatico.
Cuando la ecuacion hidrostatica esta dada como Ap= -p*g*Az
Significa que la presion del aire decrece mas rapidamente con la altura en aire frio (mas denso) que si lo hace en aire mas calido (menos denso)
Podemos usar la ecuacion hidrostatica para determinar cuan rapidamente la presion del aire dsiminuye cuando se crece en altura sobre la superficie.
Por ejemplo supongamos que en la superficie tenemos una capa de 1000metros de espesor del aire bajo condiciones standard que tiene una densidad media de 1.1 kg/m3 y una acelercion de la gravedad de 9.8 m/seg.2 Entonces tenemos 
 
 p = 1.1 kg/m3
g = 9.8 m/sec2
Az = 1000 m ( este valor es la diferencia de altura desde la superficie hasta una altura de 1000m)
Usando la ecuacion hidrostatica para calcular Ap la diferencia de presion en una capa de 100metros de aire obtenemos
 Ap= p* g*A z
Ap = (1.1) (9.8) (1000)
Ap = 10,780 Newtons/m2.
 Como 1 mb =100 Newtons/m2, entonces Ap= 108mb.
Esto pemite aproximadamente decir que la presion cambia en 10 mb. cada 100 metr
EQUILIBRIO HIDROSTATICO(RESUMIENDO)
El equilibrio hidrostático se produce en un fluido en el que las fuerzas del gradiente vertical de presión y la gravedad están en equilibrio. 
En un fluido hidrostático no hay aceleración vertical neta.
Matemáticamente, el equilibrio hidrostático se expresa de la siguiente manera:
Donde: P es la presión del fluido, 
 z la coordenada vertical, 
 g la aceleración de la gravedad
 = densidad del fluido
Ecuación altimétrica
La ecuación altimétrica establece la relación 
entre la altitud de un lugar (altura sobre el nivel del mar)
 y la presión atmosférica en ese lugar.
En la ecuación altimétrica se supone que el aire se comporta como un gas ideal o perfecto y que su densidad es función de la presión y de la temperatura
donde M es la masa molecular media del aire (≈ 28,9 g/mol). 
 sustituyendo la densidad en la expresión
queda
En una primera aproximación, se puede considerar constante la temperatura en el intervalo de integración (atmósfera isotérmica) y despreciar la variación de g. 
Entonces se puede integrar entre el nivel z=0 (nivel del mar) y una altura z sobre dicho nivel, resultando:
donde se tuvo en cuenta que 
Así, la densidad del aire y, por ende, la presión la presión atmosférica, disminuye con la altitud según una ley exponencial: 
 
Tomando los valores normales:
 = 1,292 kg/m3,
 = 9,80665 m/s2 y
 = 760 mmHg = 101 325 Pa,
la constante α toma el valor ≈ 8 000 m 
 
La expresión 
permite despejar la altitud z en función de la presión:
								en metros
ecuación altimétrica
Sistemas isobáricos
La presión atmosférica es un factor fundamental en los procesos meteorológicos, ya que sus variaciones temporales, tanto verticales como horizontales, definen fenómenos que inciden sobre el tiempo y el clima. 
Las variaciones verticales son marcadas, en general están asociadas a los movimientos de ascenso o descenso con la altura.
Las variaciones horizontales, se refieren a los mecanismos térmicos y dinámicos asociados al movimiento del aire.
Isobaras
Uniendo todos los puntos de igual presión atmosférica se forma una superficie isobárica, una isobara será la línea de intersección de una superficie isobárica con la superficie del mar.
La presión cambia con la altura
Las isobaras se trazan con una separación de 3 hPa.
Gradiente de presión
	Diferencia de presión atmosférica que existe entre dos puntos situados a la unidad de distancia sobre una recta normal a las isobaras que pasan por dichos puntos.
Si sobre un mapa se trazan las isobaras, se obtiene un conjunto de líneas que presentan un patrón bien definido; apareciendo áreas que siguen diferentes modelos:
B
B
B
A
A
 Baja, depresión, borrasca o ciclón
Area donde la presión es relativamente baja y las isobaras toman formas más o menos circulares y concéntricas. 
La presión disminuye hacia el centro donde es mínima.
Se representa el centro con la letra B.
Anticiclón o alta presión
Región de presión relativamente alta, con isobaras en formas más o menos elípticas concéntricas, que encierran en un centro de presión máxima. 
Se representa en su centro con la letra A.
 Depresión secundaria o mínimo secundario
Pequeña depresión dentro del área cubierta por una gran baja, en la que actúa como un satélite de ella. 
 Vaguada o surco
Línea sobre la cual convergen las isobaras en forma aproximada a una U invertida. 
La presión es mas baja en el surco o eje de la U que a ambos lados.
 Cuña o dorsal
La presión es más alta en el eje de la cuña que a ambos lados del eje. Es la inversa de la vaguada. 
 
