Efecto dinámico de los vientos

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1 Efecto dinámico de los vientos

2 Dinámica de Ekman 2 u u u u 1 p u u v w f v= AH AH 2 t x y z x x 2 1 p v v v v v u v w f u= AH AH 2 y t x y z x p 0= g z 2 2 u u A V 2 2 y z 2 2 v v AV 2 2 y z El balance fundamental está dado por la igualdad: Fuerza de Coriolis = Fuerza de Fricción en direccion vertical 2 u f v =AV ; 2 z 2 v f u= AV 2 z

3 Por lo tanto u= Entonces 2 V A u 2 4 f z z u=ce 1 =± 1±i d 4 d = 2A V / f Imponiendo condiciones de borde u =, z=0 z AV u z =0 En la superficie la variacion de la velocidad con la profundidad esta dado por el esfuerzo de los vientos A medida que me alejo de la superficie la velocidad disminuye

4 Si = y entonces la solución es 2 z u E z = e [ y sin ] fd d 4 2 z/d z v E z = e [ y cos ] fd d 4 d = 2A V / f z/d Profundidad de la capa de Ekman

5 Espiral de Ekman (H.N.)

6 Transporte de Ekman 1 U E = u E z dz= y f 0 1 V E = v E z dz= x f 0 No depende de Av!

7 Bombeo de Ekman Si el viento varía espacialmente el transporte de Ekman también lo hará y habrá convergencia/divergencia en la capa lo cual induce movimientos verticales. Hemisferio Norte

8 Divergencia del transporte de Ekman U E V E y x. U E = =[ ] x y x f y f Integrando en profundidad la ecuacion de continuidad obtenemos el bombeo de Ekman w =. u E z x 1 y we = [ ] x f y f

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11 El bombeo de Ekman juega un papel importante en la creacion de las Aguas Centrales de la termoclina pues bombea agua de superficie fuera de la capa limite (Iselin 1939).

12 Afloramiento costero

13 Afloramiento ecuatorial

14 Regiones costeras orientales mas frias por advección y afloramiento

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18 Funcion corriente transporte de masa en el oceano Se observan las 2 celdas tropicales y la circulacion profunda Valores positivos indican circulacion en sentido horario.

19 Esquema de la circulación general oceánica

20 Calculo de corrientes en superficie Para escalas mayores a días y a varias decenas de km, las corrientes estan gobernadas por el equilibrio geostrófico en la dirección horizontal. Fuerza de Coriolis = Fuerza de gradiente de presión 1 p fv= x 1 p fu= y

21 En superficie esas ecuaciones se pueden escribir como donde η es la altura del nivel del mar g v= f x g u= f y La intensidad de las corrientes geostroficas es proporcional a la pendiente de la altura del nivel del mar en superficie. Hemisferio Norte

22 Altura del nivel del mar por altimetria La altura de referencia es el geoide y es aquella que tendria el oceano en reposo. La topografia de la superficie aparece por mareas, corrientes y el efecto barometrico inverso (topografia dinamica). Estas variaciones son 1/100 de las ondulaciones del geoide.

23 La forma de la superficie esta dominada por variaciones locales en el campo gravitatorio. La influencia de las corrientes es mucho menor. Por ello es necesario sistemas de altimetria muy precisos para medir las variaciones en la altura del mar debido a las corrientes.

24 Observaciones de altura del nivel del mar del TOPEX/POSEIDON a traves de la corriente del Golfo. Norte Sur

25 Altura del nivel del mar Pendiente grande asociada a la corriente del Golfo.

26 Anomalías Campo total

27 Campo de altura del nivel del mar (AVISO) l

28 Campo de anomalias de altura del nivel del mar

29 Corrientes geostroficas asociadas a eddies (H.N.)

30 Corrientes geostroficas

31 Altura media del nivel del mar

32 Variacion del nivel del mar

33 Cálculo de corrientes en profundidad Usamos el viento térmico: cambio de la velocidad geostrófica con la profundidad Mediciones hidrográficas de T y S permiten calcular ρ Es necesario elegir un nivel de referencia.

34 Integrando entre z1 y z2 podemos obtener el cambio de velocidad de las corrientes como h' f v 2 v 1 =g x h' f u 2 u1 = g y 1 h '= dz 0 El nivel z1 es el nivel de referencia. En general se considera que z1 representa un nivel de no movimiento (~2000m). Una mejor alternativa es considerar un nivel donde se conoce la velocidad de las corrientes en base a mediciones in-situ.

35 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

36 Cuanto calor transportan los océanos? Para mantener el balance energético terrestre la atmósfera y el océano deben transportar energía Transporte de energia por atm+ocn

37 Los océanos absorben calor preferentemente en los trópicos y pierden el calor en latitudes altas del hemisferio norte.

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39 Transporte de calor medio anual Excepto en los tropicos, la atmosfera domina el transporte de calor Que componente de la circulación oceánica transporta mas calor?

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