Manual del Curso de Patron de Yate de Vela y Motor

San Isidro, Argentina   CVPB - Jorge Messano   09-Dic-2025   22 minutos

Capítulo 01: Meteorología

El Viento: Factores que lo Provocan, le Dan su Dirección e Intensidad

Introducción

Entre todos los elementos meteorológicos que influyen en la navegación, el viento es, sin duda, uno de los más importantes.

Para un navegante a vela, por ejemplo, el viento no es solo una corriente de aire: es la fuerza que impulsa a la embarcación, que define los rumbos posibles, que condiciona maniobras y que puede transformar un día calmo en una travesía exigente en cuestión de minutos.

Comprender cómo se genera el viento, por qué cambia de intensidad o dirección, y qué patrones suelen repetirse en cada región, permite anticiparse a las condiciones de la navegación y tomar decisiones más seguras y eficientes tanto en lo estratégico para planificar una derrota, como en lo táctico para elegir el momento adecuado para virar o reducir vela.

Definiciones

El viento es el movimiento del aire en la atmósfera que se desplaza desde zonas de alta presión hacia zonas de baja presión. Este movimiento se manifiesta tanto en la superficie terrestre como en los distintos niveles de la atmósfera.

El desplazamiento del viento en superficie rara vez es uniforme, ya que suele presentar irregularidades debido a la morfología del terreno —cerros, montes, edificaciones—, a la presencia de vegetación y a las diferencias locales de temperatura. Estas variaciones generan movimientos erráticos conocidos como borneos en la náutica o, simplemente, turbulencias, mientras que los incrementos bruscos y momentáneos de velocidad reciben el nombre de ráfagas o rachas.

Unidades de Medida e Instrumentos de Medición

El viento puede ser considerado como un vector definido por la magnitud de su velocidad y por su dirección —refiriéndoselo desde donde proviene—. Cuando no se nota ningún movimiento, ni se puede medir su velocidad, se dice que el viento está en calma.

En la náutica, la velocidad del viento se mide y expresa en nudos —que es la unidad de velocidad utilizada en la náutica, y que refiere a millas náuticas por hora— mientras que en otras actividades se utilizan diferentes unidades de medida tales como el kilómetro por hora, el metro por segundo o la milla por hora.

Para dar las diferentes direcciones desde donde procede el viento se utiliza la Rosa de los Vientos.

La dirección del viento se indica según sea el punto cardinal desde donde proviene. Así entonces, si el viento viene desde el Este, entonces es un viento Este, y si llega desde una posición intermedia entre el Norte y el Este, será del Noreste.

Otra forma de indicar la dirección de los vientos es a partir de los cuadrantes y sectores de la Rosa de los Vientos.

Este método es menos preciso pues solo informa la dirección general de los vientos. Así, cuando se dice que el viento proviene del primer cuadrante, se está señalando en realidad que el viento viene de cualquier dirección entre el Norte y el Este. Y, por otro lado, cuando se indique que viene del sector Este, se estará diciendo que nos desde algún lado entre el Noreste y el Sureste.

La representación más intuitiva, y la que usualmente se encuentra en los mapas meteorológicos, consiste en líneas que se orientan en el ángulo de origen del viento, acompañadas por barbas perpendiculares que indican su intensidad. Los vientos del orden de los 10, 20, 30 y 40 nudos se representan mediante una, dos, tres o cuatro barbas largas respectivamente, que se trazan formando un ángulo recto respecto del segmento que indica la dirección, y los vientos del orden de los 5 nudos se representan por una barba corta que puede combinarse con las largas. Los vientos de 50 nudos deben ser representados por un triángulo apoyado sobre el segmento de la dirección. En caso de que los vientos superen los 100 nudos, se utilizarán tantos triángulos de 50 nudos como sea necesario para llegar al módulo múltiplo de 50 deseado; a estos se le agregará la cantidad de barbas de 10 nudos que represente a las decenas. En todos los casos sólo deberá aparecer un solo segmento corto de 5 nudos. Luego, la lectura de la intensidad de los vientos se obtendrá sumando el valor de los elementos que componen la representación.

Nótese que en este método la velocidad del viento se representa en una escala de 5 nudos, redondeando los demás valores al múltiplo más cercano de ese módulo.

Las mayores velocidades del viento se registran en fenómenos extremos.
Los tornados, por ejemplo, pueden superar los 500 kilómetros por hora, convirtiéndose en los vientos más intensos que se observan en la atmósfera terrestre. En la alta Tropósfera se encuentran las corrientes en chorro —también llamadas jet streams— que alcanzan velocidades superiores a los 300 kilómetros por hora. Por su parte, los huracanes y tifones, que afectan al Caribe y al Sudeste Asiático respectivamente, generan vientos sostenidos que pueden superar los 120 kilómetros por hora y, en casos severos, alcanzar o superar los 300 kilómetros por hora.

