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2.1. La atmósfera

La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve la Tierra. Su espesor es pequeño. El 99% de la masa atmosférica se concentra en los primeros 30 km de altura (un 0,5% del radio terrestre). El aire es una mezcla de gases que además contiene partículas sólidas y líquidas (aerosoles) en suspensión en cantidad y composición variable.

Los gases que forman la atmósfera se clasifican en:

 Gases permanentes: su proporción se mantiene prácticamente constante. Son el nitrógeno, oxígeno, gases nobles e hidrógeno.

 Gases en proporciones variables: dióxido de carbono, vapor de agua y ozono.

Las partículas sólidas y líquidas más importantes son cristales de hielo y microgotas de agua (nubes, nieblas y brumas). Otras partículas son polvo, polen, etc. La composición del aire hasta una altura de unos 100 km se muestra en la tabla 2.1

Tabla 2.1. Composición del aire en la atmósfera hasta una altura de unos 100 km.

Se puede admitir que el aire seco se comporta como una mezcla de gases ideales. Sus propiedades vienen dadas en la tabla 2.2.

Tabla 2.2. Propiedades termodinámicas del aire seco

La densidad del aire seco se calcula por la ecuación de gases ideales:

En donde, ρ: densidad (kg/m³); p: presión absoluta (Pa); T: temperatura (K); R’: constante del gas (tabla 2.2).

Ejemplo 2.1

Calcular la densidad del aire seco para una presión atmosférica de 990 mbar y temperatura 25ºC y compararla con la correspondiente a las condiciones estándar (presión atmosférica normal a nivel del mar 1.013,25 mbar y temperatura 15ºC).

Solución

Para 990 mbar y 25ºC resulta:

Para 1013,25 mbar y 15 ºC se obtiene:

Obsérvese el efecto de la presión y de la temperatura sobre la densidad del aire. La potencia del viento captada por un aerogenerador es directamente proporcional a la densidad del aire, por lo que cuanto más frío esté y mayor sea la presión atmosférica, para una misma velocidad de viento, la energía eólica extraída será mayor.

2.2. Gradiente térmico vertical. Capas atmosféricas

La temperatura del aire varía con la altura. Se define el gradiente térmico (dT/dz), como la variación de la temperatura (T) del aire con la altura (z). La atmósfera se divide verticalmente en capas según el gradiente de temperatura. Se distinguen tres grandes zonas, según se muestra en la figura 2.1:

a) Homosfera o baja atmósfera: hasta una altura de 80 a 100 km. La composición del aire es prácticamente constante. A su vez se subdivide en tres capas:

 Troposfera: es la zona inferior de la atmósfera, donde se desarrollan los fenómenos meteorológicos. Contiene aproximadamente el 80% de la masa atmosférica. La temperatura disminuye con la altura según un gradiente medio de 6,5ºC/km. Sin embargo, el perfil de temperatura es muy variable en función del tiempo y del lugar. La parte superior de esta región se denomina tropopausa y separa la troposfera de la estratosfera. Su altura es variable (de 6 a 8 km en los polos y de 16 a 18 km en el ecuador).

 Estratosfera: la temperatura aumenta con la altura (inversión térmica) lo que ocasiona una gran estabilidad pues los movimientos verticales se ven frenados por esta inversión de temperatura. Los principales intercambios energéticos son de tipo radiativo y en esta capa se produce la absorción de la radiación ultravioleta por el ozono (a una altura de 8 a 30 km). El límite superior de la estratosfera se denomina estratopausa y está a unos 50 km de altura.

 Mesosfera: en esta capa vuelve a disminuir la temperatura con la altura hasta unos 80 a 90 km, donde la temperatura alcanza sus valores menores (alrededor de - 90ºC) en la región conocida como mesopausa.

b) Heterosfera: se inicia a una altura de 90 a 100 km. Atmósfera muy enrarecida de baja densidad y composición variable debido a las reacciones químicas y a la difusión de los gases por efecto de la gravedad. La heterosfera comprende:

 Termosfera: la temperatura vuelve a aumentar con la altura, hasta valores entre 500 y 2.000 K en su parte superior, según el nivel de actividad solar. El aire está muy enrarecido. El límite superior de la termosfera es la termopausa cuya altura varía entre 200 y 500 km, según la actividad solar.

