Este tópic de vientos geostróficos es fundamental bajo mi punto de vista para poder interpretar modelos numéricos, pues son los causantes en menor o mayor medida, de la inestabilidad en superficie, muy importante principalmente en latitudes medias.
En sí, el viento geostrófico no debería denominarse como tal ya que en una atmósfera tan dinámica es ciertamente imposible que se produzca, debido a que dicho viento es un viento rectilíneo.
Pues bien, gracias a que no es rectilíneo el viento, tenemos las configuraciones de formación/intensificación de borrascas y anticiclones como ahora comentaré...
Si hablamos de física por tanto, el viento reinante en la atmósfera no es un viento geostrófico, sin embargo, el viento geostrófico no solo cumple la característica de ser rectilíneo, además de esto, para que este viento se genere, debe no existir rozamiento, cabe esperar pues que para que se geste debe estar exento de la acción de la superficie terretre, esto viene siendo a partir de unos 1000m de altitud, quizá menos.
Nos centraremos, no obstante, en los vientos que se gestan a 200-300hPa o lo que es lo mismo, al viento reinante del chorro polar, corriente en chorro polar o jet stream. Lo comentaré muy por encima, lo básico para interpretar correctamente los modelos, ya que exhaustivamente habrá determinadas fórmulaciones y demás palabrerías que en el campo de la meteorología que tratamos nosotros, no interesa mucho.

Dicho esto, pasemos a describir lo que es el viento geostrófico:
Como ya he comentado, el viento geostrófico, es aquel que fluye sin rozamiento, al suceder esto resulta que se produce una igualación de las fuerzas que determinan intensidad y dirección del viento, estas fuerzas son la fuerza de la presión (F_G) y la fuerza o desviación de coriolis (F_C).
La fuerza de la presión determina que el viento se dirige desde los anticiclones a las borrascas, o dicho de un modo mas correcto; desde áreas donde la densidad del aire es acusada y al ser acusada se genera un exceso en capas bajas, y para paliar este exceso se produce entonces una corriente hacia zonas deficitarias de aire. Por lo general, las zonas con exceso de aire se debería corresponder con áreas donde la temperatura fuese baja, esto genera mayor densidad y por tanto una zona de altas presiones, pero claro, luego tenemos anticiclones cálidos o anticiclones subtropicales con orígenes dinámicos donde claramente esta característica no se cumple.
En los anticiclones fríos la T desciende conforme nos acercamos a su núcleo, y la presión aumenta al acercarnos, tenemos pues un gradiente térmico hacia el exterior del anticiclón y un gradiente bárico hacia el interior, o lo que es lo mismo, el gradiente de presiones y el de temperaturas apuntan en direcciones opuestas, esto genera un anticiclón en superficie pero una borrasca, o área de bajas presiones en altura, veamos un ejemplo práctico:

Es el día que se batió el record del índice AO, cayó bastante por debajo de -7. El índice AO (Oscilación Ártica) tiene que ver con el vórtice polar, a muy grosso modo, cuanto menor sea dicho índice mayor aire frío habrá en esa zona y mayor será la presión, lo que crearía un gradiente térmico polo-ecuador (o latitudes inferiores) acentuado con el consiguiente descenso del jet.
Pero centrémonos en la idea principal del mapa. Ahí se observa un muy potente anticiclón de 1070hPa (Groenlandia) que denota aire muy denso en esta zona y temperaturas muy bajas, anticiclón claro en superficie, pero, ¿y en altura?
En altura lo que se observa es una menor densidad del aire, la superficie isobárica de 500hPa contempla una densidad baja por encima del anticiclón polar. Por lo general la topografía de 500hPa debería ser de unos 5500m, si es inferior este geopotencial hablaremos de una densidad baja y si es mayor de una densidad alta. Como dije, las zonas poco densas corresponden a las áreas de bajas presiones y las densas a los anticiclones. Bien, pues en ese mapa encontramos encima del A polar una topografía de 5532-5528m, por lo que hablamos de densidad baja (isohípsas, ya que son "líneas" que unen áreas de igual densidad a un determinado nivel, en este caso 500hPa), como encontramos una distribución desigual de la presión, estos anticiclones no suelen ser ni muy extensos ni demasiado persistentes, aunque al darse en los entornos de la cuenca ártica en este caso, si que será persistente por la continuidad del aire frío en meses invernales.

