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.