El Viento

Aire en movimiento. Este término se suele aplicar al movimiento horizontal propio de la atmósfera; los movimientos verticales, o casi verticales, se llaman corrientes. Los vientos se producen por diferencias de presión atmosférica, atribuidas, sobre todo, a diferencias de temperatura. Las variaciones en la distribución de presión y temperatura se deben, en gran medida, a la distribución desigual del calentamiento solar, junto a las diferentes propiedades térmicas de las superficies terrestres y oceánicas Cuando las temperaturas de regiones adyacentes difieren, el aire más caliente tiende a ascender y a soplar sobre el aire más frío y, por tanto, más pesado. Los vientos generados de esta forma suelen quedar muy perturbados por la rotación de la Tierra.

Los vientos pueden clasificarse en cuatro clases principales: dominantes, estacionales, locales y, por último, ciclónicos y anticiclónicos

Los vientos dominantes

Cerca del ecuador hay una banda de bajas presiones, llamada zona de calmas ecuatoriales, situada entre los 10° de latitud S y los 10° de latitud N. En esta zona, el aire es caliente y sofocante. A unos 30° del ecuador en ambos hemisferios hay otra banda de presiones altas con calmas, vientos suaves y variables. El aire superficial, al moverse desde esta zona hasta la banda ecuatorial de presiones bajas, constituye los vientos alisios, dominantes en las latitudes menores. En el hemisferio norte, el viento del norte que sopla hacia el ecuador se desvía por la rotación de la Tierra hasta convertirse en un viento del noreste, llamada alisio del noreste. En el hemisferio sur el viento del sur se desvía de forma similar para ser el alisio del sureste.

Desde el lado polar de la banda de presión alta en ambos hemisferios la presión atmosférica disminuye hacia centros de presión baja en latitudes medias y altas. Los vientos dirigidos hacia los polos, puestos en marcha por estos sistemas de presión, se desvían hacia el este por la rotación de la Tierra. Puesto que los vientos se denominan según la dirección desde la que soplan, los vientos de las latitudes medias se califican como dominantes del oeste. Éstos resultan muy modificados por las perturbaciones ciclónicas y anticiclónicas viajeras que provocan cambios diarios de las direcciones.

Las regiones más frías de los polos tienden a ser centros de alta presión, en particular en el hemisferio sur, y los vientos dominantes que parten de estas áreas se desvían para convertirse en los vientos polares del este.

El viento más fuerte que se ha medido con fiabilidad sobre la superficie de la Tierra tenía un velocidad de 362 km/h y se registró en el monte Washington, en New Hampshire (Estados Unidos), el 12 de abril de 1934. Sin embargo, se producen vientos mucho más fuertes cerca de los centros de los tornados.

Al aumentar la altura sobre la superficie de la Tierra, los vientos dominantes del oeste se aceleran y cubren una superficie mayor entre el ecuador y el polo. Así, los vientos alisios y los polares del este son bajos y, en general, son reemplazados por los del oeste sobre alturas de unos cientos de metros. Los vientos del oeste más fuertes se producen a alturas de entre 10 y 20 km y tienden a concentrarse en una banda bastante estrecha llamada corriente de chorro, donde se han medido hasta 550 km/h de velocidad.

Los vientos estacionales

El aire sobre la tierra es más cálido en verano y más frío en invierno que el situado sobre el océano adyacente en una misma estación. Así, durante el verano, los continentes son lugares de presión baja con vientos que soplan desde los océanos, que están más fríos. En invierno, los continentes albergan altas presiones, y los vientos se dirigen hacia los océanos, ahora más cálidos. Los ejemplos típicos de estos vientos son los monzones del mar de la China y del océano Índico.

Los vientos locales

Parecidos a las variaciones estacionales de temperatura y presión entre la tierra y el agua hay cambios diarios que ejercen efectos similares pero más localizados. En verano sobre todo, la tierra está más caliente que el mar durante el día y más fría durante la noche: esto induce un sistema de brisas dirigidas hacia tierra de día y hacia el mar de noche. Estas brisas penetran hasta unos 50 km tierra y mar adentro.

