Modelo de doble torbellino térmico:

Supongamos una Tierra sin rotación y sometida al calentamiento solar. Existirá un exceso de calor en el Ecuador (incidencia normal de los rayos) y un defecto en los polos (incidencia oblicua). A consecuencia de este desigual calentamiento, el aire caliente y poco denso del Ecuador se elevará y se dirigirá en los altos niveles de la Troposfera hacia los polos; allí, más frío y denso, descenderá para volver al Ecuador por los niveles bajos, cerrando un circuito anular doble en cada hemisferio. Todo ello implica altas presiones en los polos y bajas en el Ecuador, con una línea de convergencia a lo largo de éste, que denominamos cinturón o zona de convergencia intertropical.

Modelo del torbellino cilíndrico dinámico:

Supongamos ahora la Tierra en rotación, pero sometida a un calentamiento uniforme en toda su superficie. La circulación del aire que resultaría de esta situación tendría una causa puramente dinámica y se reduciría a un torbellino cilíndrico, cuyas líneas de corriente irían de W a E siguiendo los paralelos geográficos y cuyo eje de rotación sería el eje polar. Este tipo de modelo es incapaz de explicar, por sí solo, borrascas y anticiclones.

Modelo combinado de los torbellinos térmico y dinámico:

Un paso más realista sería la combinación de los modelos anteriores: la Tierra gira y tiene una fuente térmica cálida en el Ecuador y fría en cada polo. Supongamos, por simplicidad, que la Tierra es homogénea.

LOS ALISIOS:

Son vientos de carácter bastante estable, que, como hemos visto, fluyen entre las ZCIT y los cinturones de anticiclones subtropicales. La ZCIT fluctúa en posición durante el año según la estación y no es una banda exactamente zonal (latitudinal) sino que presenta ondulaciones en su posición según el meridiano.En el verano boreal, los alisios del HN soplan entre 30º y 10º sobre el océano Atlántico, y entre 35º y 8º en el Pacífico. En el invierno boreal la ZCIT está más al sur y el límite meridional en ambos océanos pasa a ser 1º y 7º respectivamente.Los alisios del HS se extienden en el verano austral dentro de una faja entre 30ºS y el ecuador en el Atlántico, y entre 30ºS y unos 5ºS en el Pacífico. En invierno el límite meridional pasa a ser el trópico de capricornio.En altura, los alisios se observan hasta cerca de la Tropopausa a bajas latitudes (cerca del Ecuador) decreciendo progresivamente su espesor vertical hacia mayores latitudes. Estos vientos en altura de componente E se denominan protoalisios. La intensidad media aproximada de los alisios es de unos 15 nudos

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.LOS PONIENTES

Son vientos de componente W que soplan entre latitudes aproximadas de 30 y 60 grados en ambos hemisferios. En el HS, la escasez de masas continentales lleva a un mapa de presiones generales en el que las isobaras son bastante paralelas a los paralelos geográficos, y los vientos soplan en dirección W-NW a una velocidad media de 20 nudos. Su intensidad en invierno crece notablemente entre los paralelos 40º y 55ºS.En el HN el campo de presiones presenta mayores perturbaciones, aunque en las zonas marítimas se aprecian claramente vientos de componente W-SW, predominando entre los paralelos 40 y 60ºN.

LOS DOLDRUMS Y LAS CALMAS ECUATORIALES

Separando las regiones de los alisios entre ambos hemisferios, existe una zona de calmas y brisas variables . Dicha banda suele estar centrada hacia el N pero migra con el movimiento del Sol y la ZCIT. Sus límites en el Atlántico están entre el ecuador y 2ºN (mes de Enero), o entre 5 y 10ºN (mes de Julio); y en el Pacífico entre 4 y 8ºN en Enero y 8 y 12 ºN en Julio.  En estas regiones reinan las bajas presiones y se producen grandes corrientes ascendentes de aire alimentadas por los alisios que allí convergen. La elevada temperatura e intensa humedad producen fuertes y abundantes  precipitaciones.

LOS MONZONES:

En Meteorología debemos distinguir entre los conceptos de flujo monzónico y monzón continental. El primero tiene lugar sólo a latitudes intertropicales y se define como una corriente de alisios que han cruzado el ecuador y, por acción de la aceleración de coriolis, invierten su sentido de circulación que pasa a tener componente W.El monzón continental se define como una corriente a gran escala que cambia periódicamente de sentido y es causada por el contraste térmico entre una masa continental y un océano (por un mecanismo similar al de las brisas aunque de mucha mayor escala). El monzón continental sopla de la tierra al mar en invierno (A sobre tierra) y de la mar a tierra en verano (B sobre tierra). El monzón por antonomasia es el del Índico, que rompe la continuidad del cinturón de los alisios en dicha zona del globo durante el verano.

