Verónica Martín Gómez Curso 2017

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1 Verónica Martín Gómez Curso 2017

2 TEMA 6: CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA Objetivo Describir la circulación general de la atmósfera a través de un modelo teórico sencillo, comparando los resultados del mismo con el patrón de circulación real observado. A su vez, se analizarán las consecuencias de la circulación general de la atmósfera sobre los patrones espaciales de los flujos de energía que intervienen en el balance energético global. Finalmente, se introducirá la circulación de Walker. Contenido 6.1) Introducción 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera 6.3) Modelo de circulación general de la atmósfera 6.3.1) Modelo de una sola celda 6.3.2) Modelo de tres celdas 6.3.3) Influencia de los continentes en la circulación general de la atmósfera 6.3.4) Influencia de la inclinación del eje de la Tierra sobre la circulación general de la atmósfera 6.4) Patrón de circulación observado realmente 6.4.1) Distribución real de vientos en superficie 6.4.2) Patrón de circulación real en altura 6.5) Consecuencias de la circulación general de la atmósfera 6.6) Circulación de Walker

3 TEMA 6: CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA Objetivo Describir la circulación general de la atmósfera a través de un modelo teórico sencillo, comparando los resultados del mismo con el patrón de circulación real observado. A su vez, se analizarán las consecuencias de la circulación general de la atmósfera sobre los patrones espaciales de los flujos de energía que intervienen en el balance energético global. Finalmente, se introducirá la circulación de Walker. Contenido 6.1) Introducción 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera 6.3) Modelo de circulación general de la atmósfera 6.3.1) Modelo de una sola celda 6.3.2) Modelo de tres celdas 6.3.3) Influencia de los continentes en la circulación general de la atmósfera 6.3.4) Influencia de la inclinación del eje de la Tierra sobre la circulación general de la atmósfera 6.4) Patrón de circulación observado realmente 6.4.1) Distribución real de vientos en superficie 6.4.2) Patrón de circulación real en altura 6.5) Consecuencias de la circulación general de la atmósfera 6.6) Circulación de Walker

4 6.1) Introducción Tema 4: a nivel global existe un balance de energía en el tope de la atmósfera. Sin embargo, tal balance no se cumple a nivel latitudinal. En promedio anual, las latitudes tropicales reciben más energía en forma de radiación solar que la que pierden en forma de radiación de onda larga. Lo opuesto ocurre en latitudes altas. Sin embargo, no se observa la existencia de un calentamiento progresivo de los trópicos, ni un enfriamiento gradual de los polos. Balance neto de energía en el tope de la atmósfera. Línea amarilla (roja): cantidad de energía en forma de radiación solar (de onda larga) que llega (sale) al (del) topede la atmósfera. Esto es así gracias a la existencia de una circulación general de la atmosfera (CGA) que se encarga de transporta el exceso de calor de los trópicos hacia el polo.

5 6.1) Introducción Circulación general de la atmósfera: flujo medio global promediado durante un largo periodo de tiempo. Funciones: Transportar calor de los trópicos hacia los polos. Transportar vapor de agua (definiendo las regiones de precipitación y creando así diferentes zonas climáticas) Factores de los que depende la circulación: Calentamiento diferencial entre los polos y el ecuador Rotación del planeta Topografía Dinámica de movimiento de los fluidos geofísicos. Balance neto de energía en el tope de la atmósfera. Línea amarilla (roja): cantidad de energía en forma de radiación solar (de onda larga) que llega (sale) al (del) topede la atmósfera. El principal motor de la circulación general de la atmósfera es el calentamiento diferencial existente entre los polos y el ecuador.

6 6.1) Introducción El principal motor de la circulación general de la atmósfera es el calentamiento diferencial existente entre los polos y el ecuador. Balance neto de energía en el tope de la atmósfera. Línea amarilla (roja): cantidad de energía en forma de radiación solar (de onda larga) que llega (sale) al (del) tope de la atmósfera. El surplus (déficit) de energía que reciben los trópicos (polos) hace que la temperatura de la columna vertical de la atmósfera sea mas cálida (fría) en los trópicos (polos). Temperatura promedio anual zonal de la atmósfera.