Hay cambios diarios de temperatura similares sobre terrenos irregulares que provocan brisas en las montañas y en los valles. Otros vientos inducidos por fenómenos locales son los torbellinos y los vientos asociados a las tormentas.

Nombre	Dirección de donde proviene el viento	Zona de influencia	Características
Ábrego	Sudoeste (SO)	Andalucía Castilla-La Mancha Castilla-León Extremadura	Viento templado y húmedo.
Bochorno	Sudeste (SE)	Valle del Ebro	Viento húmedo.
Cierzo	Noroeste (NO)	Valle del Ebro	Viento frío y seco.
Galerna	Sudoeste (SO) ó Noroeste (NO) indistintamente	Golfo de Vizcaya Costa cantábrica	Viento en superficie brusco y acusado, con intenso temporal de mar.
Galleo (ó regañón)	Noroeste (NO)	Valle del Duero	Viento frío y racheado, sopla a borbotones.
Garbí	Este-Sudeste (E-SE)	Costas de Cataluña Costa Valenciana	Brisa de mar muy regular.
Levante	Este (E)	Estrecho de Gibraltar Mar de Alborán Murcia	Viento persistente, algo húmedo y racheado.
Leveche	Este-Sudeste (E-SE)	Costas de Murcia Alicante	Viento húmedo, con sensación de bochorno.
Llevant	Noreste (NE)	Costas de Cataluña Baleares	Viento fresco y húmedo, con fuerte temporal de mar.
Matacabras	Este (E)	Golfo de Cádiz	Viento persistente, algo húmedo y racheado.
Mestral	Noroeste (NO)	Golfo de León	Viento racheado, con temporal de mar.
Moncayo	Noroeste (NO)	Zaragoza Valle del Ebro	Viento frío y seco.
Poniente	Oeste (O)	Entra por la costa portuguesa hacia la península	Arrastra las borrascas atlánticas.
Solano	Este (E)	Castilla-La Mancha Extremadura	Viento terral provocado por la radiación solar en verano.
Tramontana	Norte (N)	Ampurdán Menorca	Viento frío y turbulento.
Vendaval	Sudeste (SE)	Valle del Guadalquivir Golfo de Cádiz	Viento racheado y ligeramente húmedo, en primavera y otoño ocasionalmente de carácter huracanado.
Xaloc	Sudeste (SE)	Costas de Levante Costa de Murcia Baleares	Viento cálido y algo húmedo, proviene del Sahara.

Escala de viento de Beaufort

Los marinos y los meteorólogos utilizan la escala de viento de Beaufort para indicar la velocidad del viento. Fue diseñada en 805 por el hidrógrafo irlandés Francis Beaufort. Sus denominaciones originales fueron modificadas más tarde; la escala que se usa en la actualidad es la dada en la tabla adjunta