La velocidad del viento se mide con un anemómetro, que es un instrumento conformado por un sensor que mide la velocidad del viento según este haga girar una pequeña hélice o un rodamiento compuesto por tres o cuatro copas plásticas que lo hacen girar.

La dirección del viento se nude con otro instrumento denominado veleta, que es una aleta vertical que se alinea siguiendo el flujo del aire.

En los veleros, el anemómetro y la veleta se instalan en el tope del mástil, o en algún punto elevado, y la información que toman los sensores se representa luego en una pantalla generalmente colocada en la consola de instrumentos de navegación.

Además de los clásicos anemómetros y veletas tradicionales, actualmente existen dispositivos electrónicos, ultrasónicos, que cumplen la misma función, y que al no tener partes mecánicas requieren menor mantenimiento.

También existen dispositivos de mano, alimentados a batería, que entregan la velocidad del viento, debiendo estimarse la dirección visualmente, según la dirección en la que se oriente el dispositivo.

El registro de los valores de dirección y velocidad a lo largo del tiempo se efectúa con un anemógrafo.

La velocidad del viento también puede ser estimada por escalas diseñadas por los efectos que el viento produce sobre elementos localizados en tierra, y en el caso de los marinos por el oleaje generado por las diferentes velocidades del viento. En este sentido, la escala Beaufort es ampliamente utilizada en el mundo marino.

Factores que Definen la Dirección y Fuerza del Viento

En términos generales, puede decirse que el viento teórico tiende a desplazarse siguiendo las isóbaras, circulando paralelo a ellas y movido por las mismas fuerzas que hacen girar a los centros de alta y baja presión. En este esquema ideal, el aire fluye desde los anticiclones hacia los ciclones para compensar las diferencias de presión existentes entre ambos.

Este desplazamiento teórico del aire define al viento geostrófico, una aproximación que describe cómo se movería el viento si solo actuaran las fuerzas principales y no existieran interferencias adicionales. A partir de este modelo ideal se analizan luego los factores que modifican su dirección y velocidad, y que en conjunto determinan el viento real que experimentamos en superficie.

Gradiente de Presión

El desplazamiento del viento —y en particular la velocidad con la que se mueve el aire— está determinado, principalmente, por el gradiente de presión.

Este gradiente depende tanto de la diferencia de presión existente entre un centro anticiclónico y uno ciclónico como de la distancia en la que esa diferencia se distribuye. Cuanto mayor sea la diferencia de presión y más corta la distancia, más intenso será el viento necesario para compensarla.

La física interviene aquí buscando equilibrar esas desigualdades: el aire se acelera desde las zonas de alta presión hacia las de baja presión para intentar restaurar el balance entre ambas masas.

La presión atmosférica es, básicamente, el peso de una columna de aire sobre un punto determinado. De este modo, una columna más alta y densa ejerce mayor presión, mientras que una columna más baja o menos densa ejerce menos presión. Estas variaciones en la altura y densidad de las masas de aire son las que originan los contrastes de presión que, finalmente, ponen al viento en movimiento.

A partir de esta relación puede decirse que la presión atmosférica define la altura de la masa de aire, y que las isobaras, al mismo tiempo que marcan las líneas donde se registran iguales presiones, indican también iguales alturas de la masa de aire.

La imagen de la derecha sirve de apoyo a la explicación.

En ese gráfico se ve una configuración isobárica de un anticiclón del lado izquierdo, y una zona de baja presión del lado derecho, identificados con una "A" y una "B" respectivamente.

Debajo de ellos se ha proyectado la escala de valores de presión que muestra el campo isobárico superior.

Luego, se han llevado a esa escala los valores de presión que se registran a lo largo de la línea roja que cruza el campo isobárico, de lado a lado —La ubicación de esa línea roa es arbitraria—.

Al unir los puntos correspondientes a cada valor proyectado sobre la escala, queda conformada un área —sombreada en rosado— que representa el corte longitudinal del campo isobárico —siguiendo la línea roja— y que permite apreciar más claramente la inclinación de la superficie de la masa de aire.

La inclinación de esa superficie es la que define el gradiente de presión. Cuanto más inclinado esté ese plano, mayor será el gradiente de presión.

El gráfico permite comprobar también que, donde las isobaras están más separadas, el gradiente de presión —la inclinación del plano isobárico— es menor que donde las isobaras están más juntas.

El aire que se encuentra en la superficie de esa formación anticiclónica y ciclónica está sujeto a la fuerza de gravedad, y por lo tanto caerá a mayor o menor velocidad según sea el gradiente de presión. Es decir que, a mayor gradiente de presión —es decir, a mayor inclinación del plano isobárico— mayor será la velocidad del viento.