7 Objetivo Describir la circulación general de la atmósfera a través de un modelo teórico sencillo, comparando los resultados del mismo con el patrón de circulación real observado. A su vez, se analizarán las consecuencias de la circulación general de la atmósfera sobre los patrones espaciales de los flujos de energía que intervienen en el balance energético global. Finalmente, se introducirá la circulación de Walker. Contenido 6.1) Introducción 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera 6.3) Modelo de circulación general de la atmósfera 6.3.1) Modelo de una sola celda 6.3.2) Modelo de tres celdas 6.3.3) Influencia de los continentes en la circulación general de la atmósfera 6.3.4) Influencia de la inclinación del eje de la Tierra sobre la circulación general de la atmósfera 6.4) Patrón de circulación observado realmente 6.4.1) Distribución real de vientos en superficie 6.4.2) Patrón de circulación real en altura 6.5) Consecuencias de la circulación general de la atmósfera 6.6) Circulación de Walker

8 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera DU 1 P U gk F r Dt 2 fuerza fuerza fuerza U u, v, w fuerza gradiente presiones Coriolis gravedad rozamiento

9 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera DU Dt 1 P 2U gk F r U u, v, w fuerza gradiente presiones fuerza Coriolis fuerza gravedad Fuerza del gradiente de presiones (FGP): se origina como consecuencia de la diferencia de presiones existente entre dos puntos. es proporcional al gradiente de presión inversamente proporcional a la densidad Cuando mas apretadas están las isobaras mayor es grad P mayor es el FGP mayor es la intensidad del viento Si grad P =cte con la altura FGP aumenta con la altura porque la densidad disminuye. fuerza rozamiento 1 1 P P P F FGP P,, x y z

10 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera DU Dt 1 P 2U gk F r U u, v, w fuerza gradiente presiones fuerza Coriolis fuerza gravedad fuerza rozamiento Fuerza de Coriolis (Fco): aparece en aquellas parcelas de aire que se encuentran en movimiento en la atmósfera y es consecuencia de la rotación del planeta. es proporcional a la velocidad de rotación de la Tierra y a la velocidad de las parcelas de aire Actúa sobre cuerpos en movimiento Desvía las parcelas de aire hacia la derecha (izquierda) con respecto a su dirección de desplazamiento en el hemisferio norte (sur). El efecto de la fuerza de Coriolis varía también según la escala espacial y temporal de movimiento, es decir, no en todos los fenómenos atmosféricos la Fco adquiere importancia. F CO 2 2U wcos v sen, u sen, u cos

11 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera

12 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera DU 1 P U gk F r Dt 2 fuerza fuerza fuerza U u, v, w fuerza gradiente presiones Coriolis gravedad rozamiento Fuerza de rozamiento (Fr): esta fuerza adquiere importancia cuando el aire se mueve dentro de la capa límite (primeros 1000 ó 1500 m de altura) y está asociada al rozamiento del aire con la topografía. Tiende a reducir la intensidad del viento. Fuerza de la gravedad (Fg): esta fuerza sólo aparece en la dirección vertical y está asociada al peso de la masa de aire.

13 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera du dt 1 P 2w cos 2v sen x dv 1 P 2usen Fry dt y dw 1 P 2u cos g Frz dt z F rx Aproximaciones: w u, v Frz : despreciable g u du 1 P 2v sen F dt x dv 1 P 2usen Fry dt y 1 P g z rx Ecuaciones de movimiento en la atmósfera

14 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera Consideremos las ecuaciones de movimiento horizontal y supongamos que nos encontramos por encima de la capa límite ( Fr puede considerarse despreciable) du 1 P 2v sen F dt x dv 1 P 2usen Fry dt y 1 P g z En aquellos casos en los que du dv 0; 0 dt dt 1 P vg f x 1 P ug f y rx Viento geostrófico u g du 1 P 2v sen dt x dv 1 P 2usen dt y 1 P 1 P vg 2sen x f x 1 P 1 P 2usen y f y

15 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera Consideremos las ecuaciones de movimiento horizontal y supongamos que nos encontramos por encima de la capa límite ( Fr puede considerarse despreciable) du dv En aquellos casos en los que 0; 0 Viento geostrófico dt dt 1 P f x Su intensidad es proporcional al gradiente de presiones e inversamente proporcional a la densidad. Supongamos el caso de la atmósfera. En ella, la densidad disminuye con la altura, por lo que si suponemos que un gradiente de presiones constante con la altura, la intensidad del viento gesotrófico aumentaría conforme ascendemos en la atmósfera. Es paralelo a las isobaras. u v g g 1 P f y En el caso de isobaras rectas Pero si las isobaras son curvas? Si las isobaras son curvas: El viento también es paralelo a las isobaras Es un viento acelerado (su módulo es constante pero su dirección no, existe aceleración) En este caso hablamos de viento de gradiente

16 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera Qué pasa si nos encontramos dentro de la capa límite? La fuerza de rozamiento ya no podemos despreciarla El rozamiento con la topografía debilita la intensidad del viento El viento ya no se mueve paralelo a las isobaras sino que las corta

17 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera Repaso de las ecuaciones de movimiento de la atmósfera Qué pasa si nos encontramos dentro de la capa límite? La fuerza de rozamiento ya no podemos despreciarla El rozamiento con la topografía debilita la intensidad del viento El viento ya no se mueve paralelo a las isobaras sino que las corta

18 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera Teorema del espesor El espesor (Z2 - Z1) entre dos superficies de presión constante (P2 y P1) es proporcional a la temperatura (T) de la columna vertical de aire que se encuentra entre las dos superficies de presión constante. RT P 2 ln P 1 Z Z 1 g 2 A mayor T mayor (Z2 - Z1) Aplicado al caso de la atmósfera, como la temperatura promedio de la columna vertical de aire es mayor en el ecuador que en los polos, el espesor de la columna de aire (Z2 - Z1) situado entre las superficies de presión constante (P2 y P1) es mayor en el trópico.