Gradiente vertical de presión
Variación de la presión con la altura. 
La presión decrecerá en proporción geométrica con la altura. (menor presión y menor densidad del aire). 
Se mide por lo que varía la presión en hPa por cada diferencia de altura de 100 metros.
Gradiente horizontal de presión
Uniendo todos los puntos de igual presión se obtiene una superficie isobárica. Las superficies isobáricas no son horizontales. 
Cuanto mayor sea la inclinación de las superficies isobáricas respecto a la horizontal, mayor será el gradiente horizontal de la presión y más juntas estarán las líneas isobaras. En el gradiente vertical será lo contrario. 
Se mide por lo que varía la presión en hPa en una distancia horizontal perpendicular a las isobaras.
Formaciones isobáricas principales
Anticiclones fijos
	Poseen pequeños gradientes y quedan estacionados durante cierto tiempo ocupando grandes extensiones. 
	Las isobaras están separadas razonablemente. 
Anticiclones móviles
	Son de extensión mucho menor que los fijos y suelen hallarse entre dos depresiones móviles participando de su trayectoria.
Depresiones
	Son de menor extensión que los anticiclones. Los valores de presión decrecen de la periferia hacía el centro.
Ciclón tropical
	Extensión más pequeña que la depresión, con vientos más violentos y propio de las regiones intertropicales.
Depresiones secundariasDepresiones satélites de la depresión principal.
	
Formaciones isobáricas secundarias
Vaguada
Depresión representada por isobaras abiertas en forma de U invertida, casi paralelas y encajonadas unas en otras.
El valor de presión decrece desde afuera hacia adentro.
.
Cuña o dorsal
Configuración inversa a la vaguada. Las isobaras tienen forma de U.
El valor de presión crece desde afuera hacia adentro.
Suelen ser apéndices de los anticiclones, por lo que indican tiempo despejado y seco.
La NOAA en su glosario define a una vaguada como: 
 Un área alargada de bajas presiones  relativas  en superficie  o en niveles altos. 
No  está asociada generalmente a una circulación cerrada, y es utilizada así para distinguirla de una baja cerrada. 
Lo contrario es el dorsal. 
	Esta definición sería el concepto de vaguada dinámica o barométrica. 
	Bastaría buscar mínimos de presión en superficie o altura donde las isolíneas de presión o geopotencial no se cerraran para dibujar una vaguada de forma correcta. 
	Junto a la vaguada convencional surge el concepto de vaguada invertida.
Collado - punto neutro - silla de montar
Area entre dos altas y dos bajas
Las isobaras en sus proximidades tienen el aspecto de dos hipérbolas.
Entre los dos anticiclones y los dos ciclones, se forman dos ejes llamados eje del collado. 
La nubosidad asociada a este efecto depende de la masa de aire con que están formados. 
Posee poco gradiente isobárico, por lo que en el eje del collado, los vientos son nulos o muy débiles. 
Si hay viento, este se arremolina en el cruce de ambos ejes.
Depresiones térmicas
Configuración es clásica del NW argentino.
 
Aparece por la tarde, sobre todo en verano, y desaparece por la noche.
 
Se produce por el calentamiento del suelo al elevar la temperatura del aire, efecto que hace elevar una masa de aire.
 
Como la masa de aire se eleva, se produce una zona de baja presión en un lugar donde al principio, estaba formado por una zona de alta presión formando ahora, dos zonas de alta presión y una zona de baja presión.
Depresiones orográficas
Se forma a sotavento de una cadena montañosa.
 
