Post on 22-Jul-2020
Circulación general de la atmósfera
Cuáles son las características escencialesde los fluídos geofísicos?
1) Estratificación y densidad dependientede la temperatura
- Si la densidad no dependierade T no podria convertir energía termica en energía cinética.
2) Rotación
- imparterigidez vertical
Balance energéticoen el tope de laatmósfera.
La atmósfera recibemás radiación solaren los trópicos y menosen los polos.
La distribución de energía NETA evidencia un balance que no es por columna atmosférica y por lo tanto implica untransporte.
+
- -
Transporte de energia necesaria
Temperatura media anual promediada zonalmente
La distribución detemperatura controlala distribución de humedad en la atmósfera
La humedad está concentrada en niveles bajos
q=mv/m
Clausius-Clapeyron
cuanto más cálido es el aire mas contenidode humedad puedetener sin saturar.
La humedad relativa es relativamente uniforme en superficie del orden del 80-85%
Teorema del espesor
Como los trópicostienen temperaturamayor, la columnaatmosféricaes mas alta en esaregión.
z2−z1=∫p2
p1
RT /g d pp
El espesor de la capa entre p1 y p2 depende de la T media
Ecuador Polo
p
p1 p2
WindsDebido a la pendientede las superficies isobaras entre polo y ecuador se inducirá un viento en altura
El flujo de masa hacialos polos causará que baje la presión de superficie en lostrópicos y aumente enlos polos induciendoun flujo hacia el ecuadoren superficie.
Hadley (1700s)
Coriolis
?
Pressure
Corriente en chorroCirculación zonal media
La circulacion de Hadley se limita a los trópicos
Circulación deHadley
Media annual dominadapor circulacionesmuy fuertes enel hemisferiode invierno
Función corriente demasa
Movimiento ascendente2 mm/s
Corrientes en chorro
Velocidad vertical en 500 hPa
En la zona de ascenso de la circulación de Hadleyexiste convección profunda en forma de “hot towers”
Movimientosascendentes10 cm/s
Las “hot towers” ocupan un 2% de los trópicos en un instantede tiempo dado
Distribución media annual de precipitación.Las regiones en rojo son las regiones de gran actividad convectiva
Zona de Convergencia Intertropical
La circulación de Hadley transporta calor del ecuadorhacia los subtrópicos
¿Cómo se transporta el calor mas alla de los subtrópicos?
Dos
din
ám
icas
mu
y d
ifere
nte
s
Para escalas grandes (500-1000 km) en latitudes medias (30-60°)...
Equilibrio Geostrófico: balance entre aceleración de Coriolis y gradiente de presión.
1∂ p∂ x
−f vg=0
1∂p∂ y
f ug=0
ug=1f
k∧∇ p
Viento geostrófico en el hemisferio norte
Isóbaras sonlíneas de corriente delflujo
Consideremos que la densidad del fluído varía alrededor de un valor de referencia constante
=ref x , y , ref
≪1
Tomando la derivada vertical del viento geostrófico
∂ug
∂ z=
∂
∂ z
1f ref
k∧∇ p
y usando la ecuación hidrostática para sustituir dp/dz
∂ug
∂z=
−gf ref
k∧∇
=ref 1−T−T ref
∂ug
∂ z=gf
k∧∇T
Usando la ecuacion de estado para vincular la densidad con la temperatura:
agua
Viento térmico: variación del viento geostrófico con la altura
- contornos de temperatura son líneas de corriente para el viento térmico.
=pRT
∂ug
∂ lnp=−Rf
k∧∇ pT
aire
dT/dydT/dy
∂ug
∂ lnp=Rf∂T∂y
0
p
Los vientos del oeste aumentan con la alturay son mas fuertesen el invierno
Corriente en chorro
Experimento en un tanque rotatorio que rota despacio sometido a un gradiente de temperatura meridional
∂v
∂ z=
g2
∂T∂ r
0
Pero, la atmósfera en latitudes medias no se comporta como un flujo estable sino que está llena de remolinos (eddies) que generan el tiempo meteorológico.
Esto es pues la atmósfera es inestable, y la corriente en chorro se rompe en eddies debido a la inestabilidad baroclínica.
Meandros de la corriente en chorro
La corriente en chorro no es uniforme ni espacial, ni temporalmente, sino que su estructura cambiadia a dia. Y con ella el tiempo.
A veces la corriente en chorro tiene ondulaciones tan grandes que puede ocurrir que se desprenda una circulacion de bajas en altura.
Como estas circulaciones tienen asociada muchas veces una baja en superficie, tienden a traer mal tiempo.
Meandros de la corriente en chorro
Los meandros de la corriente en chorro, y sus eddies tienen una escala espacial característica:
el radio de deformación de Rossby
donde N es la frecuencia de Brunt-VaisalaH es una escala vertical característica
LR=NHf
Valores típicos N = 10-2 s-1
f = 10-4 s-1
H = 7 km
LR=700km
Para velocidades típicas de 10 m/s, la escala temporaltípica de los eddies es ~ 1 día
= estratificación rotación
N2=gdd z
es una medida de la estratificación vertical
Continuamos con... experimento de laboratorio
Los meandros de las corrientes en chorro, y por lo tanto el tiempo, depende de dos parametros criticos: la razon de rotación y la diferencia de temperatura entre el ecuador y los polos
dT/dr
En ausencia de diferencia de temperatura entre el cilindro interno y el externo el agua y el tanque rotan como un cuerpo rigido, es decir, la atmosfera no se mueve relativa a la Tierra.
