Dinámica de la atmósfera y los océanos
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- José Manuel Rojo
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1 Dinámica de la atmósfera y los océanos Ecuaciones de movimiento Ecuación de conservación de masa Ecuación de conservación de energía y salinidad (para el océano)
2 Las ecuaciones de conservación de momento son: Aceler local Dirección x Dirección y Dirección z Cambio por advección Coriolis Viscosidad u u u u 1 p u u u u v w f v= AH A A H V x t x y z x y z p v v v v v v v u v w f u= AH AH AV y t x y z x y z p 0= g z Gravedad Fuerza gradiente de presión
3 Ecuación de conservación de masa z El océano es casi incompresible por lo que =cte. u,ρ Entonces: Flujo de masa que sale = Flujo de masa que entra y u dz dy= u u dz dy u u dz dy=0 dx dy dz=0 x u+ u, x
4 En tres dimensiones u v w dx dy dz=0 x y z Y por lo tanto el término entre parentesis debe ser nulo y vale. u v w =0 x y z
5 La atmósfera es claramente compresible, pero es posible encontrar una ecuación de conservación de masa similar usando el sistema de coordenadas (x,y,p) u v =0 x y p donde ω=dp/dt (hpa/s).
6 Ecuaciones de conservación de energía y salinidad En forma análoga a la ecuación de momento las ecuaciones para conservación de energía y salinidad son: (cambio de T) + (advección de T) = término de calentamiento/enfriamiento + difusión (cambio de S) + (advección de S) = evaporación/precipitación/hielos + difusión
7 Salinidad
8 Entonces: QH T T T T T T T u v w = H H V t x y z cp x y z S S S S S S S u v w =QS ' H ' H ' V t x y z x y z Estas dos ecuaciones gobiernan la evolución de la densidad (ecuación de estado): Valores tipicos: ρ0=1028 kg/m3, T0=10C, S0=35. = 0 1 T T T 0 S S S 0 p= R T Océano Atmósfera
9 Circulación general de la atmósfera
10 Altura de la tropopausa
11 Ecuación hipsométrica: ecuacion de estado + ecuación hidrostática. Relaciona distribución de masa en altura con temperatura de la columna atmosférica. z z2 p2 z1 Aire cálido p1 Aire frío El espesor de la capa entre p1 y p2 depende de la T media en la capa p1 z 2 z 1= p 2 d p R T RT / g = ln(p1 / p2 ) p g
12 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) p y p2 Polo
13 C or io lis Pressure?
14 Extra-tropicos Latitudes medias y altas Tropicos Extra-tropicos Latitudes medias y altas
15 Trópicos Corriente en chorro Circulación de Hadley
16 La circulacion de Hadley se limita a los trópicos
17 Corrientes en chorro
18
19 Velocidad vertical en 500 hpa
20 En la zona de ascenso de la circulación de Hadley existe convección profunda en forma de hot towers Movimientos ascendentes 10 cm/s
21 Las hot towers ocupan un 2% de los trópicos en un instante de tiempo dado
22 Distribución media annual de precipitación. Las regiones en rojo son las regiones de gran actividad convectiva Zona de Convergencia Intertropical
23 La circulación de Hadley transporta energía del ecuador hacia los subtrópicos
24 Transporte de masa Celdas de Ferrel Celdas de Hadley
25 Extra-trópicos Circulación en latitudes medias
26 Dos comportamientos muy diferentes Latitudes medias Tropicos
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28
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30 Jet Subtropical (mas derecho ) Jet Frente polar (tiene grandes meandros)
31
32 p Corriente en chorro (en la media zonal no se distinguen las dos corrientes en chorro de cada hemisferio) Los vientos del oeste aumentan con la altura y son mas fuertes en el invierno Por qué?
33 Para escalas grandes ( km) en latitudes fuera de los trópicos el balance principal es: Equilibrio Geostrófico: balance entre aceleración de Coriolis y gradiente de presión. u u u u 1 u v w f v= t x y z 1 v v v v u v w f u= t x y z p 2 u AH AH 2 x x p 2 v AH AH 2 y x 1 p v g= f x 1 p ug = f y 2 u 2 AV 2 u 2 y z 2 v 2 v AV 2 2 y z Viento (flujo) geostrófico
34 Consideremos que la densidad del fluído se puede considerar constante Tomando la derivada vertical del viento geostrófico y usando la ecuación hidrostática para sustituir dp/dz
35 Usando la ecuacion de estado para vincular la densidad con la temperatura: = 0 1 T T 0 ug g T = z f y v g g T = z f x Viento térmico: variación del viento geostrófico con la altura - contornos de temperatura son líneas de corriente para el viento térmico. Si bien se usó la ecuacion de estado del agua para derivar la ecuación del viento térmico, para la atmósfera también hay una ecuación análoga: R T = ln p f y u g vg R T = ln p f x
36 R T Z 2 Z 1 = ln( p1 / p2 ) g u g R T = ln p f y p
37 dt/dy dt/dy
38 Corriente en chorro p Los vientos del oeste aumentan con la altura y son mas fuertes en el invierno u g R T = 0 ln p f y El aumento de los vientos con la altura es consistente con el gradiente meridional de T
39 Meandros de las corrientes en chorro Las corrientes en chorro no son uniformes ni espacial, ni temporalmente, sino que su estructura cambia dia a dia. Y con ella el tiempo.
40
41 Meandros de la corriente en chorro
42 En superficie, las ondulaciones de la corriente en chorro tienen asociados centros de baja presión. El aire circula alrededor de los centros de baja presión de tal forma que masas de aire de diferente tipo se encuentran creando frentes fríos y cálidos donde se producen tormentas.
43 Ciclones extratropicales
44 Caso
45 Aire frío y seco Aire cálido y húmedo B
46
47 Los eddies transportan calor hacia los polos
48 Cómo influye la existencia de continentes en la circulación?
49 En ausencia de continentes la circulación es simétrica con respecto al ecuador
50 La existencia de continentes modifica la circulación a traves de: - orografía - contraste térmico continentes-océanos.
51 Vientos en 200mb Media Anual Vientos no uniformes en longitud. Uniformidad es mayor en H.S. Máximos a la salida de los continentes, coincide con máximos de precipitacion.
52 Maximo de las corrientes en chorro durante el invierno. Maximo en el H.N. de 70m/s. Notar el movimiento hacia los polos de los máximos con las estaciones.
53 Vientos en superficie Media Anual Los vientos del oeste son mucho mas fuertes y uniformes en el H.S. Notar minimos de vientos en 30.
54 Relativamente poca estacionalidad de los vientos alisios en comparacion con los vientos del oeste.
55 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 presiones subtropicales tiende a ser mas uniforme.
56 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.
57 Monsón de América del Sur
58 Desiertos: E-P>0 - Celda de Hadley: descenso N/S - Descensos locales por montañas: Patagonia Atacama: -descenso global -descenso local (alisios sobre Andes). -TSM fria
59 Diferentes desiertos: diferentes temperatura y precipitacion
60 Celda de Walker Las diferencias de temperatura de superficie no sólo existen entre océano-continente. Tambien existen entre diferentes regiones de los océanos. En particular, entre el Pacífico ecuatorial este y oeste
61 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.
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