Cifra	Nombre	Velocidad			Efectos del viento en alta mar	Altura ola (m)
		nudos	metros/seg.	km/h
0	calma	1	0 - 0,2	1	Mar como un espejo	---
1	ventolina	1 - 3	0,3 - 1,5	1 - 5	Rizos como escamas de pescado pero sin espuma.	0,1
2	flojito	4 - 6	1,6 - 3,3	6 - 11	Pequeñas olas, crestas de apariencia vitrea, sin romperse	0,2 (0,3)
3	flojo	7 - 10	3,4 - 5,4	12 - 19	Pequeñas olas, crestas rompientes, espuma de aspecto vitreo aislados vellones de espuma	0,6 (1)
4	bonancible- moderado	11 - 16	5,5 - 7,9	20 - 28	Pequeñas olas creciendo, cabrilleo numeroso y frecuente de las olas	1 (1,5)
5	fresquito	17 - 21	8,0 - 10,7	29 - 38	Olas medianas alargadas, cabrilleo (con salpicaduras)	2 (2,5)
6	fresco	22 - 27	10,8 - 13,8	39 - 49	Se forman olas grandes, crestas de espuma blanca (salpicaduras frecuentes)	3 (4)
7	frescachón	28 - 33	13,9 - 17,1	50 - 61	El mar crece; la espuma blanca que proviene de las olas es arrastrada por el viento	4 (5,5)
8	temporal	34 - 40	17,2 - 20,7	62 - 74	Olas de altura media y mas alargadas, del borde superior de sus crestas comienzan a destacarse torbellinos de salpicaduras	5,5 (7,5)
9	temporal fuerte	41 - 47	20,8 - 24,4	75 - 88	Grandes olas, espesas estelas de espuma a lo largo del viento, las crestas de las olas se rompen en rollos, las salpicaduras pueden reducir la visibilidad	7 (10)
10	temporal duro	48 - 55	24,5 - 28,4	89 - 102	Olas muy grandes con largas crestas en penachos, la espuma se aglomera en grandes bancos y es llevada por el viento en espesas estelas blancas en conjunto la superficie esta blanca, la visibilidad esta reducida	9 (12,5)
11	temporal muy duro	56 - 63	28,5 - 32,6	103 - 117	Olas de altura excepcional, (pueden perderse de vista tras ellas barcos de tonelaje pequeño y medio), mar cubierta de espuma, la visibilidad esta reducida	11,5 (14)
12	temporal huracanado	más de 64	más de 32,7	más de 118	Aire lleno de espuma, salpicaduras, mar cubierto de espuma visibilidad muy reducida	> 14

El viento y los obstáculos

La orografía terrestre influye notablemente en la meteorología local. Los isolotes, estrechos y cadenas montañosas provocan variaciones en el viento que deben ser conocidas por los navegantes.

Nubes de desarrollo sobre una cadena montañosa

El relieve terrestre influye notablemente en la meteorología, especialmente a nivel local en determinadas zonas. Algunos vientos, por ejemplo, están íntimamente ligados a regiones determinadas que presentan una orografía especial: montañas sobresalientes, sierras, estrechos, islas, etc.

Esto genera situaciones que no siempre se reflejan en los partes meteorológicos: alteraciones en la intensidad y dirección del viento, formación de nieblas, el desencadenamiento de súbitas tormentas, etc. Todo ello es la causa de que las condiciones sinópticas generales se vean sensiblemente alteradas de forma súbita e inesparada.

También, a nivel climático, la orografía origina datos muy variables entre regiones a ambos lados de la cordillera cantábrica, de los Andes, del Himalaya, etc, incluso en regiones geográficamente muy próximas; un buen ejemplo de ello es la variedad de climas que presenta la península ibérica.

El origen y características de estas diferencias climáticas vienen determinados principalmente por la dirección del viento dominante y la situación de los grandes perfiles montañosos que son los principales elementos de alteración.

Por otra parte, desde el punto de vista de la navegación, la orografía influye en el paso de estrechos, el fondeo en calas de costas escarpadas, etc., que son maniobras que vienen determinadas por la previsión de las condiciones meteorológicas locales.

Variaciones del viento a barlovento y a sotavento

Cualquier protuberancia incide alterando la dirección e intensidad del viento y variando también las variables de estado del aire en función del tipo de obstáculo. Se pueden considerar a los accidentes montañosos y los estrechos como los más significativos de cara a la navegación pues son los que producen perturbaciones de más trascendencia.

Las variaciones más importantes se producen a sotavento del obstáculo, donde existen zonas de desvente y turbulencias que se manifiestan en roladas constantes y aparentemente aleatorias. Las perturbaciones producidas a barlovento del obstáculo no son tan perceptibles, pues sólo existen variaciones en la dirección y algo en la intensidad.