Si se enfria el cilindro externo y se mantiene caliente el cilindro interno el agua comienza a moverse relativa al tanque, simulando las corrientes en chorro (viento térmico).
A medida que aumenta la diferencia de temperatura, la corriente en chorro va cada vez mas rapido y comienzan a aparecer ondulaciones en el chorro espontaneamente. Estas ondulaciones son al comienzo modestas, pero a velocidades altas las ondulaciones crecen hasta convertirse en oscilaciones caóticas
Inestabilidad baroclínica(Charney 1947, Eady 1949)
La fuente de energía cinética para los eddies en la atmósfera media es la energía potencial disponible. La energía potencial disponible es aquella parte de la
energía potencial del fluído que puede liberarse a través de una redistribución adiabática de masa.
Si la atmósferaestá estratificadaverticalmente noexiste energíapotencial disponible
∂
∂x≠0
∂
∂x=0, =z x
Para ilustrar consideremos un fluído no-rotante
h y =12Hy
La energía potencial es
P=∫0
H
∫−L
Lg z dydz
P=g∫−L
Ldy ∫0
h y 1z dz∫h y
H2 zdz
P=H2 L1gg'4
131g'
2 L3
donde g'=g(
es la gravedad reducida
La energía potencial disponible es APE=131g'
2L3
En general el cociente entre energía cinética y energía potencial disponible en la atmósfera APE
KE~
LLR
2
L es la escala horizontal de variaciones de densidadL
R radio de deformación de Rossby
En la atmósfera APEKE
~50
En los océanos APEKE
~400
La liberación de energía potencial es clara:
si por alguna razón el fluído estuviera inclinadoéste se acomodaría solo volviendo la interfacehorizontal
En un fluído rotante es posible obtener un equilibrio en el cual las fuerzas actuantes mantienen una interface con pendiente
∂ug
∂z=
−gf ref
k∧∇
De acuerdo a la relación del viento térmico, un gradientehorizontal de densidad se balanceacon un cortante de velocidades
Hielo
Pero, a altas velocidadesde rotación la solución dada por el viento térmico no es estable, y aparecen movimientos radiales debido a la intestabilidad baroclínica.
Fluído menos denso sube y fluído mas denso baja “dentro” de la región definida por la horizontal y la interface, para asípoder obtener energía potencial para su movimiento.
Los “eddies” inducidos por la inestabilidad baroclínicatransportan calor hacia los polos
Corte latitudinal de la atmósfera
Celdas deFerrel
Transporte meridional de energía
Transporte de calor sensible
Transporte de calor latente
Transporte de energía potencial
Transporte de energía total
Balance de momento angular terrestre
Transporte de momento angular
¿Cómo influye la existencia de continentes en la circulación?
La existencia de continentes modifica la circulación a traves de:- orografía- contraste térmico continentes-océanos.
Vientos en 200mb
● Vientos no uniformes en longitud. Uniformidad es mayor en H.S.● Máximos a la salida de los continentes, coincide con maximos de precipitacion.
Maximo de lascorrientes en chorro duranteel invierno.
Maximo en el H.N. de 70m/s.
En el H.S. la corriente en chorro es mayoren el Pacifico.
Notar el movimiento hacialos polos de lacorriente en chorro con lasestaciones.
Vientos en superficie
● Los vientos del oeste son mucho mas fuertes y uniformes en el H.S.● Notar minimos de vientos en 30°.
Relativamentepoca estacionalidadde los vientosalisios en comparacion conlos vientos del oeste.
En el invierno del H.N. sedesarrollan dos centros debaja presión debido al contraste térmico entre losfríos continentes y los mascálidos océanos.
Esas dos zonas de bajas presión son la baja Aleutianay la baja de Islandia. Estasregiones tienen cielo cubiertoy lluvias durante toda la estacion pues la circulación desuperficie tiende a converger causando movimiento ascendente y condensación de vapor de agua.
En el invierno del H.S. el cinturon de altas subtropicalestiende a ser mas uniforme.
Monson=cambio direccion vientos de acuerdo a la estacion.
Movimiento aparentedel sol calienta elcontinente en veranogenerando una bajapresion. Los vientostienden a converger hacia la baja trayendohumedad del oceano.
Desiertos: E-P>0
- Celda de Hadley: descenso 10-40 N/S
- Descensos locales por montañas:Patagonia
Atacama:-descenso global-descenso local(alisios sobre Andes).-TSM fria
Diferentes desiertos: diferentes T y precipitacion
Celda de Walker
Las diferencias de temperatura de superficie no solo existen entre oceano-continente. Tambien existen entre diferentes regiones de los oceanos. En particular, entre el Pacifico ecuatorial este y oeste
En las cálidas aguas del Pacífico oeste existe un movimiento de ascenso de aire generando nubes convectivas. Este aire desciende en el Pacífico este donde provoca la aparición de las nubes bajas tipo estratos que casi no producen lluvias y cubren las aguas frías de la costa peruana. El circuito se completa en superficie con los vientos alisios.