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Circulación general de la atmósfera
Altura de la tropopausa
z2−z1=∫p2
p1
RT /g d pp
=RT̄g
ln(p1/p2)
El espesor de la capa entre p1 y p2 depende de la T media enla capa
Ecuación hipsométrica: ecuacion de estado + ecuación hidrostática.
Relaciona distribución de masa en altura con temperatura de la columnaatmosférica.
z1
z2z
Airecálido
Airefrío
p2
p1
Ecuador Polo
p
p1 p2
WindsDebido a la pendientede las superficies isobaras entre polo y ecuador se inducirá un viento en altura
El flujo de masa hacialos polos causará que baje la presión de superficie en lostrópicos y aumente enlos polos induciendoun flujo hacia el ecuadoren superficie.
Hadley (1700s)
p y
Coriol
is
?
Pressure
Tropicos
Extra-tropicosLatitudes medias y altas
Extra-tropicosLatitudes medias y altas
Corriente en chorroCirculación de Hadley
Trópicos
La circulacion de Hadley se limita a los trópicos
Corrientes en chorro
Velocidad vertical en 500 hPa
En la zona de ascenso de la circulación de Hadleyexiste convección profunda en forma de “hot towers”
Movimientosascendentes10 cm/s
Las “hot towers” ocupan un 2% de los trópicos en un instantede 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 energía del ecuadorhacia los subtrópicos
Celdas deFerrel
Transporte de masa
Celdas de Hadley
Circulación en latitudes medias
Extra-trópicos
Dos
co
mp
orta
mie
nto
sm
uy d
ifere
nte
s
Latitudesmedias
Tropicos
Jet Subtropical(mas “derecho”)
Jet Frente polar(tiene grandesmeandros)
p
Los vientos del oeste aumentan con la alturay son mas fuertesen el invierno
Corriente en chorro(en la media zonal nose distinguen las doscorrientes en chorrode cada hemisferio)
¿Por qué?
Para escalas grandes (500-1000 km) en latitudes fuera de los trópicos el balance principal es:
Equilibrio Geostrófico: balance entre aceleración de Coriolis y gradiente de presión.
vg=1f
∂ p∂ x
ug=−1f
∂ p∂ y
∂u∂ t
u∂ u∂ x
v∂u∂ y
w∂ u∂ z
− f v=−1
∂ p∂ x
AH∂
2 u
∂ x2AH
∂2 u
∂ y2AV
∂2 u
∂ z2
∂ v∂ t
u∂ v∂ x
v∂ v∂ y
w∂ v∂ z
f u=−1
∂ p∂ y
AH∂
2 v∂ x2 AH
∂2 v
∂ y2 AV∂
2 v∂ z2
Viento (flujo) geostrófico
Viento geostrófico en el hemisferio suren ausencia de fricción
x
y p y
p
p+Δp
p+2Δp
ug
vg=1f
∂ p∂ x
ug=−1f
∂ p∂ y
Coriolis
FGP
Flujo es paralelo a isobaras rectas ~ geostrofico
Viento geostrófico en el hemisferio suren presencia de fricción
(capa limite)
x
y p y
p
p+Δp
p+2Δp
ug
Coriolis
FGP
Friccion
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 asociadomovimiento descendente y buen tiempo.
H. Norte
Consideremos que la densidad del fluído se puedeconsiderar constante
Tomando la derivada vertical del viento geostrófico
y usando la ecuación hidrostática para sustituir dp/dz
=01−T−T 0
∂ug
∂ z=
−g
f∂T∂y
∂vg
∂z=g
f∂T∂x
Usando la ecuacion de estado para vincular la densidad con la temperatura:
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 derivarla ecuación del viento térmico, para la atmósfera también hay una ecuación análoga:
∂ug
∂ lnp=Rf
∂T∂y
∂vg
∂ lnp=
−Rf
∂T∂ x
∂ug
∂ lnp=Rf
∂T∂ y
p
Z2−Z1=RT̄g
ln(p1/p2)
dT/dydT/dy
∂ug
∂ lnp=Rf
∂T∂y
0
pLos vientos del oeste aumentan con la alturay son mas fuertesen el invierno
Corriente en chorro
El aumento de los vientoscon la altura está asociadoal gradiente meridional de T
Meandros de la corriente en chorro
La corriente en chorro no es uniforme ni espacial, ni temporalmente, sino que su estructura cambiadia a dia. Y con ella el tiempo.
Meandros de la corriente en chorro
En superficie, lasondulaciones de lacorriente en chorrotienen asociados centrosde baja presión.
El aire circula alrededorde los centros de bajapresión de tal formaque masas de aire de diferente tipo se encuentrancreando frentes fríosy cálidos donde se producen tormentas.
Ciclones extratropicales
Caso
B
Aire cálido y húmedoAire frío yseco
Los “eddies” transportan calor hacia los polos
¿Cómo influye la existencia de continentes en la circulación?
En ausencia de continentes la circulación es simétrica con respecto al ecuador
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 máximos de precipitacion.
Media Anual
Maximo de lascorrientes en chorro duranteel invierno.
Maximo en el H.N. de 70m/s.
Notar el movimiento hacialos polos de lacorriente en chorro con lasestaciones.
Vientos en superficie
● Los vientos del oeste son mucho mas fuertes y uniformes en el H.S.● Notar minimos de vientos en 30°.
Media Anual
Relativamentepoca estacionalidadde los vientosalisios en comparacion conlos vientos del oeste.
En el invierno del H.N. sedesarrollan dos centros debaja presión debido al contraste térmico entre losfríos continentes y los mascálidos océanos.
Esas dos zonas de bajas presión son la baja Aleutianay la baja de Islandia. Estasregiones tienen cielo cubiertoy lluvias durante toda la estacion pues la circulación desuperficie tiende a converger causando movimiento ascendente y condensación de vapor de agua.
En el invierno del H.S. el cinturon de altas presionessubtropicalestiende a ser mas uniforme.
Monson=cambio direccion vientos de acuerdo a la estacion.
Movimiento aparentedel sol calienta elcontinente en veranogenerando una bajapresion. Los vientostienden a converger hacia la baja trayendohumedad del oceano.
Monsón de América del Sur
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 sólo existen entre océano-continente. Tambien existen entre diferentes regiones de los océanos. En particular, entre el Pacífico
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.
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