 Metasfera: para alturas superiores a los 500 km la termosfera recibe el nombre de magnetosfera ya que el movimiento de las partículas viene condicionado por el campo magnético terrestre.

c) Exosfera: Constituye la zona más alejada de la atmósfera. El gas está muy enrarecido, con muy baja densidad. Las partículas están ionizadas. El conjunto formado por la heterosfera y la exosfera se conoce también como alta atmósfera.

Figura 2.1. Estructura vertical de la atmósfera terrestre.

El perfil vertical de temperaturas en función de la altura se muestra en la figura 2.2.

Figura 2.2. Perfil vertical de temperatura de la atmósfera estándar.

Algunas zonas de la atmósfera de especial interés son:

 Ionosfera: es una región comprendida entre 60 y 600 km de altura en la que los componentes del aire están muy ionizados debido a la acción de los rayos UV de onda corta, los rayos X y la radiación cósmica. Esta región juega un papel muy importante en la transmisión de las ondas de radio.

 Ozonosfera: situada en la estratosfera, entre unos 15 y 40 km de altura, esta región presenta una elevada concentración de ozono, cuya propiedad absorbente de la radiación UV evita la llegada de la mayoría de la misma a la superficie terrestre, actuando como un escudo protector frente a dicha radiación.

La tabla 2.3 muestra la clasificación de las distintas capas atmosféricas según el gradiente térmico vertical.

Capa	Altura (km)	Características del gradiente
Troposfera	0 – 10	dT/dz < 0 (estratificación adiabática)
Tropopausa	10 – 20	dT/dz = 0 (estratificación isoterma)
Estratosfera	20 – 40	dT/dz > 0
Estratopausa	40 – 50	dT/dz = 0
Mesosfera	50 – 80	dT/dz < 0
Mesopausa	80 – 90	dT/dz = 0
Termosfera	90 – 100	dT/dz > 0

Tabla 2.3. Estructura atmosférica según el gradiente térmico.

2.3. La atmósfera estándar

Como referencia, se define una atmósfera estándar según se indica en la tabla 2.4.

Aire seco % (volumen)	N2 (78,04); O2 (20,99); Ar (0,94); CO2 (0,035)
Condiciones estándar (nivel del mar, altura z = 0 m)	p = 1.013,25 mbar ; t = 15 0C ; ρ = 1,2257 kg/m3; R’ = 287,04 J/kg K
Aceleración de la gravedad: g = 9,80665 m/s2
Coeficiente de dilatación del aire = 1/273 (ºC)-1
Troposfera 0 < z < 11.000 m	Temperatura t (ºC): t = 15 – 0,0065 z
Presión p (mb): p = 1013,25×(1 – 2,2569 × 10-5 Z)5,2561
Tabla 2.4. Características de la atmósfera estándar.

Ejemplo 2.2

Calcular la temperatura y la presión del aire a una altura de 1.000 m

Solución

Utilizando las expresiones de la tabla 2.4, para una altura z = 1.000 m se tiene:

2.4. Estabilidad de la atmósfera

Un proceso en el que no hay intercambio de calor con el medio que lo rodea se conoce como proceso adiabático. En la atmósfera, la relación entre el perfil de temperaturas correspondiente a una elevación adiabática del aire y el perfil real de temperaturas define la estabilidad vertical de la atmósfera.

En energía eólica, la troposfera es la capa de mayor interés. En la misma, el perfil de temperaturas para la estratificación adiabática presenta un gradiente térmico teórico para el aire seco igual a -9,8ºC/km. En la práctica, la atmósfera real y la presencia de vapor de agua reducen este gradiente a -6,8ºC/km.

El calentamiento y enfriamiento del suelo por la radiación solar, junto con la mezcla de masas de aire de diversa procedencia, ocasiona la variación de la temperatura del aire con la altura. Esta variación condiciona los movimientos verticales del aire. La atmósfera se considera estable cuando se inhiben los movimientos verticales, en caso contrario la inestabilidad los facilita. Una atmósfera neutra es indiferente a estos movimientos. Cuando una masa de aire asciende se pueden distinguir tres casos:

 Atmósfera neutra: el perfil vertical de temperatura es tal que a medida que se asciende, una atmósfera neutra presenta la misma temperatura que tendría si la elevación se realizase de forma adiabática. El perfil adiabático de temperaturas coincide con el perfil real de temperaturas de la atmósfera neutra.

