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Efecto dinámico de los vientos
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Efecto dinámico de los vientos
Dinámica de Ekman
● El balance fundamental está dado por la igualdad:
Fuerza de Coriolis = Fuerza de Fricción en direccion vertical
− f v=AV∂
2 u
∂ z2; f u=AV
∂2 v
∂ z2
∂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
0=−∂ p∂ z
−g
● Por lo tanto
Entonces
Imponiendo condiciones de borde
u=AV
2
f 2
∂4 u
∂ z4
u=Ce z
=±1±i 1d
d=2AV /∣ f ∣
∂u∂ z
=
AV
, z=0
u z −∞=0
En la superficie la variacion de lavelocidad con la profundidad estadado por el esfuerzo de los vientos
A medida que me alejo de la superficie la velocidad disminuye
● Si =y entonces la solución es
uE z =2
f dez /d
[− y sinzd−
4]
vE z =2
f dez /d
[ y cos zd−
4]
d=2AV /∣ f ∣ Profundidad de la capa de Ekman
Espiral de Ekman (H.N.)
● Transporte de Ekman
U E=∫−∞
0
uE z dz=1
f y
V E=∫−∞
0vE zdz=
−1 f
x
No depende de Av!
● 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
● Divergencia del transporte de Ekman
Integrando en profundidad la ecuacion de continuidad obtenemos el “bombeo de Ekman”
∇ .U E=∂U E
∂ x
∂V E
∂ y=[ ∂
∂ x y
f− ∂
∂ y x
f]
−∂w∂ z
=∇ .uE
wE=1
[ ∂∂ x
y
f− ∂
∂ yx
f ]
El bombeo de Ekman juega un papel importante en la creacion de lasAguas Centrales de la termoclina pues bombea agua de superficie fuerade la capa limite (Iselin 1939).
Afloramiento costero
Afloramiento ecuatorial
Regiones costeras orientales mas frias por advección y afloramiento
Funcion corriente – transporte de masa en el oceanoSe observan las 2 celdas tropicales y la circulacion profunda
Valorespositivos indicancirculacion en sentido horario.
Esquema de la circulación general oceánica
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
fv=1
∂ p∂ x
fu=−1
∂ p∂ y
Hemisferio Norte
La intensidad de las corrientes geostroficas es proporcional a la pendiente de la altura del nivel del mar en superficie.
En superficie esas ecuaciones se pueden escribir como
donde η es la altura del niveldel mar
v=gf
∂
∂ x
u=−g
f∂
∂ y
Altura del nivel del mar por altimetria
La altura de referencia es el geoide y es aquella que tendria el oceanoen reposo.
La topografia de la superficie aparece por mareas, corrientes y el efectobarometrico inverso (topografia dinamica). Estas variaciones son 1/100 de las ondulaciones del geoide.
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 muyprecisos para medir las variaciones en la altura del mar debido alas corrientes.
Observaciones de altura del nivel del mar del TOPEX/POSEIDON a travesde la corriente del Golfo.
Norte Sur
Altura del nivel del mar - Pendiente grande asociada a la corriente del Golfo.
Anomalías Campo total
Campo de altura del nivel del mar (AVISO)
http://argo.colorado.edu/~realtime/global_realtime/geovel.html
Campo de anomalias de altura del nivel del mar
Corrientes geostroficas asociadas a eddies (H.N.)
Corrientes geostroficas
Altura media del nivel del mar
Variacion del nivel del mar
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.
Integrando entre z1 y z2 podemos obtener el cambio de velocidad de lascorrientes como
f v 2−v1=g∂ h '∂ x
f u2−u1=−g∂ h '∂ y
h '=−10
∫dz
El nivel z1 es el nivel de referencia. En general se considera quez1 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.
Balance energéticoen el tope de laatmósfera.
La atmósfera recibemás radiación solaren los trópicos y menosen los polos.
La distribución de energía NETA evidencia un balance que no es por columna atmosférica y por lo tanto implica untransporte.
+
- -
¿Cuanto calor transportan los océanos?
Para mantenerel balance energético terrestre la atmósfera yel océano deben transportar energía
Transporte de energiapor atm+ocn
Los océanos absorben calor preferentemente en los trópicos y pierden elcalor en latitudes altas del hemisferio norte.
Transporte de calor medio anualExcepto en los tropicos, la atmosfera
domina el transporte de calor
¿Que componente de la circulación oceánica transporta mas calor?