En un anticiclón subtropical la situación cambia, en este caso la temperatura apunta hacia el interior del anticiclón pero esque la presión también, esto crea un coincidente gradiente térmico y bárico lo que genera tanto un anticiclón en superficie como en altura, primará pues la persistencia y anchura de estos anticiclones, como el bien conocido anticiclón de las Azores-Bermudas:


Se observa una topografía a 500hPa de 5588-5592m lo que denuncia altas presiones.
Pero retornemos a la cœur de la question. Comenté que el viento geostrófico resulta de la equilibración de la fuerza de la presión y coriolis.
Según la fuerza desviatoria de coriolis, el viento que fluye horizontalmente en el hemisferio norte tiende a desviarse a la derecha. Pongámonos en situación del viento típico de poniente de latitudes medias (comentar brevemente que el viento W de dichas latitudes tiene su orígen en coladas meridionales sometidas a la conservación del momento angular y demás aspectos, así como el levante ecuatorial, que por cierto, se mueve a una velocidad inferior a la velocidad de rotación del planeta y por tanto aparentará un movimiento a oeste, pero en teoría no se mueve al oeste si no que permanece en un punto mientras que la Tierra rota). A la derecha de esteb viento de poniente (visto de W-E) quedan las altas presiones y a la izquierda las bajas presiones, esta desviación se genera debido a la diferencia rotacional entre el eje de los polos y el de una porción de terreno alrededor de su propia vertical, circunstancia que no puede suceder en el ecuador, ya que en esta zona la Tierra solo gira entorno al eje polar y coriolis pues es inexistente. Por el contrario en el Polo coriolis será máximo ya que la Tierra gira alrededor del eje polar y de su propia vertical. Se extrae de aquí que al desviarse hacia la derecha el viento en el hemisferio norte, la desviación de coriolis apunta hacia los anticiclones, y la fuerza de la presión hacia las borrascas lógicamente.
Pues bien imaginemos que se inicia un viento que inicialmente se impulsa mediante la fuerza de la presión (hay que matizar este hecho, el viento al iniciarse, no se inicia mediante coriolis, coriolis afecta a un viento ya generado, no genera un viento, el viento se genera por la fuerza de la presión), por lo que se verá como el viento al principio se dirigirá desde un anticiclón a una borrasca en línea recta. Una vez iniciado este viento se inicia coriolis, que actúa con un ángulo de 90º hacia la derecha del viento, es decir, hacia el anticiclón, pero claro, la fuerza de la presión sigue afectando al viento por lo que no se desviará completamente a la derecha, se desviará ligera y paulatinamente a la derecha.

