Fenómenos atmosféricos

Transcripción

1 Fenómenos atmosféricos

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3 Escalas horizontales y temporales de fenómenos atmosféricos

4 Escalas de tiempo de transporte en la atmósfera Horizontal

5 Vertical

6 Fenómenos oceánicos

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9 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)

10 Ecuaciones de movimiento El movimiento está gobernado por 3 ecuaciones que expresan cómo la velocidad cambia con el tiempo: ecuación de Newton. Como océano/atmósfera es un contínuo se usa la masa/volumen=densidad Densidad x (aceleracion + advección) = Fuerza Neta Fuerza Neta= Fuerza gradiente de presion + gravedad + friccion

11 Sistema de coordenadas

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13 Aceleración y advección en la dirección x u aceleracion= t u u u adveccion=u v w x y z

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15 Fuerza gradiente de presión en dir-x p x En la horizontal esta fuerza siempre genera un movimiento. En la vertical, esta fuerza tiende a balancearse con la fuerza de la gravedad: -ρg

16 Efectos de la rotación La ley de Newton es válida en un sistema de coordenadas inercial. Entonces, si queremos estudiar el movimiento desde la Tierra, que está rotando y es no inercial, es necesario incluir dos términos: la aceleración centrífuga y la de Coriolis.

17 La fuerza centrífuga deforma la Tierra convirtiéndola en un geoide, con un radio 20 km mayor en el ecuador. De esta forma la fuerza centrífuga es balanceada por una g mayor en el ecuador y no es necesaria incluirla explicitamente en las ecuaciones. Se define g*= g + fuerza centrífuga

18 Fuerza de Coriolis: Mientras una parcela de aire se mueve en la dirección sur-norte la Tierra gira de oeste a este generando una desviación aparente en la trayectoria de la parcela (desde un sistema de referencia que gira con la Tierra).

19 Los movimientos horizontales oceánicos/atmosféricos son mucho mas importantes que los verticales por la estratificación y por la extensión horizontal vs vertical. Por lo tanto los términos de Coriolis que importan son los que actúan sobre las velocidades horizontales: ecuacion en x : ecuacion en y : 2 sin v= f v 2 sin u= f u (los signos son adecuados para insertarlos a la izq de la ec.)

20 Fricción/Disipación Viscosidad: oposición del fluido a deformaciones tangenciales. Viscosidad molecular: consideremos el flujo medio de un fluido y el movimiento caótico de las moléculas debido a la energía térmica. El movimiento molecular llevará información del flujo medio de un lado a otro a través de las colisiones, creando esfuerzos viscosos que tienden a desacelerar al fluido

21 2 aceleracion en x : 2 2 u u u x y z Analogo a un término difusivo, en este caso de momento en la dirección x. 2 =viscosidad cinematica molecular 10 m / s

22 Ejemplo de campo de rapidez en superficie oceánica; rojo-rapido, azul-lento

23 Viscosidad turbulenta: La viscosidad molecular cambia el flujo muy despacio. Los océanos/atmósfera pierden energía mucho mas rápido debido a la turbulencia. Los movimientos turbulentos mezclan el fluido generando filamentos que luego son deformados por turbulencia de escala menor hasta llegar a escalas moleculares. Para parametrizar el efecto de la turbulencia de pequeña escala en el flujo medio se asume que esta turbulencia actúa en forma similar a la viscosidad molecular pero con coeficientes mucho mayores: 2 ecuacion x : A H u 2 2 u 2 2 AV u 2 x y z A H / A V : viscosidad turbulenta horizontal /vertical

24 Océano: debido a que el océano tiende a fluir a lo largo de superficies de densidad constante, en realidad AH y AV son las viscosidades a lo largo de esas superficies y a traves de ellas (mezcla diapícnica). AV~ 1x10-4 m2/s ( promedio global ), pero en la mayor parte de los océanos AV~1x10-5 m2/s. La mayor parte de los procesos de mezcla diapícnicos ocurren en las fronteras: fondo, superficie y laterales. AH~ m2/s (mucho mayor pues los movimientos tienen escalas espaciales mayores)

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26 Las ecuaciones de conservación de momento resultantes 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

27 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

28 En tres dimensiones u v w dx dy dz=0 x y z Y por lo tanto el termino entre parentesis debe ser nulo y vale. u v w =0 x y z

29 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).

30 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

31 Salinidad

32 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 2 S 2 S 2 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

33 Circulación general de la atmósfera

34 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

35 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

36 C or io lis Pressure?

37 Corriente en chorro Circulación de Hadley

38 La circulacion de Hadley se limita a los trópicos

39 Corrientes en chorro

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41 Velocidad vertical en 500 hpa

42 En la zona de ascenso de la circulación de Hadley existe convección profunda en forma de hot towers Movimientos ascendentes 10 cm/s

43 Las hot towers ocupan un 2% de los trópicos en un instante de tiempo dado

44 Distribución media annual de precipitación. Las regiones en rojo son las regiones de gran actividad convectiva Zona de Convergencia Intertropical

45 La circulación de Hadley transporta energía del ecuador hacia los subtrópicos

46 Transporte de masa Celdas de Ferrel Celdas de Hadley

47 Circulación en latitudes medias

48 Dos comportamientos muy diferentes Latitudes medias Tropicos

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51 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 AH x p AH y 1 p v g= f x 1 p ug = f y 2 u AH 2 x 2 v AH 2 x 2 u 2 u AV 2 2 y z 2 v 2 v AV 2 2 y z Viento (flujo) geostrófico

52 Viento geostrófico en el hemisferio sur en ausencia de fricción Coriolis p+2δp ug y p+δp FGP x 1 p v g= f x 1 p ug = f y p p y

53 Flujo es paralelo a isobaras ~ geostrofico

54 Viento geostrófico en el hemisferio sur en presencia de fricción (capa limite) Coriolis Friccion p+2δp ug y p+δp p FGP x p y

55 H. Norte Vientos convergen en los centros de baja presión en superficie teniendo asociado un movimiento ascendente y mal tiempo. Vientos divergen en los centros de alta presion teniendo asociado movimiento descendente y buen tiempo.

56 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

57 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

58 R T Z 2 Z 1 = ln( p1 / p2 ) g u g R T = ln p f y p

59 dt/dy dt/dy

60 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

61 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.

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63 Meandros de la corriente en chorro

64 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.

65 Ciclones extratropicales

66 Ayer...

67 Aire frío y seco Aire cálido y húmedo B

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69 Los eddies transportan calor hacia los polos

70 Cómo influye la existencia de continentes en la circulación?

71 En ausencia de continentes la circulación es simétrica con respecto al ecuador

72 La existencia de continentes modifica la circulación a traves de: - orografía - contraste térmico continentes-océanos.

73 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.

74 Maximo de las corrientes en chorro durante el invierno. Maximo en el H.N. de 70m/s. Notar el movimiento hacia los polos de la corriente en chorro con las estaciones.

75 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.

76 Relativamente poca estacionalidad de los vientos alisios en comparacion con los vientos del oeste.

77 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.

78 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.

79 Monsón de América del Sur

80 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

81 Diferentes desiertos: diferentes T y precipitacion

82 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

83 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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