Las representaciones de la capa límite atmosférica en los modelos climáticos globales desempeñan un papel en las simulaciones de climas pasados, presentes y futuros . Representar la capa límite atmosférica (ABL) dentro de los modelos climáticos globales (GCM) es difícil debido a las diferencias en el tipo de superficie, el desajuste de escala entre los procesos físicos que afectan la ABL y las escalas en las que se ejecutan los GCM, y las dificultades para medir diferentes procesos físicos dentro de la ABL. . Varias técnicas de parametrización que se describen a continuación intentan abordar la dificultad en las representaciones ABL dentro de los GCM.
La ABL es la parte más baja de la troposfera de la Tierra , aproximadamente en la zona de altitud de 0 km a 1,5 km. La ABL es la única parte de la troposfera directamente afectada por el contacto cíclico diario con la superficie de la Tierra, por lo que la ABL se ve directamente afectada por los forzamientos que se originan en la superficie. [1] Dichos forzamientos incluyen: flujo de calor, flujo de humedad, convección, fricción, emisión de contaminantes y flujo topográficamente modificado. Los tiempos de respuesta a estos forzamientos suelen ser de una hora o menos. [1]
Los forzamientos de la superficie deben tenerse en cuenta en los GCM para tener simulaciones precisas del clima de la Tierra. Desafortunadamente, la dificultad para simular estos forzamientos surge por varias razones. Primero, la superficie de la Tierra no es uniforme. Se compone (en términos generales) de tierra, agua y hielo, y cada superficie interactúa de manera diferente con la atmósfera. En segundo lugar, las escalas temporales y espaciales de los forzamientos entre la superficie de la Tierra y la atmósfera ocurren en escalas mucho menores que las escalas en las que se ejecutan los GCM. En tercer lugar, muchos de estos procesos son difíciles de medir directamente. Por lo tanto, estos forzamientos deben parametrizarse como resultado. [2]
En general, la Tierra está dividida en una cuadrícula tridimensional. Se ejecutan ecuaciones de pronóstico para cada proceso físico relevante para cada punto de la cuadrícula. A partir de ahí, los valores de los puntos de la cuadrícula para cada variable se interpolan en cada celda de la cuadrícula, que luego se puede analizar. [2]
La resolución de la cuadrícula de los GCM varía considerablemente, del orden de 1 a 5 grados (aproximadamente 110 a 550 km de latitud, hasta 110 km de longitud) en horizontal y 10 niveles en vertical. A medida que la resolución de la cuadrícula se hace más fina, la cantidad de tiempo computacional necesario para ejecutar el modelo aumenta exponencialmente, porque hay muchos más puntos de la cuadrícula que componen el modelo. Además, incluso con la resolución más alta de 1 grado, las escalas espaciales de muchos de los procesos físicos incorporados en el modelo son todavía mucho más pequeñas que la resolución del modelo. [2]
Las nubes y la convección a menudo surgen de procesos a pequeña escala que ocurren dentro del ABL. Además, las nubes y la convección ayudan a unir la ABL con la atmósfera libre, ya que la convección ayuda a hacer crecer la ABL. Además, cuando el ambiente es lo suficientemente inestable, la convección puede ayudar a eliminar la inversión de temperatura que cubre la ABL. Además, "los movimientos convectivos asociados con las nubes producen importantes flujos de masa, momento, calor y humedad". [2] Las escalas en las que se establecen estos flujos suelen ser mucho más pequeñas que las de las cuadrículas GCM. Sin embargo, estos flujos suelen ser mayores que los del flujo sinóptico. Las parametrizaciones de las nubes y la convección tienen como objetivo abordar las diferencias de escala entre las cuadrículas GCM y las escalas de nubes/convección. [2]
Las parametrizaciones de nubes GCM tienen en cuenta al menos dos tipos de nubes: nubes convectivas y nubes de sobresaturación a gran escala. "Las nubes de sobresaturación a gran escala se producen cuando la humedad relativa en un cuadro de cuadrícula en algún nivel de modelo excede un valor crítico". [2] Una forma de contabilizar las nubes de sobresaturación a gran escala es estableciendo el valor crítico de humedad relativa en 80%, asignando cuadros de cuadrícula con valores de humedad relativa iguales o superiores al 80% como nubes cubiertas. Otra forma de tener en cuenta las nubes de sobresaturación a gran escala es comparar las nubes mediante la variabilidad de la temperatura, en el sentido de que dondequiera que la temperatura "haga que la humedad relativa alcance el 100%, está cubierto de nubes". [2]
Las nubes convectivas siguen uno de tres esquemas de parametrización generales. El primer esquema es el ajuste adiabático húmedo. La principal ventaja de este método es que es simple, ya que si se excede el gradiente adiabático húmedo, la humedad y el calor dentro de la capa vertical se ajustan de modo que el aire dentro de la capa se sature. [2] [3] A su vez, la tasa de caída se ajusta a la tasa de caída adiabática húmeda, conservando energía, eliminando el exceso de humedad sin transportar impulso. La desventaja de este esquema es que sobreestima la convección, ya que obliga a toda una cuadrícula a actuar de manera convectiva, algo poco realista en la atmósfera real. [2]
El segundo esquema es la parametrización de Kuo y es más complejo que el esquema de ajuste adiabático húmedo. [2] [3] Este esquema se ocupa de la convergencia de humedad a gran escala como fuente de humedad para la convección. Una debilidad de este esquema es el calentamiento por convección, ya que este esquema de parametrización supone que la convección calienta al mezclar las nubes y el aire ambiental, en lugar del calentamiento producido por el hundimiento entre las nubes. [2]
El esquema Arakawa-Schubert es el tercer esquema y el más completo. [2] [3] Este esquema modela las interacciones entre nubes cúmulos y el medio ambiente, el arrastre y desentrenamiento de aire/humedad, las corrientes descendentes de las nubes y el hundimiento fuera de las nubes. Además, este esquema supone un cuasi equilibrio, con una disipación de las nubes a un "ritmo suficiente para mantener la atmósfera cerca del equilibrio frente a una desestabilización a gran escala". [2]
La mayor parte de la turbulencia atmosférica ocurre dentro de la ABL, mientras que la atmósfera libre es en gran medida no turbulenta. Entonces, para tener una contabilidad adecuada de los movimientos dentro de la ABL, los GCM deben tener en cuenta adecuadamente las turbulencias dentro de la ABL. Para hacer esto, los GCM deben tener alguna forma de lograr el cierre de la turbulencia.