(figura propia)
En la anterior figura se puede ver como la fuerza de la presión actúa de forma constante unidireccionalmente cuando esto sucede coriolis se va acentuando actuando siempre con un ángulo de 90º con respecto al viento resultante
Es lógico deducir que llegará un momento en que ambas fuerzas tiren cada una hacia un lado completamente opuesto, produciéndose la igualación de ambas fuerzas y el viento por tanto, fluirá paralelo a las isobaras (puramente, en el caso del viento gesotrófico), es pues, un viento geostrófico. Y puede surgir alguna duda: ¿y por qué en superficie no puede darse si en teoría sucede algo similar?
La respuesta es claramente que no, debido a que como ya se ha dicho, el rozamiento ejercido por la superficie terrestre lo impide. Dicho rozamiento imposibiliza la presencia de la fuerza de coriolis y la fuerza de la presión en ocasiones resulta difusa, al suceder esto resulta imposible que se produzca una igualación de ambas fuerzas, es por ello por lo que el viento corta a las isobaras y es capaz de dirigirse hacia el interior de las perturbaciones o ser expulsado del interior de los anticiclones, por la existencia de rozamiento. Se quebrantan así las "normas" que permiten que se geste viento geostrófico. El viento no es viento del gradiente (se denomina viento del gradiente a aquel que se iguala con determinadas fuerzas sin suceder esto en la superficie), hay rozamiento pues y resultante de ello no hay igualación de Fc y Fp.
Por tanto el viento geostrófico se gestará en zonas alejadas en altura de la superficie, a unos 1000m como dije al principio.
Veamos ahora el comportamiento del término adaptado de geostrófico, en las altitudes de la corriente en chorro.
La corriente en chorro es la causante de la mayoría de fenómenos atmosféricos causados en latitudes medias al menos (excepto cuando se aproxima un huracán, aunque hay argumentos que dictan que los ciclones tropicales gestados en las medianías de la  Zona de Convergencia Intertropical dependen de forma indirecta de la corriente en chorro polar).
Si el viento a esos niveles fuese geostrófico en el sentido estricto de la palabra, predominaría la estabilidad.

Vientos sub y supergeostróficos

Como acabamos de ver, los vientos en la atmósfera no son púramente geostróficos (rectilíneos) ya que la estabilidad predominaría en regiones de latitud media principalmente...
Vamos a centrarnos en las altitudes del chorro polar. Como por todos es sabido el jet se ondula como si de una cuerda sometida a un desequilibrio se tratase. El jet se mueve y ondula debido a su paso por vastos sistemas montañosos como son las Montañas Rocosas al W de Norteamérica y por el Himalaya, estas ondulaciones están relacionadas a una disminución de la altitud delas columnas de aire en las crestas montañosas, que dan lugar a una rotación anticiclónica que vuelve a ser ciclónica tras haber atravesado el sistema, se forma así una vaguada al este de los Estados Unidos por ejemplo, que desemboca en una dorsal mas al este y así progresivamente, es de este modo una onda físicamente.
Esta ondulación se intensifica además por cuestiones térmicas asociadas a las corrientes oceánicas (Gulf Stream o Kuro Shivo) que generan un aumento altitudinal de la columna de aire existente por encima de las mismas dotándolas de un movimiento ciclónico.
Es importante matizar que el chorro se genera debido al gran gradiente horizontal que se genera entre las masas de aire subtropical y subpolar que se traducen en una aceleración de los vientos del oeste . Cuanto mayor sea el gradiente térmico más rápido será el jet, sucediendo esto en invierno principalmente (nos estamos refiriendo al hemisferio norte). En invierno el aire es muy frío en el Polo debido a que la inclinación de los rayos solares es menor, como todos sabemos... pero en el ecuador sigue siendo muy cálido. Con esta situación, el jet suele dirigirse hacie el sur posiblemente para compensar el exceso de aire frío en el Polo. Porque en el polo al haber tanto aire frío se generan células anticiclonicas polares significativas (anticiclones fríos como ya describimos con anterioridad) produciéndose coladas de aire polar hacia el S impulsadas por el jet al descender este en latitud.
En verano la situación cambia, existe cierto gradiente térmico pero no el suficiente, la situación en el Polo es distinta, pues la temperatura ya no alcanza valores extremos. En el ecuador y latitudes medias septentrionales el aire cálido es destacable, se deduce así que el jet no se moverá tan al S, además se produce un bajo índice de circulación en él. Al haber poco gradiente, el viento predominante en el chorro se ralentiza y esto da lugar a situaciones de bloqueo, DANAs, etc.... es por ello que son mas frecuentes las DANAs en meses estivales que en el resto de meses, aunque ni mucho menos quiere decir que no se den en invierno.
Se deduce así una ondulación del chorro, lo que hace que se diferencia en propiedades al viento geostrófico. De aquí surgen los términos de viento subgeostrófico y supergeostróficos que tienen que ver con convergencias y divergencias del aire en capas altas.
Cuando el jet se desplaza al S se genera una corriente descendente (hablando de movimientos horizontales por ahora, no verticales) que acaba en el vértice de la vaguada que forma dicha corriente. Al suceder esto se genera convergencia, porque el viento en altura discurre a mayor velocidad alrededor de los cuellos de las dorsales (vientos supergeostróficos) que alrededor de los senos de la vaguada (vientos subgeostróficos).
Este hecho es debido a que el viento del gradiente entorno a una depresión se ve contrarrestado por la fuerza de coriolis y la fuerza centrífuga en tanto que entorno a un anticiclón la fuerza del gradiente se ve apoyada por la fuerza centrífuga (que apunta hacia el exterior igualmente). Cabe esperar entonces, que si se genera un ramal descendente, al llegar al vértice de la vaguada se "chocará" con el aire delantero y causará la mencionada convergencia, pues el viento pasa de ser supergeostrófico a subgeostrófico.
Al formarse  convergencia (no en el vértice de la vaguada, si no justo antes) se produce lógicamente un exceso de aire que tiene que compensarse por algún mecanismo.
Si esta convergencia se produjese en superficie se produciría un movimiento convectivo hacia arriba, pero esto en las altitudes del jet no puede suceder ya que no queda espesor troposférico mas arriba (estamos en la tropopausa), se produce pues un movimiento subsidente que se traduce en divergencia en superficie, o lo que es lo mismo, características anticiclónicas en el borde descendente del jet, así se generan los anticiclones de superficie, se generan en el borde descendente del jet y progresivamente se ensanchan.
Mas hacia el este encontramos el vértice de la vaguada y a partir de entonces vuelve al NE (ramal ascendente) y se intensifica por el mismo motivo que en el borde descendente perdía intensidad pero a la inversa. El viento subgeostrófico que prima en los alrededores del vértice de la vaguada se quedan "rezagados" del viento delantero, que es viento supergeostrófico porque comienza a dirigirse hacia el cuello de la dorsal. Se crea así una divergencia en altura que será compensada por un movimiento convectivo desde la superficie, se intuyen así pues, condiciones ciclónicas en superficie, esto es, la formación de las borrascas en superficie.
En efecto, las borrascas se gestan en el borde oriental de las vaguadas, o lo que es lo mismo, en el borde ascendente del chorro polar.



