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.