ola de rossby

Onda inercial que ocurre en fluidos en rotación.

Los meandros de la corriente en chorro del hemisferio norte se desarrollan alrededor del vórtice polar norte (a, b) y finalmente desprenden una "gota" de aire frío (c). Naranja: masas de aire más cálidas; rosa: corriente en chorro; azul: masas de aire más frías.

Las ondas de Rossby , también conocidas como ondas planetarias , son un tipo de onda inercial que se produce naturalmente en los fluidos en rotación. ^[1] Fueron identificados por primera vez por el meteorólogo estadounidense nacido en Suecia Carl-Gustaf Arvid Rossby en la atmósfera de la Tierra en 1939. Se observan en las atmósferas y océanos de la Tierra y otros planetas, debido a la rotación de la Tierra o del planeta involucrado. . Las ondas de Rossby atmosféricas en la Tierra son meandros gigantes en vientos de gran altitud que tienen una gran influencia en el clima . Estas ondas están asociadas a sistemas de presión y a la corriente en chorro (especialmente alrededor de los vórtices polares ). ^[2] Las ondas oceánicas de Rossby se mueven a lo largo de la termoclina : el límite entre la capa superior cálida y la parte fría más profunda del océano.

Tipos de ondas de Rossby

Ondas atmosféricas

^[3] Esbozos de los principios fundamentales de las ondas de Rossby. a y b La fuerza restauradora. c – e La velocidad de la forma de onda. En a , una parcela de aire sigue la latitud  a una velocidad hacia el este  con una aceleración meridional  cuando la fuerza del gradiente de presión equilibra la fuerza de Coriolis. En b , cuando la parcela encuentra un pequeño desplazamiento  en latitud, el gradiente de la fuerza de Coriolis impone una aceleración meridional  que siempre apunta en contra de  cuando . Aquí,  denota la frecuencia angular de la Tierra y  es la aceleración de Coriolis hacia el norte. Mientras la parcela serpentea a lo largo de la línea con flecha azul  en b , su forma de onda viaja hacia el oeste como se muestra en c . La vorticidad absoluta compone la vorticidad planetaria  y la vorticidad relativa , reflejando la rotación de la Tierra y la rotación de la parcela con respecto a la Tierra, respectivamente. La conservación de la vorticidad absoluta  determina un gradiente hacia el sur de , como lo indica la sombra roja en c . La proyección del gradiente a lo largo de la trayectoria del flujo  normalmente no es cero y causaría una velocidad tangencial . Como ejemplo, la ruta  en c se amplía en dos cruces verdes, que se muestran en d y e . Estos dos cruces están asociados con gradientes positivos y negativos de  a lo largo , respectivamente, como lo indican las flechas roja y rosa en d y e . Las flechas negras  denotan las sumas vectoriales de las flechas roja y rosa que bordean las cruces, las cuales se proyectan zonalmente hacia el oeste. Las parcelas en estos cruces se desplazan hacia los puntos verdes en c y, visualmente, el camino  se desplaza hacia el oeste hacia la línea de puntos. ${\displaystyle \varphi _{0}}$ ${\displaystyle v_{E}}$ ${\displaystyle a_{N}=0}$ ${\displaystyle \delta \varphi }$ ${\displaystyle a_{N}}$ ${\displaystyle \delta \varphi }$ ${\displaystyle v_{E}>0}$ ${\displaystyle \Omega }$ ${\displaystyle a_{N}}$ ${\displaystyle l}$ ${\displaystyle f}$ ${\displaystyle \zeta }$ ${\displaystyle \eta }$ ${\displaystyle \zeta }$ ${\displaystyle l}$ ${\displaystyle v_{t}}$ ${\displaystyle l}$ ${\displaystyle \zeta }$ ${\displaystyle l}$ ${\displaystyle v_{t}}$ ${\displaystyle l}$

Las ondas de Rossby atmosféricas resultan de la conservación de la vorticidad potencial y están influenciadas por la fuerza de Coriolis y el gradiente de presión. ^[3] La imagen de la izquierda esboza los principios fundamentales de la onda, por ejemplo, su fuerza restauradora y su velocidad de fase hacia el oeste. La rotación hace que los fluidos giren hacia la derecha a medida que se mueven en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. Por ejemplo, un fluido que se mueve desde el ecuador hacia el polo norte se desviará hacia el este; un fluido que se mueve hacia el ecuador desde el norte se desviará hacia el oeste. Estas desviaciones son causadas por la fuerza de Coriolis y la conservación de la vorticidad potencial, lo que conduce a cambios de vorticidad relativa. Esto es análogo a la conservación del momento angular en mecánica. En las atmósferas planetarias, incluida la Tierra, las ondas de Rossby se deben a la variación del efecto Coriolis con la latitud .