Aquí tenemos la composición de lo que sucede en las altitudes del chorro polar y la superficie, corrobora lo comentado con anterioridad.
Según lo expuesto acerca de agolpamientos y disociaciones del aire en capas altas, es deducible pues que cuanto más profunda sea una vaguada en altura mas divergencia existiría en estos niveles y mayor convergencia en superficie para compensar esta deficiencia, por tanto la borrasca en superficie sería mas considerable, y tanto mas cuanto mas profunda sea (si se reunen las condiciones en superficie para generarlas, porque puede haber una vaguada considerable y no llegar a reflejarse en superficie).
Por esta regla de tres, cuanta mas convergencia haya en superficie mas convección habrá en capas medias, mas divergencia en capas altas y más convergencia en capas altas cuando llegue a los dominios de la dorsal, se produce así un fortalecimiento del anticiclón. Aunque cuando la corriente en chorro se dirige hacia el sur formando una vaguada, siempre se forma la corriente alterna, debido a que al descender de latitud aire frío, desaloja aire cálido que fluye hacia el norte, se genera así una configuración de vaguada-dorsal característico de toda onda.

Y poco mas queda por decir acerca de lo que iba el tema general del tópic.
Como es un tema que he ido haciendo paulatinamente quizá haya algún fallo, o mas de algún fallo. Sería de agradecer que se comentasen.
Un saludo.