Tipos de obstáculos según las alteraciones en el viento

Los obstáculos se pueden dividir en dos grandes grupos:

• A) Los pequeños, que pueden ser rodeados por el viento
• B) Los estrechos de cierta magnitud, que no pueden ser rodeados por el viento.
• C) Las grandes cadenas montañosas

A) Obstáculos pequeños

Los obstáculos aislados y de relativa poca anchura que producen tan sólo alteraciones en la dirección del viento (los grandes edificios, peñones, islotes y montañas de no más de 100 km de anchura), ya que el viento rodea el obstáculo

En este caso las alteraciones son muy locales pero notables en la dirección e intensidad del viento. A sotavento, justo detrás del obstáculo aparece una zona muy pequeña en la que el viento experimenta una desviación de aproximadamente 90 grados.

Más adelante, aparece otra, de forma cónica, en la que existen muchas turbulencias, con roladas de hasta 180º (Ver la figura de la izquierda)

Cuanto más alto sea el obstáculo, más longitud tendrá la zona cónica de perturbaciones

En el caso de que el viento circule en la dirección del canal, se produce una aceleración. Si el canal es de poca anchura, el viento rebosa.

B) Los estrechos

En los estrechos consideramos dos casos:

a) El viento no circula en dirección al canal.

Aquí interviene la anchura del estrecho. Si es de menos de 25 millas no se producen importantes variaciones en la dirección del viento. Si la anchura es superior a 25 millas, puede llegar a desviar significativamente el flujo del aire, canalizándolo a través de él, en función de la altura del relieve de las costas.

b) El viento circula en la dirección del canal.

En este caso, se produce una aceleración que es función de la forma del estrechamiento (ver figura); si éste es pronunciado, el aire rebosa mediante corrientes ascendentes en el punto de máximo estrechamiento, formándose pertur-baciones en forma de torbellinos a sotavento (ver figura de la izquierda).

En el caso de estrechos relati-vamente anchos se produce una alteración isobárica importante debido a la fuerte canalización del viento a lo largo del estrecho (ver figura de abajo).

El caso del estrecho de Gibraltar

El estrecho de Gibraltar supone un ejemplo característico de las perturbaciones que producen los estrechos en el viento.

Cuando la costa andaluza está sometida a un régimen del Sur o Sureste: en la costa penibética, de Málaga a Almería el viento sopla de levante debido al efecto desviador del estrecho.

C) Las grandes cadenas montañosas

Las cadenas montañosas de gran longitud no sólo producen alteraciones en la dirección del viento sino variaciones en las variables de estado del aire (la humedad y la temperatura), debido a importantes depresiones y sobrepresiones. Este último es el caso de las grandes sistemas montañosos, como los Pirineos, la cordillera cantábrica y, a una mayor escala, los Andes o los Himalayas.

En las cordilleras, estas alteraciones se producen tanto en el plano horizontal como en el vertical. En el plano horizontal se producen alteraciones en la fuerza del viento en los extremos de la cordillera, especialmente fuertes en el caso de que esta sea convexa. Este es el caso del fuerte mistral o tramontana originado en los Pirineos cuando existen condiciones del Norte o del Noroeste.

Ondulación del viento al incidir sobre una cadena montañosa de más de 150 km de longitud.

En el caso de cordilleras de una longitud superior a los 150 km, el viento sufre alteraciones en el plano vertical que comportan también cambios significativos en los parámetros de estado del aire. En la ladera de barlovento, el viento presenta, una ascendencia forzada con velocidades crecientes. Al llegar a la cima, el viento gana velocidad hasta una altura que equivale a la tercera parte de la elevación de la montaña.

En la ladera de sotavento, la corriente tiene tendencia a descender y lo hace con importantes turbulencias que producen torbellinos y rachas violentas y súbitas que pueden presentar roladas de hasta unos 180º.

Más allá de la ladera de sotavento se produce una ondulación del flujo del viento que puede adquirir una longitud de onda de una 4 a 5 millas.