Se puede identificar una onda de Rossby terrestre porque su velocidad de fase , marcada por su cresta de onda, siempre tiene una componente hacia el oeste. ^{[ cita necesaria ]} Sin embargo, puede parecer que el conjunto recopilado de ondas de Rossby se mueve en cualquier dirección con lo que se conoce como su velocidad de grupo . En general, las ondas más cortas tienen una velocidad de grupo hacia el este y las ondas largas una velocidad de grupo hacia el oeste.

Los términos " barotrópico " y " baroclínico " se utilizan para distinguir la estructura vertical de las ondas de Rossby. Las ondas barotrópicas de Rossby no varían en la vertical ^{[ se necesita aclaración ]} y tienen las velocidades de propagación más rápidas. Los modos de onda baroclínica, por otro lado, varían en la vertical. También son más lentos, con velocidades de sólo unos pocos centímetros por segundo o menos. ^[4]

La mayoría de las investigaciones de las ondas de Rossby se han realizado en las de la atmósfera terrestre. Las ondas de Rossby en la atmósfera terrestre son fáciles de observar como (generalmente 4 a 6) meandros de gran escala de la corriente en chorro . Cuando estas desviaciones se vuelven muy pronunciadas, masas de aire frío o cálido se desprenden, y se convierten en ciclones y anticiclones de baja intensidad , respectivamente, y son responsables de los patrones climáticos del día a día en las latitudes medias. La acción de las ondas de Rossby explica parcialmente por qué los bordes continentales orientales en el hemisferio norte, como el noreste de Estados Unidos y el este de Canadá, son más fríos que Europa occidental en las mismas latitudes , ^[5] y por qué el Mediterráneo está seco durante el verano ( Rodwell– Mecanismo de Hoskins ). ^[6]

Ondas atmosféricas que se propagan hacia los polos

La convección profunda ( transferencia de calor ) a la troposfera se intensifica sobre superficies marinas muy cálidas en los trópicos, como durante los eventos de El Niño . Este forzamiento tropical genera ondas de Rossby atmosféricas que tienen una migración hacia el polo y el este.

Las ondas de Rossby que se propagan hacia los polos explican muchas de las conexiones estadísticas observadas entre los climas de latitudes bajas y altas. ^[7] Uno de esos fenómenos es el calentamiento estratosférico repentino . Las ondas de Rossby que se propagan hacia los polos son una parte importante e inequívoca de la variabilidad en el hemisferio norte, como se expresa en el patrón del Pacífico de América del Norte. Mecanismos similares se aplican en el hemisferio sur y explican en parte la fuerte variabilidad en la región del Mar de Amundsen en la Antártida. ^[8] En 2011, un estudio de Nature Geoscience que utilizó modelos de circulación general vinculó las ondas de Rossby del Pacífico generadas por el aumento de las temperaturas del Pacífico tropical central con el calentamiento de la región del Mar de Amundsen, lo que provocó el calentamiento continental invernal y primaveral de la Tierra de Ellsworth y la Tierra de Marie Byrd en la Antártida Occidental. mediante un aumento de la advección . ^[9]

Ondas de Rossby en otros planetas

Las ondas atmosféricas de Rossby, al igual que las ondas Kelvin , pueden ocurrir en cualquier planeta en rotación con atmósfera. La característica de la nube en forma de Y en Venus se atribuye a las ondas de Kelvin y Rossby. ^[10]

olas oceánicas

Las olas oceánicas de Rossby son olas de gran escala dentro de una cuenca oceánica. Tienen una amplitud baja, del orden de centímetros (en la superficie) a metros (en la termoclina), en comparación con las ondas atmosféricas de Rossby, que son del orden de cientos de kilómetros. Pueden tardar meses en cruzar una cuenca oceánica. Ganan impulso debido a la presión del viento en la capa superficial del océano y se cree que comunican cambios climáticos debido a la variabilidad del forzamiento , debido tanto al viento como a la flotabilidad . Se cree que las ondas de Rossby fuera del ecuador se propagan a través de ondas Kelvin que se propagan hacia el este y que surgen contra las corrientes fronterizas orientales , mientras que se cree que las ondas Kelvin ecuatoriales derivan parte de su energía del reflejo de las ondas de Rossby contra las corrientes fronterizas occidentales. ^[11]

Tanto las ondas barotrópicas como las baroclínicas provocan variaciones de la altura de la superficie del mar, aunque la longitud de las olas hizo que fueran difíciles de detectar hasta la llegada de la altimetría satelital . Las observaciones satelitales han confirmado la existencia de ondas de Rossby oceánicas. ^[12]