Una maravilla compañero. Voy a guardarme tu post y lo voy a ir leyendo poco a poco, detenidamente...

Este tipo de topics enriquecen mucho el foro.

Un abrazo

Cita de: Netan en Lunes 01 Octubre 2012 16:21:08 PM
Una maravilla compañero. Voy a guardarme tu post y lo voy a ir leyendo poco a poco, detenidamente...

Este tipo de topics enriquecen mucho el foro.

Un abrazo

Muchísimas gracias

Muchísimas Gracias

Bueno, bueno...Muchas gracias por esta enorme aportación. Me da que este topic me lo voy a ir viendo de vez en cuando y poco a  poco. Hasta ahora lo que he leido me resulta muy interesante y esclarecedor. Gracias!!

Gracias nuevamente a vosotros por tener la gran paciencia de leerlo jaja

Cita de: alvaroliver en Domingo 30 Septiembre 2012 20:59:43 PM
Este tópic de vientos geostróficos es fundamental bajo mi punto de vista para poder interpretar modelos numéricos, pues son los causantes en menor o mayor medida, de la inestabilidad en superficie, muy importante principalmente en latitudes medias.


Como acabamos de ver, los vientos en la atmósfera no son púramente geostróficos (rectilíneos) ya que la estabilidad predominaría en regiones de latitud media principalmente...
Vamos a centrarnos en las altitudes del chorro polar. Como por todos es sabido el jet se ondula como si de una cuerda sometida a un desequilibrio se tratase. El jet se mueve y ondula debido a su paso por vastos sistemas montañosos como son las Montañas Rocosas al W de Norteamérica y por el Himalaya, estas ondulaciones están relacionadas a una disminución de la altitud delas columnas de aire en las crestas montañosas, que dan lugar a una rotación anticiclónica que vuelve a ser ciclónica tras haber atravesado el sistema, se forma así una vaguada al este de los Estados Unidos por ejemplo, que desemboca en una dorsal mas al este y así progresivamente, es de este modo una onda físicamente.
Esta ondulación se intensifica además por cuestiones térmicas asociadas a las corrientes oceánicas (Gulf Stream o Kuro Shivo) que generan un aumento altitudinal de la columna de aire existente por encima de las mismas dotándolas de un movimiento ciclónico.
Es importante matizar que el chorro se genera debido al gran gradiente horizontal que se genera entre las masas de aire subtropical y subpolar que se traducen en una aceleración de los vientos del oeste . Cuanto mayor sea el gradiente térmico más rápido será el jet, sucediendo esto en invierno principalmente (nos estamos refiriendo al hemisferio norte). En invierno el aire es muy frío en el Polo debido a que la inclinación de los rayos solares es menor, como todos sabemos... pero en el ecuador sigue siendo muy cálido. Con esta situación, el jet suele dirigirse hacie el sur posiblemente para compensar el exceso de aire frío en el Polo. Porque en el polo al haber tanto aire frío se generan células anticiclonicas polares significativas (anticiclones fríos como ya describimos con anterioridad) produciéndose coladas de aire polar hacia el S impulsadas por el jet al descender este en latitud.
En verano la situación cambia, existe cierto gradiente térmico pero no el suficiente, la situación en el Polo es distinta, pues la temperatura ya no alcanza valores extremos. En el ecuador y latitudes medias septentrionales el aire cálido es destacable, se deduce así que el jet no se moverá tan al S, además se produce un bajo índice de circulación en él. Al haber poco gradiente, el viento predominante en el chorro se ralentiza y esto da lugar a situaciones de bloqueo, DANAs, etc.... es por ello que son mas frecuentes las DANAs en meses estivales que en el resto de meses, aunque ni mucho menos quiere decir que no se den en invierno.
Se deduce así una ondulación del chorro, lo que hace que se diferencia en propiedades al viento geostrófico. De aquí surgen los términos de viento subgeostrófico y supergeostróficos que tienen que ver con convergencias y divergencias del aire en capas altas.
Cuando el jet se desplaza al S se genera una corriente descendente (hablando de movimientos horizontales por ahora, no verticales) que acaba en el vértice de la vaguada que forma dicha corriente. Al suceder esto se genera convergencia, porque el viento en altura discurre a mayor velocidad alrededor de los cuellos de las dorsales (vientos supergeostróficos) que alrededor de los senos de la vaguada (vientos subgeostróficos).
Este hecho es debido a que el viento del gradiente entorno a una depresión se ve contrarrestado por la fuerza de coriolis y la fuerza centrífuga en tanto que entorno a un anticiclón la fuerza del gradiente se ve apoyada por la fuerza centrífuga (que apunta hacia el exterior igualmente). Cabe esperar entonces, que si se genera un ramal descendente, al llegar al vértice de la vaguada se "chocará" con el aire delantero y causará la mencionada convergencia, pues el viento pasa de ser supergeostrófico a subgeostrófico.
Al formarse  convergencia (no en el vértice de la vaguada, si no justo antes) se produce lógicamente un exceso de aire que tiene que compensarse por algún mecanismo.
Si esta convergencia se produjese en superficie se produciría un movimiento convectivo hacia arriba, pero esto en las altitudes del jet no puede suceder ya que no queda espesor troposférico mas arriba (estamos en la tropopausa), se produce pues un movimiento subsidente que se traduce en divergencia en superficie, o lo que es lo mismo, características anticiclónicas en el borde descendente del jet, así se generan los anticiclones de superficie, se generan en el borde descendente del jet y progresivamente se ensanchan.
Mas hacia el este encontramos el vértice de la vaguada y a partir de entonces vuelve al NE (ramal ascendente) y se intensifica por el mismo motivo que en el borde descendente perdía intensidad pero a la inversa. El viento subgeostrófico que prima en los alrededores del vértice de la vaguada se quedan "rezagados" del viento delantero, que es viento supergeostrófico porque comienza a dirigirse hacia el cuello de la dorsal. Se crea así una divergencia en altura que será compensada por un movimiento convectivo desde la superficie, se intuyen así pues, condiciones ciclónicas en superficie, esto es, la formación de las borrascas en superficie.
En efecto, las borrascas se gestan en el borde oriental de las vaguadas, o lo que es lo mismo, en el borde ascendente del chorro polar.