La imagen de la derecha sirve de apoyo a la explicación.

La dirección e intensidad del viento de gradiente será el resultado de la combinación del vector del viento teórico y del gradiente de presión.

En términos generales, el viento de gradiente se desvía de la dirección del viento teórico hacia las menores presiones. Con bajos gradientes de presión —planos isobáricos poco inclinados— el desvío y fuerza del viento de gradiente resultante será menor que en condiciones de gradientes de presión más inclinados, donde el viento de gradiente resultante se desviará más significativamente de la dirección del viento teórico, aumentando a su vez su fuerza.

Efecto de Coriolis

La rotación de la Tierra sobre su propio eje influye en todo aquello que esté en movimiento sobre su superficie, provocando un desvío lateral de su trayectoria. Este fenómeno se conoce como efecto de Coriolis o fuerza de Coriolis, y desempeña un papel fundamental en la dirección de los vientos.

El efecto de Coriolis debe su nombre a un ingeniero y matemático francés llamado Gaspard Gustave Coriolis, quien entre 1835 y 1836 lo describió mientras investigaba la dinámica y funcionamiento de las ruedas de los molinos.
Varios años después la comunidad científica descubrió que este mismo efecto afectaba de igual forma al movimiento de las masas de aire, incorporándolo entonces a la meteorología.

El grado del desvío depende de la velocidad del objeto en movimiento —en este caso, el viento— y la latitud en la que se produce el movimiento.

El efecto es nulo en el Ecuador, aumenta progresivamente hacia latitudes medias y alcanza su máximo en los polos.

Asimismo, los objetos en reposo no se ven afectados por esta fuerza —lo cual aplicaría a las calmas— y tampoco aquellos que se desplacen exactamente hacia el Este u Oeste sobre el Ecuador.

Dado que la atmósfera está permanentemente en movimiento, los vientos quedan sometidos al efecto de Coriolis, desviándose a la derecha de su trayectoria en el hemisferio Norte, y ala izquierda en el hemisferio Sur.

La fuerza de Coriolis actúa conjuntamente con la producida por el gradiente de presión. Mientras el gradiente impulsa al aire desde las altas presiones hacia las bajas, Coriolis desvía ese flujo lateralmente. El resultado de este equilibrio es el viento geostrófico, cuyo recorrido tiende a orientarse casi paralelo a las isobaras, siempre que estas no presenten curvaturas pronunciadas.

Es importante destacar que la fuerza de Coriolis no modifica la velocidad del viento, sino únicamente su dirección.

Rozamiento

Otro factor que influye en la dirección y la intensidad del viento es el rozamiento superficial.

En las capas más bajas de la atmósfera —aproximadamente en los primeros 100 metros— el viento encuentra resistencia a su avance debido al contacto con la superficie terrestre. Ese efecto, junto con las obstrucciones que presentan la orografía, las edificaciones, la vegetación e incluso el propio oleaje del mar, actúan como un freno que reduce la velocidad del viento y altera su dirección.

Como consecuencia de esta desaceleración, la fuerza de Coriolis pierde parte de su influencia —pues el viento ha reducido su fuerza— mientras que la fuerza del gradiente de presión permanece prácticamente inalterada. Esto provoca que la trayectoria del viento se desvíe hacia la zona de menor presión, adoptando un ángulo más perpendicular a las isobaras que el viento geostrófico.

El efecto del rozamiento disminuye progresivamente con la altura. Su máximo se registra en la capa de los primeros 10 metros, empezando a reducirse a medida que aumenta la cota. Ya a partir de unos cientos de metros, la fricción es mínima y vuelven a manifestarse con mayor pureza la fuerza del gradiente de presión y la fuerza de Coriolis, dando lugar al flujo geostrófico.

La capa de los primeros 10 metros de altura es la que corresponde al viento estándar, y es la que se utiliza para medir los vientos en meteorología y en los pronósticos.
En esa capa el rozamiento con la superficie es fuerte, viéndose notablemente ralentizado por el oleaje, las rugosidades del terreno costero, obstáculos cercanos y turbulencias locales.
Debido a esa frenada, la fuerza de Coriolis actúa con menor intensidad, dominando el gradiente que presión, haciendo que el viento cruce las isobaras en dirección hacia la baja presión con un ángulo relativamente pronunciado: unos 20º a 30º.
Ese es el viento que “siente” el barco y el que se mide con anemómetro a bordo.

Fuerzas Centrípeta y Centrífuga

El último factor que modifica la dirección del viento es el par de fuerzas centrípetas y centrífugas.