Se produce por un efecto de succión cuando el aire circula pero la depresión no se mueve.
Muchas veces está asociado al viento zonda, y en general a buen tiempo.
Ondas
Esta configuración genera una serie de buen tiempo y mal tiempo. 
La zona de buen tiempo se ubica delante de las cuñas y por encima de las vaguadas.
Por delante de las vaguadas se encuentra el mal tiempo (líneas punteadas). 
Sistemas de presión 
y su desarrollo en altura
F. Norte y S. Simonelli 87
Estructura vertical de los centros de 
Alta y Baja presión
Estructura vertical
Superficie isobárica es una superficie dentro de la cual existe igual presión en todos sus puntos.
 
Las cartas de altura describen las posiciones o alturas de las superficies isobáricas en forma de vaguadas y de cuñas.
A mayor pendiente (inclinación respecto de la vertical) de las superficies isobáricas, mayor es el viento que sopla en ese nivel.
La distancia vertical entre dos superficies isobáricas se denomina espesor.
 
Los espesores son mayores cuanto mayor es la temperatura del aire dentro del mismo.
La resta vectorial entre el viento de dos niveles ("arriba" menos "abajo") da como resultado un tercer viento denominado viento térmico (VT).
 
En el HS este viento se caracteriza por dejar el aire frío a su derecha y el aire caliente a su izquierda.
Baja fría 
Baja dinámica
Baja presión en superficie, que por efecto
del aire frío en su columna vertical central reduce los espesores, intensificando la baja con la altura. 
Posee ascenso de aire en su centro con
convergencia horizontal en capas bajas y divergencia horizontal en los niveles altos. 
Está asociada a nubosidad en todos los
niveles y casi siempre con mal tiempo y
precipitaciones. 
La pendiente de las superficies isobáricas
aumenta con la altura, incrementándose la velocidad del viento.
F. Norte y S. Simonelli 94
Alta cálida 
Alta dinámica
. 
Posee aire caliente en su columna
central, los espesores dentro de ella 
son mayores que el entorno.
 
La alta se intensifica con la altura. 
Aumenta con la altura la pendiente de las superficies isobáricas, incrementándose la velocidad del viento. 
Existe divergencia horizontal en 
superficie y convergencia horizontal
en los niveles altos.
 
La subsidencia (descenso de aire) en 
todos los niveles, determina la 
disipación de las nubes y cielo casi
despejado con buen tiempo.
F. Norte y S. Simonelli 96
Baja presión entre superficie y 2 ó 3 km.
Arriba una alta que se intensifica con la 
altura abarcando casi toda la tropósfera
por la presencia de aire caliente en todos 
los niveles de la columna vertical central. 
 
Los vientos disminuyen con la altura.
Se hacen nulos en el nivel donde las
superficies isobáricas se hacen horizontales.
Más arriba aumentan nuevamente, por el incremento de las pendientes de las superficies isobáricas
Entre el suelo y el nivel donde desaparece la baja se distingue ascenso de aire y por encima existe subsidencia
. 
Se forma en zonas continentales cálidas y suelen tener tiempo bueno y poca nubosidad. 
Baja cálida 
Baja térmica
F. Norte y S. Simonelli 98
Alta fría 
Alta térmica
Tiene en su columna central aire frío. 
 
La alta en superficie es 
reemplazada a los 2 ó 3 km por
una baja que aumenta su intensidad
con la altura. 
Tiene descenso de aire en las
adyacencias al suelo y ascenso en las
capas medias y altas de la tropósfera. 
Forma nubosidad media y alta. 
Se pueden producir algunas
precipitaciones que caen dentro de 
la alta fría de superficie.
F. Norte y S. Simonelli 100
Viento
La diferencia de radiación causada por el tipo de suelo, la latitud y la estación del año, produce un calentamiento irregular.
	
El calentamiento irregular crea una diferencia de temperatura que produce diferencia de presión.
A causa de la diferencia de presión que existe en la atmósfera, tanto en el sentido vertical como horizontal, una partícula de aire está sometida a una fuerza que trata de moverla desde un sitio de alta presión a un sitio de baja presión. 
Esos movimientos están influenciados por la fricción, y si se los refiere a la rotación de la Tierra, por una fuerza que proviene de la misma rotación. 
	