Aquí tenemos la composición de lo que sucede en las altitudes del chorro polar y la superficie, corrobora lo comentado con anterioridad.
Según lo expuesto acerca de agolpamientos y disociaciones del aire en capas altas, es deducible pues que cuanto más profunda sea una vaguada en altura mas divergencia existiría en estos niveles y mayor convergencia en superficie para compensar esta deficiencia, por tanto la borrasca en superficie sería mas considerable, y tanto mas cuanto mas profunda sea (si se reunen las condiciones en superficie para generarlas, porque puede haber una vaguada considerable y no llegar a reflejarse en superficie).
Por esta regla de tres, cuanta mas convergencia haya en superficie mas convección habrá en capas medias, mas divergencia en capas altas y más convergencia en capas altas cuando llegue a los dominios de la dorsal, se produce así un fortalecimiento del anticiclón. Aunque cuando la corriente en chorro se dirige hacia el sur formando una vaguada, siempre se forma la corriente alterna, debido a que al descender de latitud aire frío, desaloja aire cálido que fluye hacia el norte, se genera así una configuración de vaguada-dorsal característico de toda onda.

Y poco mas queda por decir acerca de lo que iba el tema general del tópic.
Como es un tema que he ido haciendo paulatinamente quizá haya algún fallo, o mas de algún fallo. Sería de agradecer que se comentasen.
Un saludo.

Genial el topic para estudiar. Sólo me resta comentar que el párrafo que he señalado no termino de entednerlo. ¿Alguién me puede hechar una mano?