La fuerza centrífuga es en realidad una fuerza ficticia que afecta a cualquier objeto que recorra una trayectoria curva, y que lo fuerza a continuar en una línea recta tangencial a la curva deseada. La fuerza centrípeta, por su lado, es opuesta a la fuerza centrífuga, por lo que tiende a atraer los objetos hacia el centro del recorrido en curso. Entonces, cuando el viento se mueve en un entorno de isobaras curvas, además de estar sometido al gradiente de presión, el efecto de Coriolis y, eventualmente, al rozamiento sufre también la acción de la fuerza centrífuga. El equilibrio entre la fuerza de gradiente de presión, la fuerza de Coriolis y la fuerza centrífuga determina que el aire se mueva en forma casi paralela a las isobaras.

Se dice que la fuerza centrífuga es ficticia, porque en realidad es solo la continuidad del movimiento inercial recto del objeto en movimiento.
Y como esa línea recta es una tangente del círculo de giro, crea el efecto ficticio en el que parece que el objeto en cuestión quisiera salir despedido respecto del sentido de giro.

En las isobaras curvas alrededor de un anticiclón, la fuerza centrífuga desvía la dirección del viento en el mismo sentido en el que lo hace el gradiente de presión, produciendo además una aceleración de su velocidad, mayor a la que tendría en la condición de viento geostrófico, pasando a denominarse en este caso viento supergeostrófico.

En las isobaras curvas de una zona de baja presión, en cambio, la fuerza centrípeta desvía el viento en el sentido contrario al que lo lleva el gradiente de presión, provocando una reducción de su velocidad, menor a la que tendría en la condición de equilibrio geostrófico. A este se lo denomina subgeostrófico.

Borneos, Rotaciones y Ráfagas

En aguas abiertas y tranquilas, sin obstrucciones costeras ni accidentes en la superficie que perturben el desplazamiento del aire, es posible observar con claridad la dirección desde donde sopla el viento —dirección que se define con el nombre de barlovento—. Aunque suele existir una dirección predominante, el viento presenta pequeñas oscilaciones temporales en las que se desvía unos pocos grados hacia un lado u otro, para luego regresar rápidamente a su orientación dominante. Estas ligeras variaciones en la dirección del viento se denominan borneos.

Cuando el cambio de dirección es mayor y el viento no regresa a su rumbo inicial luego de un tiempo prolongado, sino que se establece en una nueva dirección —con sus propios borneos alrededor de esa posición— se dice que el viento ha rotado o sufrido una rotación.

Las ráfagas, en cambio, son aumentos breves y puntuales en la velocidad del viento. En líneas generales se generan por los mismos procesos que originan los borneos, ya que ambas responden a la turbulencia y a las variaciones en la estructura del aire cercano a la superficie.

La intensidad que pueden alcanzar las ráfagas suele estimarse como un porcentaje de la velocidad media del viento, que puede estar entre un 15% y un 50%, dependiendo de las condiciones de la atmósfera en el sitio.

Las nubes son también un factor que producen borneos y ráfagas.

Cuando en un día de cielo mayormente despejado aparecen nubes bajas con bases oscuras, se modifica el viento en superficie debido al contraste térmico que esas nubes introducen. Las zonas que quedan bajo su sombra se enfrían rápidamente al perder la luz del Sol, mientras que las áreas circundantes siguen calentándose. Esta diferencia genera pequeños gradientes locales de presión: el aire más frío bajo la nube desciende y se vuelve más denso produciendo una zona de alta presión bien localizada debajo de la nube, mientras que el aire más cálido de los alrededores queda con su presión normal, relativamente más baja a la que se registra debajo de la nube. Esa diferencia de presiones obliga al aire más denso que se encuentra en la zona de sombra a moverse a la zona de calor, produciendo aceleraciones puntuales del viento, que se manifiestan como ráfagas, y cambios pasajeros de dirección, los borneos, que desaparecen cuando el equilibrio térmico vuelve a establecerse.

A este mecanismo superficial se suma la dinámica interna de la propia nube, incluso cuando no sea una nube de tormenta. Las corrientes ascendentes y descendentes dentro de la nube, junto con las turbulencias en sus bordes, pueden reforzar esos efectos locales: arrastran aire hacia la nube, generan descensos de aire más frío desde su base y alteran brevemente el flujo ambiental.

Así entonces, la combinación del contraste sol–sombra en superficie y las corrientes internas de la nube explica por qué una única nube oscura puede modificar notablemente el viento medio, produciendo tanto borneos como ráfagas aun en situaciones de buen tiempo.

En la próxima nota hablaremos de las "brisas"... que no son exactamente "viento".

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Fuentes

Este texto forma parte del Manual de Instrucción del Curso de Patrón de Yate de Vela y Motor de la Escuela de Náutica del Club de Veleros Piedrabuena.

ISBN 978-987-88-1913-6

Reproducido con autorización del autor.