19 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera Teorema del espesor El espesor (Z2 - Z1) entre dos superficies de presión constante (P2 y P1) es proporcional a la temperatura (T) de la columna vertical de aire que se encuentra entre las dos superficies de presión constante. RT P 2 ln P 1 Z Z 1 g 2 A mayor T mayor (Z2 - Z1) Considerando un nivel de altura Z constante, la presión en PA > PB ese gradiente meridional de presiones que se establece como consecuencia de la diferencia de temperaturas entre el polo y el ecuador induce un flujo de aire de la zona de mayor presión (PA) a la de menor (PB).

20 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera Densidad en la atmósfera La densidad de los fluidos depende de la presión y de la temperatura: Si aumenta P aumenta la densidad Si aumenta T disminuye la densidad En el caso de la atmósfera, si la densidad sólo dependiera de P sería completamente estable porque la P disminuye con la altura. Pero como también depende de T, y T disminuye con la altura, podemos encontrarnos capas más densas por encima de otras menos densas. Esta configuración es inestable y propicia l a existencia de movimientos de ascenso y descenso de las parcelas de aire en la atmósfera.

21 Objetivo Describir la circulación general de la atmósfera a través de un modelo teórico sencillo, comparando los resultados del mismo con el patrón de circulación real observado. A su vez, se analizarán las consecuencias de la circulación general de la atmósfera sobre los patrones espaciales de los flujos de energía que intervienen en el balance energético global. Finalmente, se introducirá la circulación de Walker. Contenido 6.1) Introducción 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera 6.3) Modelo de circulación general de la atmósfera 6.3.1) Modelo de una sola celda 6.3.2) Modelo de tres celdas 6.3.3) Influencia de los continentes en la circulación general de la atmósfera 6.3.4) Influencia de la inclinación del eje de la Tierra sobre la circulación general de la atmósfera 6.4) Patrón de circulación observado realmente 6.4.1) Distribución real de vientos en superficie 6.4.2) Patrón de circulación real en altura 6.5) Consecuencias de la circulación general de la atmósfera 6.6) Circulación de Walker

22 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera 6.3.1) Modelo de una sola celda Hipótesis de partida 1. Asume la Tierra como un planeta esférico y uniformemente cubierto de agua (no existen continentes -- no existe un calentamiento diferencial entre la superficie y los océanos). 2. No existe una inclinación del eje de la Tierra (no existen estaciones, la radiación llega perpendicularmente al ecuador y no existen variaciones estacionales en los vientos) 3. La Tierra no rota La única fuerza que genera movimiento a nivel horizontal (movimiento paralelo a la superficie del planeta) es la fuerza del gradiente de presiones.

23 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera 6.3.1) Modelo de una sola celda Hipótesis de partida 1. Asume la Tierra como un planeta esférico y uniformemente cubierto de agua (no existen continentes -- no existe un calentamiento diferencial entre la superficie y los océanos). Resultado: 2. No existe una inclinación del eje de la Tierra (no existen estaciones, la radiación llega perpendicularmente al ecuador y no existen variaciones estacionales en los vientos) 3. La Tierra no rota La única fuerza que genera movimiento a nivel horizontal (movimiento paralelo a la superficie del planeta) es la fuerza del gradiente de presiones.

24 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera 6.3.1) Modelo de una sola celda Resultado: Esta circulación tan simple no existe en la atmósfera real por una razón, la tierra rota. La fuerza de Coriolis asociada a rotación de la tierra desvía a las parcelas de aire de su movimiento, hacia la derecha en el hemisferio norte, y hacia la izquierda en el hemisferio sur. En ambos hemisferios se estarían generando en superficie vientos del este (se desplazan del este hacia el oeste), en dirección opuesta al sentido de rotación de la tierra. Si esto fuera así, la fricción de los vientos con el suelo frenaría la velocidad de rotación del planeta. Sin embargo, sabemos que la rotación de la tierra en realidad permanece constante. Por otro lado, en latitudes medias los vientos tienden a prevalecer del oeste (se desplazan hacia el este), al contrario de lo que indica el modelo. Las observaciones (distribución de vientos en superficie y constancia en la velocidad de rotación) sugieren que este modelo de circulación general de la atmósfera no es el apropiado para planeta con rotación.

