Circulación general de la Atmósfera

Circulación general de la
atmósfera
Cuáles son las
características
escenciales
de los fluídos
geofísicos?
1) Estratificación y
densidad dependiente
de la temperatura
- Si la densidad no
dependiera
de T no podria convertir
energía termica en
energía cinética.
2) Rotación
- imparte
rigidez vertical
Balance energético
en el tope de la
atmósfera.
La atmósfera recibe
más radiación solar
en los trópicos y menos
en los polos.
La distribución de
energía NETA evidencia
un balance que no es por
columna atmosférica y
por lo tanto implica un
transporte.
+
-
-
Transporte de energia necesaria
Temperatura media anual promediada
zonalmente
La
distribución
de
temperatura
controla
la distribución
de humedad
en la
atmósfera
q=mv/m
La humedad
está
concentrada
en niveles
bajos
Clausius-Clapeyron
cuanto más cálido
es el aire mas
contenido
de humedad puede
tener sin saturar.
La humedad relativa es relativamente uniforme en
superficie del orden del 80-85%
Teorema del espesor
Como los trópicos
tienen temperatura
mayor, la columna
atmosférica
es mas alta en esa
región.
El espesor de la capa entre p1 y p2 depende de
la T media
p1
z 2 −z 1=∫p
2
dp
RT / g
p
Debido a la pendiente
de las superficies
isobaras entre polo y
ecuador se inducirá
un viento en altura
p
Winds
p1
Ecuador
El flujo de masa hacia
los polos causará que
baje la presión de
superficie en los
trópicos y aumente en
los polos induciendo
un flujo hacia el ecuador
en superficie.
Hadley (1700s)
p2
Polo
Co
rio
lis
Pressure
?
Corriente en chorro
Circulación zonal media
La circulacion de Hadley se limita a los trópicos
Movimiento
ascendente
2 mm/s
Circulación de
Hadley
Media annual
dominada
por
circulaciones
muy fuertes en
el hemisferio
de invierno
Función
corriente de
masa
Corrientes
en chorro
Velocidad vertical en 500 hPa
En la zona de ascenso de la circulación de Hadley
existe convección profunda en forma de “hot towers”
Movimientos
ascendentes
10 cm/s
Las “hot towers” ocupan un 2% de los trópicos en un instante
de 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 ecuador
hacia los subtrópicos
¿Cómo se transporta el calor mas alla de los subtrópicos?
Dos dinámicas
muy diferentes
Para escalas grandes (500-1000 km) en latitudes
medias (30-60°)...

Equilibrio Geostrófico: balance entre aceleración de Coriolis y gradiente de presión. 1 ∂p
−f v g =0
 ∂x
1 ∂p
f ug =0
 ∂y
1 
ug =
k ∧∇ p
f
Viento geostrófico en el hemisferio norte
Isóbaras son
líneas de
corriente del
flujo
Consideremos que la densidad del fluído varía alrededor
de un valor de referencia constante

=ref   x , y  ,
≪1
ref
Tomando la derivada vertical del viento geostrófico
∂
1 
=

k ∧∇ p
∂ z ∂ z f  ref
∂u g
y usando la ecuación hidrostática para sustituir dp/dz
∂u g −g 
=
k ∧∇ 
∂ z f ref
Usando la ecuacion de estado para vincular la densidad con la
temperatura:
agua
=ref 1−T −T ref 
∂ ug g  
=
k ∧∇ T
∂z
f
aire
p
=
RT
∂u g −R
=
k ∧∇ p T
∂ln p f
Viento térmico:
variación del viento
geostrófico con la
altura
- contornos de
temperatura son líneas
de corriente para el
viento térmico.
dT/dy
dT/dy
Corriente en chorro
p
R ∂T
=
0
∂ln p f ∂ y
∂u g
Los vientos del oeste
aumentan con la altura
y son mas fuertes
en el invierno
Experimento en un tanque rotatorio que rota despacio
sometido a un gradiente de temperatura meridional
∂v   g ∂ T
=
0
∂ z 2 ∂ r
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 cambia
dia 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
L R=
NH
f
= estratificación
rotación
N es la frecuencia de Brunt-Vaisala
H es una escala vertical característica
Valores típicos N = 10-2 s-1
f = 10-4 s-1
H = 7 km
L R=700 km
Para velocidades típicas de 10 m/s, la escala temporal
típica de los eddies es ~ 1 día
g d
N =
 dz
2
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 atmósfera
está estratificada
verticalmente no
existe energía
potencial disponible
∂
≠0
∂x
x
∂
=0, = z 
∂x
Para ilustrar consideremos un fluído no-rotante
h y=
La energía potencial es
H
1
H y
2
L
P=∫0 ∫−L g  z dy dz
L
h y 
P=g ∫−L dy ∫0
2
P=H L 1 g
H
1 z dz∫h  y  2 z dz 
g' 1
2 3
 1 g ' L
4
3
donde g'=g( es la gravedad reducida
La energía potencial disponible es APE= 1 1 g ' 2 L3
3
La liberación de energía potencial es clara:
si por alguna razón el fluído estuviera inclinado
éste se acomodaría solo volviendo la interface
horizontal
En general el cociente entre energía cinética y
energía potencial disponible en la atmósfera APE
L 2
~ 
KE
LR
L es la escala horizontal de variaciones de densidad
LR radio de deformación de Rossby
APE
En la atmósfera KE ~50
APE
~400
En los océanos
KE
En un fluído rotante es posible obtener un equilibrio en el cual
las fuerzas actuantes mantienen una interface con pendiente
De acuerdo a la relación del
∂u g −g 
viento térmico, un gradiente
=
k ∧∇ 
horizontal de densidad se balancea ∂ z
f ref
con un cortante de velocidades
Pero, a altas velocidades
de rotación la solución dada
por el viento térmico no es
estable, y aparecen
movimientos radiales
debido a la intestabilidad
baroclínica.
Hielo
Fluído menos denso sube y fluído mas denso baja “dentro”
de la región definida por la horizontal y la interface, para así
poder obtener energía potencial para su movimiento.
Los “eddies” inducidos por la inestabilidad baroclínica
transportan calor hacia los polos
Corte latitudinal de la atmósfera
Celdas de
Ferrel
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 las
corrientes en
chorro durante
el invierno.
Maximo en el
H.N. de 70m/s.
En el H.S. la
corriente en
chorro es mayor
en el Pacifico.
Notar el
movimiento hacia
los polos de la
corriente en
chorro con las
estaciones.
Vientos en superficie
Los vientos del oeste son mucho mas fuertes y
uniformes en el H.S.
● Notar minimos de vientos en 30°.
●
Relativamente
poca estacionalidad
de los vientos
alisios en
comparacion con
los vientos del
oeste.
En el invierno del H.N. se
desarrollan dos centros de
baja presión debido al
contraste térmico entre los
fríos continentes y los mas
cálidos océanos.
Esas dos zonas de bajas
presión son la baja Aleutiana
y la baja de Islandia. Estas
regiones tienen cielo cubierto
y lluvias durante toda la
estacion pues la circulación de
superficie tiende a converger
causando movimiento
ascendente y condensación
de vapor de agua.
En el invierno del H.S. el
cinturon de altas subtropicales
tiende a ser mas uniforme.
Monson=cambio direccion vientos de
acuerdo a la estacion.
Movimiento aparente
del sol calienta el
continente en verano
generando una baja
presion. Los vientos
tienden a converger
hacia la baja trayendo
humedad 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.