Las ondas baroclínicas también generan importantes desplazamientos de la termoclina oceánica , a menudo de decenas de metros. Las observaciones satelitales han revelado la majestuosa progresión de las ondas de Rossby en todas las cuencas oceánicas , particularmente en latitudes bajas y medias. Debido al efecto beta , los tiempos de tránsito de las ondas de Rossby aumentan con la latitud. En una cuenca como la del Pacífico , las ondas que viajan en el ecuador pueden tardar meses, mientras que más cerca de los polos el tránsito puede tardar décadas. ^[13]

Las ondas de Rossby han sido sugeridas como un mecanismo importante para explicar el calentamiento del océano en Europa , una luna de Júpiter . ^[14]

Ondas en discos astrofísicos

También se cree que las inestabilidades de las ondas de Rossby se encuentran en discos astrofísicos , por ejemplo, alrededor de estrellas recién formadas. ^{[15] [16]}

Amplificación de ondas de Rossby

Se ha propuesto que una serie de fenómenos meteorológicos extremos regionales en el hemisferio norte asociados con patrones de circulación atmosférica bloqueados pueden haber sido causados ​​por una amplificación cuasisonante de las ondas de Rossby . Los ejemplos incluyen las inundaciones europeas de 2013 , las inundaciones de China de 2012 , la ola de calor rusa de 2010 , las inundaciones de Pakistán de 2010 y la ola de calor europea de 2003 . Incluso teniendo en cuenta el calentamiento global , la ola de calor de 2003 habría sido muy improbable sin dicho mecanismo.

Normalmente, las ondas de Rossby de escala sinóptica que viajan libremente y las ondas de Rossby cuasestacionarias de escala planetaria existen en las latitudes medias con solo interacciones débiles. La hipótesis, propuesta por Vladimir Petoukhov, Stefan Rahmstorf , Stefan Petri y Hans Joachim Schellnhuber , es que bajo algunas circunstancias estas ondas interactúan para producir el patrón estático. Para que esto suceda, sugieren, el número de onda zonal (este-oeste) de ambos tipos de onda debe estar en el rango de 6 a 8, las ondas sinópticas deben detenerse dentro de la troposfera (para que la energía no escape a la estratosfera). ) y las guías de ondas de latitudes medias deberían atrapar los componentes cuasi estacionarios de las ondas sinópticas. En este caso, las ondas a escala planetaria pueden responder inusualmente fuertemente a la orografía y a las fuentes y sumideros térmicos debido a la "cuasiresonancia". ^[17]

Un estudio de 2017 realizado por Mann , Rahmstorf y otros. conectó el fenómeno de la amplificación antropogénica del Ártico con la resonancia de ondas planetarias y los fenómenos meteorológicos extremos . ^[18]

Definiciones matemáticas

Ondas barotrópicas libres de Rossby bajo un flujo zonal con ecuación de vorticidad linealizada

Para empezar, se puede considerar perturbado un flujo medio zonal, U , donde U es constante en el tiempo y el espacio. Sea el campo de viento horizontal total, donde u y v son las componentes del viento en las direcciones x e y , respectivamente. El campo de viento total se puede escribir como un flujo medio, U , con una pequeña perturbación superpuesta, u′ y v′ . ${\displaystyle {\vec {u}}=\langle u,v\rangle }$

${\displaystyle u=U+u'(t,x,y)\!}$

${\displaystyle v=v'(t,x,y)\!}$

Se supone que la perturbación es mucho menor que el flujo zonal medio.

${\displaystyle U\gg u',v'\!}$

La vorticidad relativa y las perturbaciones se pueden escribir en términos de la función de la corriente (suponiendo un flujo no divergente, para el cual la función de la corriente describe completamente el flujo): ${\displaystyle \eta }$ ${\displaystyle u'}$ ${\displaystyle v'}$ ${\displaystyle \psi }$

${\displaystyle {\begin{aligned}u'&={\frac {\partial \psi }{\partial y}}\\[5pt]v'&=-{\frac {\partial \psi }{\partial x}}\\[5pt]\eta &=\nabla \times (u'\mathbf {\hat {\boldsymbol {\imath }}} +v'\mathbf {\hat {\boldsymbol {\jmath }}} )=-\nabla ^{2}\psi \end{aligned}}}$

Considerando una parcela de aire que no tiene vorticidad relativa antes de la perturbación ( U uniforme no tiene vorticidad) pero con vorticidad planetaria f en función de la latitud, la perturbación conducirá a un ligero cambio de latitud, por lo que la vorticidad relativa perturbada debe cambiar para para conservar la vorticidad potencial . Además, la aproximación anterior U >> u' garantiza que el flujo de perturbación no advecte la vorticidad relativa.