25 TEMA 6: CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA Objetivo Describir la circulación general de la atmósfera a través de un modelo teórico sencillo, comparando los resultados del mismo con el patrón de circulación real observado. A su vez, se analizarán las consecuencias de la circulación general de la atmósfera sobre los patrones espaciales de los flujos de energía que intervienen en el balance energético global. Finalmente, se introducirá la circulación de Walker. Contenido 6.1) Introducción 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera 6.3) Modelo de circulación general de la atmósfera 6.3.1) Modelo de una sola celda 6.3.2) Modelo de tres celdas 6.3.3) Influencia de los continentes en la circulación general de la atmósfera 6.3.4) Influencia de la inclinación del eje de la Tierra sobre la circulación general de la atmósfera 6.4) Patrón de circulación observado realmente 6.4.1) Distribución real de vientos en superficie 6.4.2) Patrón de circulación real en altura 6.5) Consecuencias de la circulación general de la atmósfera 6.6) Circulación de Walker

26 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera 6.3.2) Modelo de tres celdas Hipótesis de partida 1. Asume la Tierra como un planeta esférico y uniformemente cubierto de agua (no existen continentes, por lo que no existe un calentamiento diferencial entre la superficie y los océanos). 2. No existe una inclinación del eje de la Tierra (no existen estaciones, la radiación llega perpendicularmente al ecuador y no existen variaciones estacionales en los vientos) 3. La Tierra SI rota La fuerza que genera movimiento a nivel horizontal es la fuerza del gradiente de presiones y la aparición de la fuerza de Coriolis va a desviar las parcelas de aire hacia la derecha (izquierda) en el HN (HS).

27 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera 6.3.2) Modelo de tres celdas Hipótesis de partida 1. Asume la Tierra como un planeta esférico y uniformemente cubierto de agua (no existen continentes, por lo que no existe un calentamiento diferencial entre la superficie y los océanos). Resultado: 2. No existe una inclinación del eje de la Tierra (no existen estaciones, la radiación llega perpendicularmente al ecuador y no existen variaciones estacionales en los vientos) 3. La Tierra SI rota La fuerza que genera movimiento a nivel horizontal es la fuerza del gradiente de presiones y la aparición de la fuerza de Coriolis va a desviar las parcelas de aire hacia la derecha (izquierda) en el HN (HS).

28 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera 6.3.2) Modelo de tres celdas Resumen de resultados: Resultado: 1. Como consecuencia de la rotación del planeta: la celda de Hadley obtenida en el modelo de una celda ahora se divide en tres: Celda de Hadley (sobre el trópico) Celda de Ferrel (sobre latitudes medias) Celda polar (sobre los polos). 2. Similitudes con el modelo anterior: Ecuador: sigue apareciendo una banda de bajas presiones Polos: siguen apareciendo altas presiones.

29 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera 6.3.2) Modelo de tres celdas Resultados: Desde el ecuador hasta los 30º de latitud se desarrolla la celda de Hadley (una en cada hemisferio). Sobre el ecuador, el aire cálido y húmedo asciende, y el vapor de agua que lleva consigo condensa librando grandes cantidades de calor latente. Ese calor latente es absorbido por el entono, calentándose y caracterizándose de una mayor flotabilidad (fuente de energía adicional para la celda de Hadley). Este aire ascendente sobre el ecuador llega hasta la tropopausa, donde se ve obligado de moverse meridionalmente hacia los polos (una parte del mismo se va a ir hacia el polo norte y la otra hacia e sur). La divergencia de aire en altura sobre la franja ecuatorial genera un cinturón de bajas presiones Sobre las parcelas de aire que se mueven meridionalmente hacia los polos actuará la fuerza de Coriolis, desviándolas hacia la derecha (con respecto a su dirección de movimiento) en el Hemisferio Norte, y hacia la izquierda en el Hemisferio Sur. De este modo, sobre los trópicos y en altura, se generan vientos del oeste tanto en el Hemisferio Norte como en el Sur. Conforme el aire se mueve hacia los polos, se enfría por pérdida de radiación IR y aproximadamente a los 30º de latitud se encuentra con una zona de convergencia. Esta convergencia de aire en altura, genera subsidencia, un incremento de la presión en superficie y divergencia de aire en la misma cinturones de altas presiones subtropicales Resultado:

30 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera 6.3.2) Modelo de tres celdas Resultados: Conforme ese aire seco converge (30º de latitud) y desciende, se va calentando por compresión adiabática. Estas regiones de subsidencia están asociadas a zonas de cielos claros, donde prácticamente no llueve y dónde la superficie se calienta bastante. A estas regiones de subsidencia se suelen asociar los desiertos (por ejemplo: el Sahara). Desde los cinturones de altas presiones (30ºN y S), en superficie, parte del aire retorna hacia el ecuador (siendo desviado por Coriolis y generando vientos del este o aliseos en latitudes tropicales) y otra parte se desplaza en hacia los polos (siendo también desviados por Coriolis y generando vientos del oeste en latitudes medias). La convergencia de los vientos aliseos en el ecuador genera la zona de convergencia intertropical (ITCZ). Siguiendo la celda de Ferrel y en superficie, conforme el aire se desplaza hacia los polos, llega un momento en el que se encuentra con aquel que proviene de los polos y que se desplaza hacia el ecuador (celda polar). Estas dos masas de aire presentan un gran contraste de temperaturas y no se llegan a mezclar realmente, estando separadas por un frente polar (zona de bajas presiones donde el aire converge y asciende dando lugar al desarrollo de nubes y posibles tormentas). Esto se da aproximadamente a los 60º de latitud Norte y Sur. Resultado:

31 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera 6.3.2) Modelo de tres celdas Resultados: En dichas latitudes (60º), el aire que asciende, en altura diverge. Una parte se desplaza hacia el ecuador siguiendo la celda de Ferrel, y otra parte hacia el polo siguiendo la celda polar. La parte del aire que se desplaza hacia el ecuador, llega a la zona de los 30º de latitud donde converge con aquel que proviene de la celda de Hadley y empieza a descender. La parte del aire que de desplaza hacia el polo, al llegar a los 90º de latitud converge y desciende. En este modelo, la celda de Ferrel es una celda indirecta porque los ascensos se producen en la zona más fría y los descensos en la zona más cálida. A su vez, el aire que viene en superficie desde los polos a la zona de los 60º es desviado por la fuerza de Coriolis volviendo a generar vientos del este en superficie. La parte del aire que se mueve por encima del frente polar también es desviada por Coriolis generando vientos del oeste en latitudes altas (mayores 60º) y en altura. Cuando este aire llega al polo, converge, desciende y vuelve hacia el frente polar en superficie cerrando la celda de Polar. Resultado:

32 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera 6.3.2) Modelo de tres celdas En resumen: como consecuencia de este modelo de circulación lo que tendríamos que, en superficie: Dos áreas de altas presiones (30º, 90º) y otras dos de bajas presiones (0º, 60º). Los vientos del este en superficie (aliseos) se extienden por todas las latitudes tropicales. Los vientos del oeste predominan en latitudes medias. Detrás del frente polar tendríamos los vientos del este polares. Resultado:

33 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera

34 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera La Figura ilustra la posición promedio de los jet streams, la tropopausa y circulación general durante el invierno del hemisferio norte. Jet streams localizados en la tropopausa, uno a los 13km de altura cerca de los 30º de latitud (jet subtropical), y otro a los 10km de altura cerca de los 60º de latitud (jet subplolar). Jet streams polar (azul) y subtropical (naranja)

35 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera En latitudes medias y altas, los vientos del oeste van incrementando su intensidad conforme aumenta la altura. Para entender esto hay que tener en cuenta la definición del viento geostrófico. Además, el gradiente meridional de temperaturas causa que el gradiente horizontal de presiones incremente con la altura hasta llegar a la tropopausa. Como resultado, los vientos incrementan en intensidad hasta la tropopausa. La Figura ilustra la posición promedio de los jet streams, la tropopausa y circulación general durante el invierno del hemisferio norte. Jet streams localizados en la tropopausa, uno a los 13km de altura cerca de los 30º de latitud (jet subtropical), y otro a los 10km de altura cerca de los 60º de latitud (jet subplolar).

36 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera Si bien en latitudes medias y altas los vientos fundamentalmente son del oeste, la intensidad de los mismos varía en función de la posición. Allá donde tienden a concentrarse los vientos más fuertes en estrechas bandas en la tropopausa, se habla de jet streams. La Figura ilustra la posición promedio de los jet streams, la tropopausa y circulación general durante el invierno del hemisferio norte. A partir de ella se puede ver que la presencia de dos jet streams localizados en la tropopausa, uno a los 13km de altura cerca de los 30º de latitud, y otro a los 10km de altura cerca de los 60º de latitud. El primero de ellos se llama jet subtropical y el segundo jet subplolar. Los jet streams atmosféricos son corrientes de aire muy veloces (generalmente superan los 180 km/h y pueden llegar a alcanzar los 370km/h) con una extensión longitudinal de varios miles de kilómetros, una anchura de cientos de kilómetros y un espesor de pocos miles de kilómetros. Los vientos son más intensos en el núcleo del jet stream y generalmente soplan del oeste hacia el este.