Muchas veces aparecen en las crestas de estas ondulaciones nubes lenticulares denominadas también "de viento".

Entre las crestas de la ondulación se produce una zona de viento acelerado y justo de bajo de ellas se generan unos vórtices que producen vientos más débiles y generalmente opuestos a la dirección general del viento. Desde un punto de vista náutico, este efecto es muy característico de la costa este de Nueva Zelanda cuando sopla viento del NO.

Hay que considerar que en la práctica estas situaciones nunca se manifiestan de forma exacta ya que en estos fenómenos intervienen una gran cantidad de parámetros que pueden producir efectos contrapuestos. Por este motivo, es preciso recopilar la mayor cantidad posible de datos, sobre todo a nivel local para poder sacar conclusiones en forma de modelos de posibilidades.

Brisas térmicas

Son vientos costeros debidos a la diferencia de temperatura entre el mar y la tierra. Su intensidad depende de muchos factores locales tanto sinópticos como climáticos.

En meteorología se denominan brisas térmicas a los vientos que soplan en las zonas de la costa del mar hacia tierra durante el día y de la tierra al mar durante la noche. Son vientos pues que no se generan por gradientes isobáricos a nivel general, sino a nivel local en las zonas costeras. En las latitudes medias, alcanzan su plenitud durante las épocas en el que el sol caliente con mayor intensidad, es decir, cuando está más alto: de finales de la primavera a finales de agosto. Su intensidad rara vez sobrepasa los 25 nudos y es normal que se sitúe alrededor de los 15.

Proceso de formación

Las brisas se producen por el desfase existente en el proceso de calentamiento del mar y de la tierra por la acción de la radiación solar.

Proceso de formación de la brisa marina

Proceso de formación de la brisa terrestre o terral

Durante el día

A medida que el sol asciende va calentando la tierra más rápidamente que el agua del mar. La tierra va calentando el aire en contacto con ella que asciende al aligerarse; su lugar a viene a ocuparlo el aire del mar que está más frío. Es decir, se origina un gradiente térmico que, a su vez, origina un gradiente de presión que causa el desplazamiento del aire de la zona de mayor presión - la superficie del mar - al de menor presión - la superficie de la tierra -, generándose así un viento del mar hacia la tierra que se denomina brisa marina o virazón.

Durante la noche

Cuando la radiación solar desaparece, la superficie del mar conserva más tiempo el calor captado durante el día que la tierra, la cual se enfría con más rapidez. Se produce un gradiente térmico y de presión inverso al caso diurno: el aire más caliente del mar se eleva y su lugar pasa a ser ocupado por el aire más frío proveniente de la tierra. Se origina así la brisa terrestre o terral.

Evolución de la brisa: el frente de brisa

En cuanto el sol ha calentado lo suficiente la tierra el aire empieza a elevarse y poco a poco empieza a entrar el aire del mar. Esta masa de aire frío se comporta de forma similar a un frente de origen polar: "empujando" al aire caliente que tiene delante, el cual, al elevarse, se condensa generado nubes de desarrollo vertical. La llegada de la brisa marina está precedida pues por el paso del denominado frente de brisa, zona de convergencia que se forma en alta mar a lo largo de la mañana cuando el viento de tierra es débil y que se desplaza de forma irregular hacia tierra.

El frente de brisa

Adyacente al frente de brisa hay una zona de viento en calma que marca el límite entre el terral y la brisa del mar. El frente de brisa se suele desplazar a una velocidad inferior a la fuerza de la brisa. Si la intensidad de la brisa es débil, la zona de calma del frente de brisa puede ser muy amplio, hasta alcanzar incluso kilómetros.

Las nubes de desarrollo vertical que se forman en la costa identifican visualmente el frente de brisa y son un buen indicador de la intensidad que el viento puede llegar a alcanzar. Cuanto más altas sean más intensidad y extensión puede alcanzar la brisa diurna. La brisa marina no suele penetrar más allá de 30-35 millas en tierra. El terral es mucho más débil y rara vez se adentra más de 20 millas en el mar.