 Atmósfera estable: el perfil vertical de temperatura es tal que a medida que se asciende, la atmósfera estable tiene una temperatura mayor que la que tendría si la elevación fuese adiabática. El perfil real de temperaturas presenta una pendiente mayor que el adiabático del aire seco (figura 2.3), de tal forma que si una partícula de aire situada en el punto A ascendiera, su temperatura adiabática sería menor que la temperatura real del aire de su entorno por lo que la partícula tendería a descender, inhibiéndose los movimientos verticales.

 Atmósfera inestable: el perfil de temperaturas es tal que a medida que se asciende, la atmósfera inestable presenta una temperatura menor que la que tendría si la elevación fuese adiabática. Si una partícula de aire situada en el punto A ascendiera adiabáticamente su temperatura adiabática sería mayor que la temperatura real del aire por lo que tendería a seguir elevándose, creando movimientos verticales que favorecerían la mezcla en la atmósfera. El perfil real de temperaturas presenta una pendiente menor que el perfil adiabático del aire seco (figura 2.3).

Figura 2.3. Perfiles de temperaturas de la atmósfera real y adiabático de aire. Caso (a) atmósfera estable; caso (b) atmósfera inestable.

En general durante el día, debido a la acción del sol, las masas de aire se calientan y la atmósfera tiende a inestabilizarse con el consiguiente aumento de la intensidad del viento en superficie. En cambio, por la noche tiende a estabilizarse.

2.5. Circulación atmosférica general

El movimiento del aire se realiza fundamentalmente en la troposfera y sobre el mismo influyen los siguientes factores:

 La radiación solar, mayor en la zona ecuatorial que en los polos.

 La rotación de la Tierra, que produce el efecto Coriolis, desviando la dirección de los vientos hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el sur.

 La acción sobre las masas de aire de las diferencias de presión atmosférica, distintos tipos de superficies terrestres (continentes y mares) y la orografía.

En la zona ecuatorial debido al calentamiento solar, se origina un movimiento ascendente convectivo de las masas de aire, en una franja denominada zona de convergencia intertropical. El aire se eleva y se traslada hacia latitudes más altas, siendo sustituido por la llegada a la superficie ecuatorial de aire más fresco de los trópicos (vientos alisios). Este fenómeno da lugar a las denominadas células de Hadley. Un proceso similar se produce en las latitudes polares más septentrionales dando lugar a las células polares y a las de Ferrel (figura 2.4).

En latitudes medias, los vientos son básicamente del oeste pero con tendencia hacia las zonas polares. Para una latitud próxima a 50º se produce una separación entre el aire tropical cálido y el polar frío, formándose un frente polar, con muchas ondulaciones, dando lugar a depresiones frontales. En zonas polares el aire frío tiende a desplazarse a latitudes más bajas.

En la figura 2.4, se muestra el esquema de la circulación general atmosférica.

Figura 2.4. Esquema de la circulación general de la atmósfera.

En cada hemisferio se distinguen tres grandes núcleos: tropical, templado y polar.

En latitudes ecuatoriales, la depresión originada por el calentamiento de las capas inferiores de la troposfera ejerce un efecto de succión de aire en ambos hemisferios (zona de convergencia intertropical), provocando a ambos lados de la zona vientos alisios de componente este, de carácter muy regular y dirigidos hacia el ecuador. Se extienden hasta los 30º de latitud norte y sur.

Los núcleos templados están separados de los tropicales por zonas de altas presiones situadas hacia los 30º de latitud. Estas zonas son de calma y con escasas precipitaciones. En ellas se encuentran los mayores desiertos (Sáhara, Arabia, Gobi en el hemisferio norte y Kalahari y Australia en el sur).