37 Objetivo Describir la circulación general de la atmósfera a través de un modelo teórico sencillo, comparando los resultados del mismo con el patrón de circulación real observado. A su vez, se analizarán las consecuencias de la circulación general de la atmósfera sobre los patrones espaciales de los flujos de energía que intervienen en el balance energético global. Finalmente, se introducirá la circulación de Walker. Contenido 6.1) Introducción 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera 6.3) Modelo de circulación general de la atmósfera 6.3.1) Modelo de una sola celda 6.3.2) Modelo de tres celdas 6.3.3) Influencia de los continentes en la circulación general de la atmósfera 6.3.4) Influencia de la inclinación del eje de la Tierra sobre la circulación general de la atmósfera 6.4) Patrón de circulación observado realmente 6.4.1) Distribución real de vientos en superficie 6.4.2) Patrón de circulación real en altura 6.5) Consecuencias de la circulación general de la atmósfera 6.6) Circulación de Walker

38 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera Habíamos visto las siguientes hipótesis de partida en el modelo de tres celdas: 1. Asume la Tierra como un planeta esférico y uniformemente cubierto de agua (no existen continentes, por lo que no existe un calentamiento diferencial entre la superficie y los océanos). 2. No existe una inclinación del eje de la Tierra (no existen estaciones, la radiación llega perpendicularmente al ecuador y no existen variaciones estacionales en los vientos) 3. La Tierra SI rota La fuerza que genera movimiento a nivel horizontal es la fuerza del gradiente de presiones y la aparición de la fuerza de Coriolis va a desviar las parcelas de aire hacia la derecha (izquierda) en el HN (HS). Pero en realidad existen continentes, cómo influyen estos a la circulación general?

39 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera 6.3.3) Influencia de los continentes en la circulación general de la atmósfera Modelo de tres celdas Distribución de vientos en superficie según el Modelo de tres celdas Efecto de la topografía en la circulación de los vientos en superficie

40 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera 6.3.3) Influencia de los continentes en la circulación general de la atmósfera Modelo de tres celdas Efecto de la topografía en la circulación de los vientos en superficie Promedio anual presión en superficie

41 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera 6.3.3) Influencia de los continentes en la circulación general de la atmósfera Modelo de tres celdas Efecto de la topografía en la circulación de los vientos en 200mb Promedio anual de hgt en 200mb

42 Objetivo Describir la circulación general de la atmósfera a través de un modelo teórico sencillo, comparando los resultados del mismo con el patrón de circulación real observado. A su vez, se analizarán las consecuencias de la circulación general de la atmósfera sobre los patrones espaciales de los flujos de energía que intervienen en el balance energético global. Finalmente, se introducirá la circulación de Walker. Contenido 6.1) Introducción 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera 6.3) Modelo de circulación general de la atmósfera 6.3.1) Modelo de una sola celda 6.3.2) Modelo de tres celdas 6.3.3) Influencia de los continentes en la circulación general de la atmósfera 6.3.4) Influencia de la inclinación del eje de la Tierra sobre la circulación general de la atmósfera 6.4) Patrón de circulación observado realmente 6.4.1) Distribución real de vientos en superficie 6.4.2) Patrón de circulación real en altura 6.5) Consecuencias de la circulación general de la atmósfera 6.6) Circulación de Walker

43 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera Habíamos visto las siguientes hipótesis de partida en el modelo de tres celdas: 1. Asume la Tierra como un planeta esférico y uniformemente cubierto de agua (no existen continentes, por lo que no existe un calentamiento diferencial entre la superficie y los océanos). 2. No existe una inclinación del eje de la Tierra (no existen estaciones, la radiación llega perpendicularmente al ecuador y no existen variaciones estacionales en los vientos) 3. La Tierra SI rota La fuerza que genera movimiento a nivel horizontal es la fuerza del gradiente de presiones y la aparición de la fuerza de Coriolis va a desviar las parcelas de aire hacia la derecha (izquierda) en el HN (HS). Pero en realidad si existe, cómo afecta eso a la circulación general?

44 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera Habíamos visto las siguientes hipótesis de partida en el modelo de tres celdas: 1. Asume la Tierra como un planeta esférico y uniformemente cubierto de agua (no existen continentes, por lo que no existe un calentamiento diferencial entre la superficie y los océanos). 2. No existe una inclinación del eje de la Tierra (no existen estaciones, la radiación llega perpendicularmente al ecuador y no existen variaciones estacionales en los vientos) 3. La Tierra SI rota La fuerza que genera movimiento a nivel horizontal es la fuerza del gradiente de presiones y la aparición de la fuerza de Coriolis va a desviar las parcelas de aire hacia la derecha (izquierda) en el HN (HS). Pero en realidad si existe, cómo afecta eso a la circulación general?

45 6.3) Modelos de circulación general de la atmósfera Cuán realista es el modelo de tres celdas si lo comparamos con las observaciones?