Por último la fuerza de la gravedad que determina los movimientos verticales.
 INSTRUMENTOS DE MEDICION DEL VIENTO
VELETA
mide la dirección del viento
ANEMÓMETRO
mide la velocidad del viento
 Hay anemómetros de coperolas, de hélice, de tubo pitot, eléctricos. 
El más usado es el de coperolas.
F. Norte y S. Simonelli 102
F. Norte y S. Simonelli 103
Anemocinemógrafo 
registra en una faja la dirección y velocidad del viento. 
Anemógrafo 
registra en una faja la velocidad del viento. 
Rosa de los vientos
F. Norte y S. Simonelli 105
F. Norte y S. Simonelli 106
	• Fuerza de presión.
• Gradiente de presión e isobaras.
	• Fuerza desviadora de la rotación de la tierra.
• Viento geostrófico.
• Influencia de la fricción.
• Variación del viento con la altura.
Fuerza de presión
Las fuerzas que determinan el movimiento del aire, dependen en primer lugar de la distribución de la presión. 
El aire busca equilibrar la presión de una región A con una región B.
Suponer un recipiente divido en dos, el lado izquierdo lleno de agua y el lado derecho vacío; del lado donde está el agua, hay más presión que del lado vacío, producido por el peso del agua y la falta de agua, respectivamente. 
Al quitar la división del recipiente:
 el agua equilibrará el peso dirigiéndose hacia el lugar vacío hasta equilibra las fuerzas.
 lo mismo ocurrirá con el aire, buscaráequilibrar las fuerzas debido a la diferencia de presión de un punto con respecto a otro. 
Se puede deducir que el viento se dirige desde la ALTA presión hacia la más BAJA presión.
Este movimiento sufre modificaciones causadas por la influencia de la fricción y de la rotación de la tierra.
Gradiente de presión e isobaras
El gradiente de presión siempre es perpendicular a las isobaras, está dirigido desde la región de alta hacia la de baja presión; su magnitud es inversamente proporcional a la distancia entre las isobaras, es decir
donde las isobaras son más espaciadas, es menor el gradiente bárico, y viceversa.
Si la fuerza originada por las diferencias de presión fuese la única que actuara sobre el aire, éste se movería en la dirección del gradiente. 
El viento no sopla paralelo al gradiente de presión, sino en el sentido de las isobaras con una pequeña componente hacia la región de baja presión. 
La desviación observada permite deducir que la fuerza originada por las diferencia de presión no es la única que actúa sobre el aire; esta fuerza proviene de la rotación de la Tierra.
Fuerza desviadora de la rotación de la Tierra
Si la Tierra no rotara, el aire se movería directamente de una presión alta a una presión baja. 
Esta fuerza desviadora se la conoce como Fuerza de Coriolis. 
	Se considera un círculo con un punto negro en el centro representando el eje de rotación del círculo.
	En el punto A se ubica un cuerpo (rojo) al cual que se va a trasladar hacia el punto B (línea de puntos).
	Si el círculo está quieto, el punto rojo al desplazarse hacia B, lo hará en línea recta, y como el círculo no se mueve, su desplazamiento con respecto al círculo, también es una recta.
	Suponer el círculo gira hacia la izquierda desde su eje. 
Fuerza de Coriolis – Esquema
El punto rojo situado en A se mueve en línea recta, pero como el círculo gira, el punto rojo tendrá que recorrer una distancia más que si el círculo estuviese quieto, ya que a medida que se desplaza, también lo hace el círculo. 
El punto rojo hará una espiral con respecto al círculo a pesar de que se movió en línea recta. 
Un observador desde afuera y en forma estática, aprecia como se desplaza el punto rojo y su recorrido. 
El punto rojo, se desplaza en forma recta, líneas punteadas gruesas. 
La espiral marca el recorrido por el círculo a medida que avanza hacia el punto B.
Un observador en el círculo, moviéndose junto con el círculo, verá que el punto rojo no se desplaza en línea recta, sino que lo hace hacia la izquierda a pesar de que el cuerpo se desplaza en línea recta hacia el punto B.
En esa situación parece que hay una fuerza ejercida sobre el punto rojo que lo hace desviar hacia la izquierda y no lo deja avanzar en línea recta.
 
Esa es la Fuerza de Coriolis, con lo cual se deduce que la Fuerza de Coriolis es ficticia.
 