De estas zonas de altas presiones divergen tanto los alisios como los vientos del oeste y se caracterizan por vientos muy débiles y por áreas muy tranquilas. Los anticiclones se desplazan algo hacia el norte durante el verano y hacia el ecuador en invierno.

En las zonas templadas, desde los trópicos hasta las regiones polares, los vientos dominantes son del oeste, más variables que los alisios y se ven modificados por la presencia de los continentes. En estas regiones entran masas de aire de origen tropical o polar dando lugar a sucesivos frentes cálidos y fríos con frecuente aparición de formaciones nubosas y precipitaciones. La Península Ibérica, así como una gran parte de la costa occidental europea están bajo el dominio de vientos del oeste.

En las zonas polares se presentan generalmente altas presiones y escasas precipitaciones. Desde ellas se origina un flujo, aproximadamente de dirección este, hacia la zona de bajas presiones situada en latitudes próximas a los 60º. Las figuras 2.5 y 2.6 muestran los vientos dominantes en los meses de enero y julio.

Figura 2.5. Vientos dominantes en el mes de enero. Los vientos del oeste, aun presentando mayor discontinuidad que los alisios tropicales, tienen una gran intensidad.

Figura 2.6. Vientos dominantes en julio. Destacan los monzones, vientos húmedos que penetran en áreas tropicales del hemisferio norte, afectando especialmente a Asia.

En resumen, la circulación general atmosférica establece a escala del globo terrestre, un conjunto de direcciones de viento dominantes según se indica en la tabla 2.5.

Tabla 2.5. Direcciones de viento dominantes a escala del globo terrestre.

La figura 2.7 muestra el perfil en altura de la circulación atmosférica.

Figura 2.7. Perfil de la circulación atmosférica en altura entre polo y ecuador.

2.6. El viento

El viento es el aire en movimiento. A escala global se debe a las diferencias de temperatura que provoca la radiación solar sobre las distintas partes del globo terrestre. Las diferencias de densidad y presión originadas por estas variaciones de temperatura son la causa del movimiento de las masas de aire. En el estudio del viento se consideran las siguientes escalas:

Escala	Dimensiones (km)	Ejemplos
Planetaria	5.000	Celda de Hadley
Macroescala o Sinóptica	1.000	Ciclones de latitudes medias
Mesoescala	100	Tormentas y Brisas
Microescala	5 - 10	Turbulencias
Tabla 2.6. Escalas de longitud consideradas para el estudio del viento

La circulación de viento a gran escala, viento sinóptico, está causada por gradientes de presión en sistemas de macroescala (anticiclones y borrascas) y su duración puede alcanzar varios días.

La circulación de mesoescala está causada por gradientes de presión en sistemas de escala media (frentes, tormentas, brisas, etc.). Su duración puede alcanzar varias horas. Los estudios a meso y microescala son los que presentan mayor interés para el aprovechamiento energético del viento.

La velocidad del viento es el resultado de la acción de fuerzas de origen diverso: gravedad, gradiente de presión o fuerza bárica, Coriolis y rozamiento.

El gradiente de presión crea el movimiento de las masas de aire. Cuanto mayor sea su valor, también lo será la velocidad del viento. Por lo tanto, cuanto más próximas se encuentren las isobaras, el viento tendrá mayor intensidad. El gradiente horizontal de presiones se determina en los mapas por medio de las isobaras. También se utilizan las isohipsas que son líneas de alturas que tienen la misma presión.

En condiciones de atmósfera libre, es decir sin rozamiento, por efecto de la fuerza de Coriolis el viento se mueve en dirección paralela a las isobaras de tal forma que, en el hemisferio norte, deja a su derecha la zona de altas presiones (anticiclón) y a su izquierda las bajas (depresión). La situación se invierte en el hemisferio sur. En esta atmósfera libre, donde la fuerza bárica se equilibra con la fuerza de Coriolis se genera el denominado viento geostrófico sin rozamiento (figura 2.8).

Figura 2.8. Trayectoria de una partícula de aire sometida solo a la fuerza bárica y a la de Coriolis (viento geostrófico).

En la estructura vertical de la troposfera, se distingue entre las capas más próximas a la superficie terrestre, donde el rozamiento es importante y las más alejadas donde es mucho menor y puede considerarse poco significativo (condiciones de atmósfera libre).