Los procesos turbulentos se pueden combinar a grandes rasgos en tres categorías: flujo de calor, flujo de humedad y flujo de impulso. [2] Al calcular estos flujos, uno termina con más incógnitas que ecuaciones, lo que significa que esas ecuaciones no se pueden resolver directamente. Para calcular flujos turbulentos y cerrar las ecuaciones, se deben realizar parametrizaciones para los términos de orden superior. Las secciones siguientes describen métodos para parametrizar flujos turbulentos y cierre de turbulencia.
Hay dos métodos para parametrizar flujos turbulentos. El primero es el cierre local. El cierre local vincula la cantidad turbulenta desconocida en un punto específico del espacio con valores y gradientes de cantidades conocidas en el mismo punto. Además, el cierre local compara el transporte turbulento con la difusión molecular y suele ser de primer o segundo orden. [1]
El segundo método para parametrizar flujos turbulentos es el cierre no local. La turbulencia no depende únicamente de los valores y gradientes locales debido a la superposición de muchos remolinos individuales. A diferencia del cierre local, el cierre no local vincula cantidades turbulentas desconocidas con cantidades conocidas en muchos puntos del espacio. [1]
La teoría K (teoría de la difusividad/viscosidad de los remolinos) es una forma de cierre local y es el principal esquema de cierre de primer orden dentro de la capa superficial. La teoría K sigue un concepto similar al de la viscosidad molecular, en el sentido de que el flujo turbulento de una cantidad es proporcional a su gradiente espacial, con K como la viscosidad/difusividad turbulenta. La teoría K es poderosa porque el flujo de cantidades puede vincularse directamente al gradiente de las cantidades medias con la altura, multiplicado por un valor K. La idea detrás de la teoría K es que la turbulencia elimina los gradientes, creando un flujo neto de cantidades hacia abajo. gradientes. [1] Entonces K es positivo.
Las ecuaciones de difusividad/viscosidad de remolinos se muestran en la tabla anterior. K m representa la viscosidad turbulenta, mientras que K H y KW representan la difusividad turbulenta del calor y la humedad, respectivamente. τ x y τ y representan la tensión de Reynolds (flujo de momento) en las direcciones x e y, H v representa el flujo de calor turbulento y E representa el flujo de humedad turbulento. ρ es la densidad del aire, u', v' y w' son perturbaciones de velocidad, y θ' y q' son perturbaciones potenciales de temperatura y humedad. Otros puntos clave sobre K: [1]
La teoría K se aplica mejor en entornos estáticamente neutros, con turbulencias predominantemente generadas mecánicamente, aunque se ha aplicado a entornos estáticamente estables. [1] La figura de la derecha demuestra cómo funciona el flujo de temperatura en un entorno estable. Si una parcela se desplaza hacia arriba en un entorno estable, w' es 0 positivo y θ' es mayor que la media θ. Entonces w'θ' es mayor que cero. Por el contrario, cuando una parcela se desplaza hacia abajo, w' es negativo y θ' es negativo.
Dependiendo de la resolución vertical del modelo, se puede utilizar la teoría K para tener en cuenta los diversos flujos dentro del ABL. [2] [3] Además, la teoría K se puede aplicar en condiciones inestables dentro de la capa mixta si se aplica un término de contragradiente, que tiene en cuenta la turbulencia impulsada por la flotabilidad.
Como alternativa a la teoría K, los flujos ABL se pueden explicar mediante el uso de fórmulas aerodinámicas en masa. [2]
Las fórmulas aerodinámicas generales utilizan C d , C h y C q , donde C d es el coeficiente de resistencia, C h es el coeficiente de intercambio (transferencia) de calor y C q es el coeficiente de intercambio (transferencia) de humedad. [3] Cada uno de estos coeficientes es función de variables conocidas, como la velocidad promedio del viento a 10 m y la temperatura y humedad potenciales promedio en la superficie y a 10 m. Además, cada uno de estos coeficientes varía según la estabilidad. A partir de las variables conocidas se pueden calcular fácilmente los coeficientes de intercambio y, por tanto, también los flujos. La siguiente imagen muestra las ecuaciones utilizadas para calcular los coeficientes y flujos de intercambio, con u * como velocidad de fricción. [1]