Esta fuerza, no acelera ni desacelera, solo desplaza 90° al viento a la izquierda en el HS. En el HN desplaza 90° a la derecha.
Debido a que la tierra es una esfera, la Fuerza de Coriolis tiene más peso en latitudes altas, y en el ecuador no tiene efecto.
¿Por qué es tan importante esta fuerza en meteorología? 
Justifica porque el viento no se dirige desde una zona de alta presión a una zona de baja presión, sino que lo hace paralela a las isobaras
Fuente: “Meteorology Today”- Ahrens
FUERZA DE CORIOLIS
Viento geostrófico (Vg)
Es una aproximación al viento real. 
Su deducción se basa en:
 Isobaras rectas y paralelas.
 Directamente proporcional al gradiente (Isobaras más juntas, mayor Vg).
 Flujo horizontal sin aceleración.
 Fuerza de rozamiento nula (por encima de 1.000 metros desde la superficie). 
El Vg es un equilibrio entre las Fuerzas de Coriolis y Gradiente y da como resultado, un flujo de viento paralelo a las isobaras.
Para calcular el Vg se necesita:
el Gradiente, 
la latitud del lugar (Ecuador = 0 y en el Polo = máx.) 
y la densidad del aire.
Viento gradiente (VG)
El viento gradiente es una aproximación al viento real, igual que el Vg. 
Su deducción se basa en:
 Isobaras curvas y rectas.
 Latitudes > 20°
 Sin rozamiento (por encima de 1.000 metros desde la superficie).
 VG directamente proporcional al gradiente de presión.
Como resultado se obtiene:
 Viento paralelo a las isobaras.
 Giro horario en las zonas de baja presión en el hemisferio sur.
 Giro antihorario en las zonas de alta presión en el hemisferio sur.
En el gráfico se observa como el viento gradiente marca el sentido de giro del viento.
 
En la zona de alta presión A, el giro es antihorario 
En la zona de baja presión B, el giro es horario. 
La fuerza de Coriolis contrarresta a la gradiente y el viento gira en forma paralela a la isobara sin importar si es curva o recta. 
Ley de Buys – Ballot
Llamada así por el químico y meteorólogo holandés C. H. D. Buys – Ballot 
quién fue el que la formuló dice:
Si un observador está de espalda al viento, tendrá en el HS 
la zona de alta presión hacia su izquierda 
y por consiguiente la zona de baja presión a su derecha. 
En el HN es lo contrario.
Variación del viento con la altura
La disminución del efecto de fricción con la altura, produce en la atmósfera libre un aumento gradual de la velocidad del viento en función de la elevación, cambiando también la dirección del viento.
Este cambio en la dirección del viento según las diferentes altitudes dentro de la capa de fricción se ilustra en la figura y se denomina espiral de Ekman.
 
El giro de la dirección del viento disminuye con la altura hasta que la fricción deja de influir en el flujo del viento, como en el caso del viento geostrófico.
Efecto de la fricción - Viento en la capa límite
Cuando un cuerpo se desplaza, aparece una fuerza de resistencia proporcional a la fuerza de avance y en sentido contrario. 
A una cierta altura, esta fuerza de resistencia desaparece o es casi nula debido a la poca densidad del aire.
Por encima de la capa límite no aparece la fuerza de resistencia, a partir de los 1.000 metros. 
La capa límite se extiende desde superficie hasta los 600/1000 metros, dependiendo del tipo de suelo.
Debido a que la superficie genera rozamiento y por consiguiente una disminución del viento, a éste se lo debe medir en los 10 metros de altura, lo que garantiza medir el viento real (Vr).
El viento real (Vr) en las isobaras, tiene un ángulo de inclinación con respecto al viento gradiente (Vg) hacia la menor presión, pero acompañando la forma de las isobaras. 
En isobaras rectas, el Vg es paralelo a las isobaras, por consiguiente también es recto. 
El Vr también será recto pero formando un ángulo que dependerá del suelo y con sentido hacia la más baja presión. 
En isobaras curvas, el Vg será paralelo a las isobaras pero curvo; mientras el Vr será curvo formando un ángulo con respecto al Vg con sentido hacia la más baja presión. 
Sobre el mar o llanura, el ángulo que forma es aproximadamente de 10°, el Vr será de 2/3 del Vg. 
Ejemplo, el Vg=30 kt; Vr=20kt. 
Sobre un suelo rugoso el ángulo que forma será entre 10° y 30° y Vr valdrá entre 1/3 y 2/3 del Vg.