En la primera zona, denominada capa límite, la fuerza de rozamiento hace que la componente de la dirección del viento hacia la zona de bajas presiones sea mayor y que la velocidad del viento difiera notablemente de la del viento geostrófico. El viento presenta una componente dirigida hacia las bajas presiones (Fig. 2.9). Aunque la capa límite tiene una altura variable, se admite que su altura media es de 1.000 m.

En cambio para alturas mayores a la capa límite, los efectos de rozamiento son poco importantes y en primera aproximación pueden despreciarse (atmósfera libre). A esa altura, la velocidad real del viento es aproximadamente la de un viento geostrófico.

En aplicaciones eólicas, dado que la altura de captación energética es del orden de unos 100 m, siempre se trabaja dentro de la capa límite, donde los efectos del rozamiento y del perfil orográfico tienen mucha importancia.

Figura 2.9. Dirección del viento real en la capa límite próxima al suelo.

En el análisis de las fuerzas causantes de la velocidad del viento cabe distinguir:

 Fuerza debida al gradiente horizontal de presión (Fp ): va dirigida perpendicularmente, desde las isobaras de alta a las de baja presión según la figura. 2.10 (a).

 Fuerza debida a la rotación de la Tierra (fuerza de Coriolis) (Fd ): debida a la rotación de la Tierra de oeste a este, la trayectoria de una masa de aire en movimiento sufre una desviación hacia la derecha en el hemisferio norte (en sentido contrario en el hemisferio sur), según la figura 2.10 (b).

 Fuerza centrífuga debida a la curvatura de las isobaras (Fc ): actúa en la dirección del radio de curvatura de la trayectoria, según la figura 2.10 (c).

 Fuerza debida al rozamiento (Fr ): interviene en las capas bajas de la atmósfera próximas a la superficie terrestre (capa límite). Depende de factores diversos tales como el tipo de superficie o la orografía de la misma, según la figura 2.10 (d).

Figura 2.10. Fuerzas que contribuyen a la velocidad del viento.

Según el tipo de fuerzas considerado se distinguen los siguientes tipos de vientos:

• Viento geostrófico

Es el viento resultante de la acción conjunta de las fuerzas debidas al gradiente de presión (F_p) y de Coriolis (F_d), según se muestra en la figura 2.11. Este tipo de viento es paralelo a las isobaras, siendo tanto mayor cuanto más próximas estén las isobaras (mayor gradiente de presión). Para un mismo valor del gradiente de presión, disminuye cuando aumenta la latitud. Es proporcional al gradiente de presión y en la troposfera libre, fuera de la capa límite, es una buena aproximación al viento real.

Figura 2.11. Viento geostrófico.

En el hemisferio norte un observador situado de espaldas al viento deja a su izquierda los centros de bajas presiones (depresiones) y a su derecha los de altas presiones (anticiclones), según se muestra en la figura 2.12.

Figura 2.12. Sentido de circulación del viento en el hemisferio norte.

• Viento de gradiente

Es el resultante de las fuerzas debidas al gradiente de presión (F_p), a Coriolis (F_d) y a la centrífuga (F_c), según se muestra en la figura 2.13.

La fuerza debida al gradiente de presión actúa perpendicularmente a las isobaras (dirigida desde las altas a las bajas presiones) y la fuerza centrífuga hacia la parte convexa de la trayectoria. Por eso, en el caso de un anticiclón la fuerza centrífuga (F_c) se suma a la fuerza de presión (F_p), mientras que en una depresión se resta. Por ello, y para un mismo gradiente de presión, alrededor de un anticiclón la velocidad del viento geostrófico es inferior a la del viento de gradiente.

El viento de gradiente constituye una buena aproximación al viento real en aquellas condiciones en las que la fuerza de rozamiento es despreciable. Esta situación se da en las capas que no están próximas a la superficie terrestre.

Por estas razones, los vientos geostróficos y los de gradiente describen bastante bien las condiciones de viento real por encima de unos 1000 m de altura sobre el nivel del suelo. A alturas menores, por ejemplo de unos 100 m, el viento de superficie está muy influenciado por el perfil orográfico, la rugosidad del terreno y los obstáculos. En aplicaciones de energía eólica, interesa estudiar los vientos de superficie.