46 Objetivo Describir la circulación general de la atmósfera a través de un modelo teórico sencillo, comparando los resultados del mismo con el patrón de circulación real observado. A su vez, se analizarán las consecuencias de la circulación general de la atmósfera sobre los patrones espaciales de los flujos de energía que intervienen en el balance energético global. Finalmente, se introducirá la circulación de Walker. Contenido 6.1) Introducción 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera 6.3) Modelo de circulación general de la atmósfera 6.3.1) Modelo de una sola celda 6.3.2) Modelo de tres celdas 6.3.3) Influencia de los continentes en la circulación general de la atmósfera 6.3.4) Influencia de la inclinación del eje de la Tierra sobre la circulación general de la atmósfera 6.4) Patrón de circulación observado realmente 6.4.1) Distribución real de vientos en superficie 6.4.2) Patrón de circulación real en altura 6.5) Consecuencias de la circulación general de la atmósfera 6.6) Circulación de Walker

47 6.4) Patrones de circulación observados realmente Enero Este modelo concuerda bastante con la distribución de vientos y presiones en superficie. Julio Sea level pressure distribution and Surface wind flow patterns

48 6.4) Patrones de circulación observados realmente Enero Sistemas semipermanentes Julio Estos anticiclones se desarrollan en respuesta a la convergencia de aire en altura de la celda de Hadley y de Ferrel Sea level pressure distribution and Surface wind flow patterns Como giran en sentido horario vamos a encontrar vientos del este en latitudes tropicales y del oeste en las medias.

49 6.4) Patrones de circulación observados realmente Enero Sistemas semipermanentes Julio Estos anticiclones se desarrollan en respuesta a la convergencia de aire en altura de la celda de Hadley y de Ferrel Sea level pressure distribution and Surface wind flow patterns Como giran en sentido antihorario vamos a encontrar vientos del este en latitudes tropicales y del oeste en las medias.

50 6.4) Patrones de circulación observados realmente Enero Julio Donde se esperaría encontrar el frente polar (entre los 40º y 65º de latitud), hay dos bajas subpolares semipermanentes, una en el atlántico norte (baja de Islandia) y otra sobre el golfo de Alaska y el mar de Bering, cerca de las Aleutianas en el pacífico norte (baja de las Aleutianas). Sea level pressure distribution and Surface wind flow patterns

51 6.4) Patrones de circulación observados realmente Enero Julio Sobre Asia, hay un gran anticiclón térmico llamado anticiclón de Siberia, el cuál se forma como consecuencia de un intenso enfriamiento de la superficie. A medida que el verano se acerca, el calentamiento de la superficie continental hace que en algunas regiones el anticiclón continental de invierno se vaya debilitando (cielos despejados con una radiación solar incidente que conforme nos vamos acercando al verano va aumentando y calentando la superficie). Ese debilitamiento es tal que conforme llega el verano va apareciendo una baja térmica. Sea level pressure distribution and Surface wind flow patterns Éste es el caso también de la baja al suroeste de Estados Unidos que aparece en julio.

52 6.4) Patrones de circulación observados realmente Enero Julio La ITCZ tiende a desplazarse hacia el hemisferio mas cálido, hacia el norte en julio (verano del hemisferio norte) y hacia el sur en enero (verano del hemisferio sur). Consecuencia de la inclinación del eje de la Tierra Sea level pressure distribution and Surface wind flow patterns

53 6.4) Patrones de circulación observados realmente Enero En niveles altos y en latitudes medias los vientos generalmente soplan del oeste (viajan del oeste al este). La celda de Ferrel, sin embargo, sugiere que los vientos sean del este en altura (viajan del este al oeste). Julio

54 6.4) Patrones de circulación observados realmente En niveles altos y en latitudes medias los vientos generalmente soplan del oeste (viajan del oeste al este). La celda de Ferrel, sin embargo, sugiere que los vientos sean del este en altura (viajan del este al oeste).

55 TEMA 6: CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA Objetivo Describir la circulación general de la atmósfera a través de un modelo teórico sencillo, comparando los resultados del mismo con el patrón de circulación real observado. A su vez, se analizarán las consecuencias de la circulación general de la atmósfera sobre los patrones espaciales de los flujos de energía que intervienen en el balance energético global. Finalmente, se introducirá la circulación de Walker. Contenido 6.1) Introducción 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera 6.3) Modelo de circulación general de la atmósfera 6.3.1) Modelo de una sola celda 6.3.2) Modelo de tres celdas 6.3.3) Influencia de los continentes en la circulación general de la atmósfera 6.3.4) Influencia de la inclinación del eje de la Tierra sobre la circulación general de la atmósfera 6.4) Patrón de circulación observado realmente 6.4.1) Distribución real de vientos en superficie 6.4.2) Patrón de circulación real en altura 6.5) Consecuencias de la circulación general de la atmósfera 6.6) Circulación de Walker

56 6.5) Consecuencias de la circulación general

57 6.5) Consecuencias de la circulación general

58 6.5) Consecuencias de la circulación general

59 6.5) Consecuencias de la circulación general

60 6.5) Consecuencias de la circulación general

61 6.5) Consecuencias de la circulación general Observación: Aunque los máximos de evaporación se encentran en los subtrópicos, los máximos de PCP se encuentran en el ecuador. Los vientos alíseos se encargan de advectar ese vapor de agua desde los subtrópicos hacia el ecuador, donde convergen (ITCZ), ascienden, el vapor condensa y se dan PCP.