Origen y clasificación de las corrientes1)Corrientes de densidad o termohalinas

La densidad del agua de mar depende de su salinidad, de la temperatura y de la presión. Las corrientes termohalinascirculan para compensar diferencias de densidad entre aguas situadas en diferentes lugares o a distintas profundidades.El agua en superficie puede volverse más salina por evaporación, o menos salina, al recibir aportes de aguas fluviales o de precipitaciones. El agua superficial en zonas de alta insolación aumentará su temperatura, cambiando de densidad. El agua en superficie puede volverse más salina por evaporación, o menos salina, al recibir aportes de aguas fluviales o de precipitaciones. El agua superficial en zonas de alta insolación aumentará su temperatura, cambiando de densidad. Mediante procesos de este tipo se forman las llamadas «masas de agua» constituidas por un gran volumen de agua que se puede identificar como proveniente de un área determinada y con un origen físico común. Las masas de agua se caracterizan por su valor de T y de salinidad. Las masas de agua se forman por interacción del agua con la atmósfera y con la radiación solar, y también por mezcla de dos o más cuerpos de agua. Una vez formadas se hunden a una profundidad determinada por el valor de su densidad (quedando las aguas más ligeras por encima) y se desplazan a grandes distancias de su lugar de origen sin apenas variar sus propiedades (T, S, O2) ya que el proceso de mezcla por difusión es extremadamente lento en el océano.  Las corrientes termohalinasno alcanzan grandes velocidades y resultan muy influenciadas por la aceleración de Coriolis. Un ejemplo de este tipo de corrientes es la circulación en el Mediterráneo
. En este mar, la evaporación supera al aporte medio de agua dulce (precipitaciones+ corrientes fluviales), por lo que la tendencia en el tiempo sería a aumentar de salinidad a medida que el mar se evapora y seca.
Esto no se corresponde con la realidad, el nivel del mar Mediterráneo se observa estable, y la explicación está en que para mantener estable el nivel del mar entra agua por el estrecho de Gibraltar.
El agua que entra es desviada hacia la derecha por la aceleración de Coriolisy se desplaza siguiendo la costa norteafricana, en una circulación en sentido antihorario. La evaporación, por otro lado, hace que el agua superficial se vuelva más densa y se hunda, pasando hacia el Atlántico en una circulación opuesta a través de los niveles inferiores. Se estima mediante esta circulación, el agua del Mediterráneo se renueva cada ~ 75 años.
Las masas de agua se estudian midiendo el valor de T y S en función de la profundidad en la columna de agua. Estas medidas se realizan con un instrumento llamado sonda CTD (del inglés Conductivity, Temperatureand Deph), y los datos se suelen representar en un diagrama TS (temperatura-salinidad) para su análisis.

2) Corrientes de marea

Denominamos marea a las elevaciones y descensos periódicos del nivel del mar  originados por la atracción gravitatoria que la Luna y el Sol ejercen sobre la masa fluida  oceánica. Habitualmente se detectan dos pleamares y dos bajamares en un intervalo  de 24 horas y 50 minutos, observándose que la marea se retrasa cada día unos 50 min.  En esto se refleja el papel preponderante de la Luna que retrasa el mismo periodo de  tiempo su paso por el meridiano cada día. A grandes latitudes, y dependiendo de la  declinación lunar, se puede apreciar un único pleamar y un bajamar en el intervalo de  24 horas y 50 m, debido a que la desigualdad diurna o diferencia de amplitud entre  máximos o mínimos sucesivos es muy grande.

3) Corrientes de arrastre (o debidas al viento):

La mayor parte de las corrientes superficiales que se observan enmar abierto pueden considerarse corrientes con origen en la tensión de arrastre del viento sobre la superficie del mar.
Debido a su viscosidad, tanto el aire como el agua transmiten cantidad de movimiento de unas moléculas a otras, tanto horizontal como verticalmente. Esta energía cinética se traduce en movimientos organizados, es decir en corrientes, cuando el viento presenta una cierta persistencia en su intensidad y dirección.
Si el viento es variable o racheado generará movimientos desorganizados en la columna de agua, turbulencia y oleaje.  La producción de una corriente en respuesta al viento no es instantánea, es lenta y lleva tiempo establecer un estado de equilibrio. Este tiempo depende de la latitud del lugar, pero puede estimarse el valor carácterístico como de 24 horas. 4) Corrientes de gradiente:
Se denominan así a las producidas por gradientes de presión en el agua (de forma similar a lo que ocurre con los vientos). Tienen lugar cuando, por ejemplo, la superficie del agua desarrolla una pendiente, ya sea bajo la acción del viento (que apila agua en una zona) o por yuxtaposición de aguas con diferente temperatura o salinidad. Inicialmente el agua tiende a seguir la dirección de la pendiente, pero inmediatamente actúa la aceleración de Coriolis desviando el movimiento perpendicularmente.

Medida de corrientes

 Para interpretar correctamente las observaciones de corrientes hay que distinguir entre la representación euleriana y la representación lagrangiana de las corrientes. Si uno dispone de una serie de medidas de velocidades, obtenidas simultáneamente, podría trazar líneas que fuesen tangentes a los vectores velocidad registrado en cada punto. Estas son las líneas de corrientes eulerianas, las obtenidas normalmente de la observación utilizando instrumentos denominados correntímetros o (correntómetros) colocados en lugares fijos. Las líneas de corriente aulerianas, no representan el curso real del fluido en su movimiento, ya que las velocidades locales pueden varíarcón el tiempo en cada punto. Las trayectorias reales del fluido son las líneas de corriente lagrangianas, que se pueden determinarse mediante boyas de deriva, que viajando con la corriente y provistas de un transmisor van indicando su posición a lo largo del tiempo. Ambos sistemas de medida son utilizados de forma habitual, al igual que ambos tipos de representación de las corrientes, eulerianoy lagrangiano. Hemos mencionado ya dos instrumentos básicos utilizados para la medida de corrientes, las boyas derivantes(que teletransmitena intervalos de tiempo regulares la posición de la boya) y los correntímetros(instrumentos oceanográficos que miden la dirección e intensidad de la corriente en una posición fija dentro de la columna de agua).

Etiquetas: Circulan para compensar diferencias de densidad entre aguas situadas en diferentes lugares o a distintas profundidades, Corrientes eulerianas, Porque en el hemisferio norte las masas de aire en las borrascas giran en sentido antihorario, Que ocurriria si el aire no tuviera movimiento, Que pasaría si la tierra tuviera movimiento retrogrado