Figura 2.13. Viento del gradiente.

2.7. Variación del perfil vertical de velocidades del viento

La dirección del viento geostrófico es paralela a las isobaras dejando a su derecha las altas presiones en el hemisferio norte. Debido al rozamiento, cerca de la superficie del suelo, el viento real disminuye su velocidad y varía su dirección de forma que esta corta las isobaras dirigiéndose hacia las zonas de baja presión. Este efecto de la fricción del terreno no solo depende del relieve sino también del tipo de tiempo.

Para vientos moderados y cielo nuboso, la velocidad del aire aumenta desde un valor nulo en contacto con el suelo hasta su valor geostrófico a una altura de unos 500 a 1.000 m, girando con la altura en sentido de las agujas del reloj. En verano, durante el mediodía cuando la radiación solar es mayor, el efecto de fricción del suelo se hace sentir hasta una altura mayor (1.000 – 2.000 m), intensificado por la convección que hace ascender del aire desde el suelo. Por la noche, y en especial si es despejada, el viento en la parte más baja de la atmósfera es casi nulo y solo se acelera por el efecto gravitacional que fluye hacia los valles formando los vientos catabáticos.

En término medio, los efectos del rozamiento del viento con la superficie terrestre se manifiestan hasta una altura media de unos 1.000 m. Esta capa se conoce como capa límite. Fuera de la misma, en la atmósfera libre, los efectos son despreciables y la aproximación de viento geostrófico y de gradiente es admisible.

Dentro de la capa límite, se distingue entre la parte más próxima al suelo denominada capa superficial, hasta unos 100 m de altura, donde la orografía del terreno, su rugosidad y los obstáculos afectan de forma importante a las variaciones de intensidad y dirección y la capa inmediatamente superior (100 – 2.000 m) denominada capa de Elkman, donde los cambios se manifiestan de forma progresiva y más suave. La figura 2.14 muestra esta disposición.

Figura 2.14. Perfil de velocidad del viento con la altura.

2.8. Vientos originados por fenómenos particulares: vientos locales

Ciertas condiciones locales originan vientos que se apartan de las leyes generales expuestas para los vientos globales a macroescala. Entre ellos cabe citar:

• Brisas de mar y brisas de tierra

Durante el día la tierra se calienta más rápidamente que el mar. Se crea una corriente de aire ascendente, originándose una depresión que provoca la circulación del aire de mar a tierra (brisa marina). Durante la noche, el fenómeno se invierte y el viento sopla de tierra a mar (brisa terrestre) (figura 2.15). Durante el anochecer y el amanecer acostumbran a aparecer períodos de calma. Este fenómeno se observa en las proximidades de las costas, alcanzando el aire un recorrido máximo hacia el interior de alrededor de unos 20 km, aunque sus efectos pueden en algunos casos hacerse notar hasta unos 50 km de la línea de costa. La velocidad del viento no acostumbra a sobrepasar unos 20 km/h (5,5 m/s), aunque las condiciones orográficas locales pueden aumentar o disminuir los valores de esta velocidad. En general, las brisas de tierra son más débiles que las de mar.

Figura 2.15. Esquema de formación de brisas de mar y de tierra.

• Brisas de valle y de montaña (vientos anabáticos y catabáticos)

En una montaña, al anochecer, el aire en contacto con el terreno más elevado se enfría más rápidamente que el aire situado sobre el valle, por lo que tiende a descender hacia el valle siguiendo la ladera. Es el denominado viento catabático, generalmente de carácter suave. Durante el día, y por efecto de la radiación solar, el proceso se invierte y es el viento en contacto con el terreno situado en la proximidad de los valles, el que tiende a ascender por la ladera (viento anabático). Este tipo de vientos también se conoce con el nombre de vientos cañón o brisas de montaña. En la figura 2.16 se muestra el mecanismo de formación de este tipo de viento.

Figura 2.16. Formación de brisas de valle y de montaña.