Dirección de la brisa

Cuando se manifiesta por primera vez en la mañana, la brisa marina suele ser muy suave y casi perpendicular a la línea media de la costa. A medida que avanza el día, tiene tendencia a rolar hacia la derecha (si se mira hacia barlovento) por efecto de la fuerza de Coriolis .La brisa marina acaba orientándose de forma casi paralela a la costa. La brisa terrestre sigue un proceso inverso durante la noche.

Condiciones favorables para la formación de brisas

Todas las condiciones que favorezcan el incremento del gradiente de presiones entre aire del mar y el de favorecerán la formación de las brisas.

Un gradiente térmico de aproximadamente 4 o 5ºC.

Aunque, en general, basta que la temperatura del aire terrestre sea superior en al menos 1ºC a la del aire marino se dan las circunstancias que posibilitan las brisas diurnas; por debajo de este valor difícilmente se establecen. Esto explica que en zonas donde el mar se calienta mucho, como el Mediterráneo, las condiciones favorables para el gradiente térmico se den en las épocas en el que el agua está todavía fría y el sol es capaz de calentar con intensidad la tierra; es decir, a finales de primavera y principios del verano. A partir de agosto, cuando la temperatura del agua supera los 22-23º y el sol empieza a perder altura, las brisas empiezan a disminuir de intensidad y se generan ya con dificultad al entrar el otoño. En invierno, la capacidad de calentamiento del sol es tan débil que cualquier circunstancia en contra hace que no existan brisas.

Los cielos despejados o la nubosidad débil.

La ausencia de nubes favorece el calentamiento de la tierra durante el día y la su pérdida de calor durante la noche, por lo que se favorece el gradiente térmico diurno y nocturno. Los cielos nubosos no dejan calentar la tierra durante el día y guardan el calor de ésta durante la noche.

La inestabilidad térmica vertical.

Cuanto más gradiente térmico vertical, más facilidad tendrá el aire caliente para ascender y generar una mayor depresión, por lo tanto más brisa habrá. Si en las capas altas de la atmósfera hay aire cálido, por más gradiente de temperatura que exista entre la tierra y el mar, no habrá brisa. Esto explica que visualmente se pueda predecir la intensidad de la brisa por las nubes de desarrollo vertical que se forman delante del frente de brisa en la costa: cuanto más altas, dependiendo evidentemente de otros factores locales, más intensa podrá llegar a ser la brisa, como ya se ha explicado.

La ausencia de vientos sinópticos generales.

Si existen gradientes de presión general más fuertes provenientes de depresiones térmicas o polares, las condiciones de viento marcadas por éstos prevalecerán sobre las brisas térmicas; aunque, en realidad, ambos gradientes báricos - el general y el local que genera la brisa - se sumarán alterando la dirección e intensidad del viento sinóptico dominante o a la inversa: si las brisas son dominantes, las condiciones generales báricas las influirán en dirección e intensidad. Un caso típico de esto último lo constituye la característica baja térmica que se forma durante le verano en la península ibérica. Influye sobre todas las brisas que se generan en la costa mediterránea desviándolas hacia el oeste.

Costa sin una orografía alta.

Las paredes montañosas de considerable altitud en la línea de la costa es un freno considerable a la formación de brisas. Por contra, los valles las favorecen.

Terreno con alto coeficiente de absorción de calor.

La tierra pelada tiene más coeficiente de absorción del calor solar (se calienta más) que los vegetales, por consiguiente las masas boscosas debilitan las brisas. Por el contrario, el cemento, piedra, metales y asfalto de las masas urbanas tienen un altísimo coeficiente de absorción del calor lo que incrementa las brisas. Por otra parte, los automóviles y las industrias de las grandes concentraciones urbanas incrementan aún más el calor del aire, por lo que las grandes ciudades

costeras favorecen la formación de brisas en sus costas

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