¿El viento geostrófico cruza las isobaras hacia el ciclón?

En el balance ideal, no. Con fricción y aceleración ageostrófica el viento cerca del suelo puede cruzar las isobaras; aquí solo se aísla el componente sin aceleración a lo largo de las isobaras.

¿Por qué un gradiente de temperatura da cizalladura vertical?

El gradiente horizontal de temperatura cambia el espesor entre superficies isobáricas. Por eso el gradiente horizontal de presión depende de la altura, y el viento geostrófico a 300 hPa difiere del de cerca de 1000 hPa.

Viento geostrófico y térmico

Balance del gradiente de presión y la fuerza de Coriolis: las isobaras fijan el viento geostrófico; el gradiente meridional de temperatura da la cizalladura vertical entre 1000 y 300 hPa.

Este es el límite sinóptico: lejos de la fricción y de una curvatura marcada, el viento corre a lo largo de las isobaras; los contrastes de temperatura inclinan las superficies de presión, así que el viento geostrófico cambia con la altura.

Gráficas

Sobre el modelo

El viento geostrófico es el balance sinóptico entre la fuerza horizontal del gradiente de presión y la fuerza de Coriolis: el aire corre a lo largo de las isobaras. En el mapa hay un campo esquemático de presión con flechas según u_g = −(1/ρf)∂p/∂y y v_g = (1/ρf)∂p/∂x. El viento térmico en coordenada de presión liga la cizalladura vertical con el gradiente meridional de temperatura: Δu_g ≈ −(R/f)(∂T/∂y)ln(p_s/p_top) entre 1000 y 300 hPa. Se cambian la latitud (parámetro de Coriolis f), el gradiente de presión y el gradiente de temperatura. El modelo es diagnóstico: no hay fricción, curvatura del flujo, frentes, aceleración ageostrófica ni cálculo del espesor hidrostático.

Para quién: Meteorología sinóptica, oceanografía física, introducción a la hidrodinámica geofísica.

Conceptos clave

viento geostrófico
viento térmico
fuerza de Coriolis
isobaras
cizalladura vertical del viento

Cómo funciona

Balance geostrófico: f k×u_g = −∇p/ρ, así que el viento corre a lo largo de las isobaras; en el mapa, campo de presión y flechas u_g. Viento térmico: Δu_g ≈ −(R/f)(∂T/∂y) ln(p_s/p_top) entre 1000 y 300 hPa. Los controles de latitud, ∂p/∂y y ∂T/∂y muestran cómo la baroclinidad da cizalladura vertical.

Fórmulas principales

f k × u_g = −(1/ρ)∇p; u_g = −(1/ρf) ∂p/∂y, v_g = (1/ρf) ∂p/∂x

Δu_g ≈ −(R/f)(∂T/∂y) ln(p_s/p_top) entre 1000 y 300 hPa

Preguntas frecuentes

¿El viento geostrófico cruza las isobaras hacia el ciclón?: En el balance ideal, no. Con fricción y aceleración ageostrófica el viento cerca del suelo puede cruzar las isobaras; aquí solo se aísla el componente sin aceleración a lo largo de las isobaras.
¿Por qué un gradiente de temperatura da cizalladura vertical?: El gradiente horizontal de temperatura cambia el espesor entre superficies isobáricas. Por eso el gradiente horizontal de presión depende de la altura, y el viento geostrófico a 300 hPa difiere del de cerca de 1000 hPa.

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