• Foehn

Al remontar una montaña, el aire sufre una expansión y por tanto se enfría. Si la altura es grande, la caída de temperatura es importante y se condensa la humedad en forma de nieblas, lluvias o incluso nieve. Al descender por la ladera opuesta hacia sotavento, se produce un calentamiento, por lo que al llegar al fondo del valle el aire es cálido y seco. Este fenómeno es característico de algunos valles alpinos de donde recibe su nombre. En otras cadenas montañosas, Andes o Pirineos, se producen situaciones parecidas. En la figura 2.17 se muestra su proceso de formación.

Figura 2.17. Proceso de formación del viento Foehn.

• Otros vientos locales

Son ejemplos de vientos locales:

- Mistral, viento del Norte o Noroeste. Sopla a lo largo del valle del Ródano hasta el Mediterráneo, sobretodo en primavera y otoño.

- Tramontana, viento frío y seco del Norte o Noroeste en el golfo de León.

- Cierzo, Mestral o Terral que sopla del Noroeste a lo largo del valle del Ebro.

- Sirocco, viento cálido y seco procedente del norte de África, que sopla desde el Sur o Sureste y que alcanza la costa sur europea como un viento cálido y húmedo.

- Simún, viento cálido y seco que sopla en los desiertos de África y Arabia, generalmente en primavera y verano.

- En América del Norte, el Northers y el Chinook que proceden del Océano Pacífico.

- En el Sureste asiático, los Monzones, son una forma a gran escala de brisa terrestre o marina, debido a la diferencia de temperaturas que se establece entre el continente asiático y el océano, según la estación del año.

2.9. Escala Beaufort

La observación de los efectos del viento permite una estimación de su velocidad, según la escala Beaufort (Lord Francis Beaufort, almirante inglés de principios del siglo XIX). Esta escala tiene un origen marino, fue adoptada oficialmente por el almirantazgo británico en 1848 y aún sigue utilizándose actualmente.

En la tabla 2.7 se muestra la clasificación de los vientos en función de la intensidad en la escala Beaufort, así como el intervalo de velocidades correspondiente. También se incluye la presión ejercida sobre una superficie en Pa (1 Pascal = 1 N/m²). En la tabla 2.8 se muestran los criterios de apreciación que un observador puede usar para relacionar los efectos observados con la intensidad del viento en la escala Beaufort

Tabla 2.7. Escala Beaufort de intensidades de viento.

	Criterios de apreciación
GradosBeaufort	En el mar	En tierra
0	Mar en calma.	El humo se eleva verticalmente.
1	Formación de ondas con aspecto de escamas pero sin cresta de espuma.	El viento inclina el humo, pero no hace girar las veletas.
2	Olas muy pequeñas. Crestas sin romper de aspecto vidrioso.	Movimiento de hojas. El aire se siente en el rostro.
3	Pequeñas olas. Se inicia la rotura de crestas. Espuma vidriosa. Aparición de espuma de ola diseminada.	Movimiento continuo de hojas y ramas pequeñas.
4	Alargamiento de olas cortas. Espuma de olas más densa.	Se levanta polvo y hojas.Agitación del ramaje.
5	Pronunciamiento de olas moderadas. Formación de ovillos de espuma.	Movimiento de arbustos y pequeño arbolado.
6	Formación de grandes olas y generalización de crestas de espuma blanca. Brumas.	Agitación de grandes ramas.Dificultad para usar el paraguas.
7	El mar crece y la espuma de las olas se difumina en huellas.	Movimiento de árboles.Molestias al caminar de cara al viento.
8	Olas muy altas de gran longitud. Las crestas se pulverizan	Rotura de pequeñas ramas Dificultad para caminar.
9	Rotura de olas altas. Huellas de espuma muy densas. Reducción de visibilidad por brumas.	Rotura de ramas medias y grandes.
10	Rotura de olas altas con gran violencia.Superficie del agua blanca. Nula visibilidad.	Caída de árboles. Deterioro de tejados y cubiertas.
11-17	Enorme oleaje con tempestad muy intensa. Nula visibilidad. Navegación muy peligrosa o imposible.	Destrozos importantes en edificaciones y obras civiles.
Tabla 2.8. Criterios de apreciación de la intensidad del viento en la escala Beaufort.