62 6.5) Consecuencias de la circulación general

63 TEMA 6: CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA Objetivo Describir la circulación general de la atmósfera a través de un modelo teórico sencillo, comparando los resultados del mismo con el patrón de circulación real observado. A su vez, se analizarán las consecuencias de la circulación general de la atmósfera sobre los patrones espaciales de los flujos de energía que intervienen en el balance energético global. Finalmente, se introducirá la circulación de Walker. Contenido 6.1) Introducción 6.2) Consideraciones previas sobre el comportamiento de la atmósfera 6.3) Modelo de circulación general de la atmósfera 6.3.1) Modelo de una sola celda 6.3.2) Modelo de tres celdas 6.3.3) Influencia de los continentes en la circulación general de la atmósfera 6.3.4) Influencia de la inclinación del eje de la Tierra sobre la circulación general de la atmósfera 6.4) Patrón de circulación observado realmente 6.4.1) Distribución real de vientos en superficie 6.4.2) Patrón de circulación real en altura 6.5) Consecuencias de la circulación general de la atmósfera 6.6) Circulación de Walker

64 6.6) Circulación de Walker En el trópico, además de la circulación meridional de Hadley, también existen patrones de movimiento ascendente y descendente en dirección este-oeste. Se ubican justo en el ecuador. Estas celdas de circulación zonal deben su existencia a fuertes gradientes en la TSM con orientación este a oeste. Los vientos alíseos empujan las aguas mas superficiales y cálidas hacia el oeste, acumulándolas en el borde oeste del océano Pacífico (zona de Indonesia, Malasia, Filipinas). En el lado este, tienden a darse surgencias de agua mas fría (Perú). El aire cálido y húmedo del Pacífico ecuatorial oeste asciende formando grandes sistemas de tormentas por la condensación del vapor de agua. A su vez, el calor latente liberado de estos enormes sistemas intensifica el movimiento ascendente y un flujo superficial entrante del este y del oeste, lo cual estimula la formación de una intensa célula de circulación junto al ecuador. Al mismo tiempo se produce un correspondiente movimiento descendente sobre las aguas frías del Pacífico oriental. El meteorólogo Sir Gilbert Walker fue el primero en describir la gran célula de circulación sobre el Pacífico. Bjerknes s fue el que introdujo el término de circulación de Walker.

65 6.6) Circulación de Walker En el trópico, además de la circulación meridional de Hadley, también existen patrones de movimiento ascendente y descendente en dirección este-oeste. Se ubican justo en el ecuador. Estas celdas de circulación zonal deben su existencia a fuertes gradientes en la TSM con orientación este a oeste. Los vientos alíseos empujan las aguas mas superficiales y cálidas hacia el oeste, acumulándolas en el borde oeste del océanos Pacífico (zona de Indonesia, Malasia, Filipinas). En el lado este, tienden a darse surgencias de agua mas fría (Perú). El aire cálido y húmedo del Pacífico ecuatorial oeste asciende formando grandes sistemas de tormentas por la condensación del vapor de agua. A su vez, el calor latente liberado de estos enormes sistemas intensifica el movimiento ascendente y un flujo superficial entrante del este y del oeste, lo cual estimula la formación de una intensa célula de circulación junto al ecuador. Al mismo tiempo se produce un correspondiente movimiento descendente sobre las aguas frías del Pacífico oriental. El meteorólogo Sir Gilbert Walker fue el primero en describir la gran célula de circulación sobre el Pacífico. Bjerknes s fue el que introdujo el término de circulación de Walker. Circulación de Walker: circulación atmosférica que se da en el plano longitud altura a lo largo del océano Pacífico ecuatorial.

66 6.6) Circulación de Walker Desde que Bjerkness introdujo el término de Circulación de Walker, ha habido más reportes/artículos sobre el tema y a día de hoy cuando uno habla de circulación de Walker se refiere a la totalidad de las celdas de circulación zonal que existen en el ecuador. Circulación de Walker: circulación atmosférica que se da en el plano longitud altura a lo largo del ecuador y que es conducida por el gradiente de temperaturas. Las características de la circulación de Walker están relacionadas con el acoplamiento tropical de la atmósfera y los océanos.

67 6.6) Circulación de Walker

68 Referencias - Ahrens, Meteorology today: an introduction to weather, climate, and the environment, Capítulo 10 - Lau et al., Walter Circulation.