${\displaystyle {\frac {d(\eta +f)}{dt}}=0={\frac {\partial \eta }{\partial t}}+U{\frac {\partial \eta }{\partial x}}+\beta v'}$

con . Ingrese la definición de función de flujo para obtener: ${\displaystyle \beta ={\frac {\partial f}{\partial y}}}$

${\displaystyle 0={\frac {\partial \nabla ^{2}\psi }{\partial t}}+U{\frac {\partial \nabla ^{2}\psi }{\partial x}}+\beta {\frac {\partial \psi }{\partial x}}}$

Utilizando el método de coeficientes indeterminados se puede considerar una solución de onda viajera con números de onda zonales y meridionales k y ℓ , respectivamente, y frecuencia : ${\displaystyle \omega }$

${\displaystyle \psi =\psi _{0}e^{i(kx+\ell y-\omega t)}\!}$

Esto produce la relación de dispersión :

${\displaystyle \omega =Uk-\beta {\frac {k}{k^{2}+\ell ^{2}}}}$

La velocidad de fase zonal ( dirección x ) y la velocidad de grupo de la onda de Rossby vienen dadas por

${\displaystyle {\begin{aligned}c&\equiv {\frac {\omega }{k}}=U-{\frac {\beta }{k^{2}+\ell ^{2}}},\\[5pt]c_{g}&\equiv {\frac {\partial \omega }{\partial k}}\ =U-{\frac {\beta (\ell ^{2}-k^{2})}{(k^{2}+\ell ^{2})^{2}}},\end{aligned}}}$

donde c es la velocidad de fase, c _g es la velocidad del grupo, U es el flujo medio hacia el oeste, es el parámetro de Rossby , k es el número de onda zonal y ℓ es el número de onda meridional . Se observa que la velocidad de la fase zonal de las ondas de Rossby siempre es hacia el oeste (viajando de este a oeste) en relación con el flujo medio U , pero la velocidad del grupo zonal de las ondas de Rossby puede ser hacia el este o hacia el oeste dependiendo del número de onda. ${\displaystyle \beta }$

parámetro de Rossby

El parámetro de Rossby se define como la tasa de cambio de la frecuencia de Coriolis a lo largo de la dirección meridional:

${\displaystyle \beta ={\frac {\partial f}{\partial y}}={\frac {1}{a}}{\frac {d}{d\varphi }}(2\omega \sin \varphi )={\frac {2\omega \cos \varphi }{a}},}$

donde es la latitud, ω es la velocidad angular de rotación de la Tierra y a es el radio medio de la Tierra . ${\displaystyle \varphi }$

Si , no habrá ondas de Rossby; Las ondas de Rossby deben su origen al gradiente de la velocidad tangencial de la rotación planetaria (vorticidad planetaria). Un planeta "cilindro" no tiene ondas de Rossby. También significa que en el ecuador de cualquier planeta giratorio con forma de esfera, incluida la Tierra, todavía habrá ondas de Rossby, a pesar de que , porque . Éstas se conocen como ondas ecuatoriales de Rossby . ${\displaystyle \beta =0}$ ${\displaystyle f=0}$ ${\displaystyle \beta >0}$

Ver también

• onda atmosférica
• onda ecuatorial
• Onda de Rossby ecuatorial – tratamiento matemático
• Armónico
• onda kelvin
• Vórtice polar
• silbato rosby

Referencias

1. "¿Qué es una onda de Rossby?". Administración Nacional Oceánica y Atmosférica .
2. Holton, James R. (2004). Meteorología Dinámica . Elsevier. pag. 347.ISBN​ 978-0-12-354015-7.
3. Él, Maosheng; Forbes, Jeffrey M. (7 de diciembre de 2022). "Se observa la segunda generación armónica de la onda de Rossby en la atmósfera media". Comunicaciones de la naturaleza . 13 (1): 7544. Código bibliográfico : 2022NatCo..13.7544H. doi :10.1038/s41467-022-35142-3. ISSN  2041-1723. PMC 9729661 . PMID  36476614.  Este artículo incorpora texto de esta fuente, que está disponible bajo la licencia CC BY 4.0.
4. Pastor, Theodore G. (octubre de 1987). "Ondas de Rossby y turbulencia bidimensional en un chorro zonal a gran escala". Revista de mecánica de fluidos . 183 : 467–509. Código bibliográfico : 1987JFM...183..467S. doi :10.1017/S0022112087002738. S2CID  9289503.
5. Kaspi, Yohai; Schneider, Tapio (marzo de 2011). "Frío invernal de las fronteras continentales orientales inducido por las cálidas aguas del océano" (PDF) . Naturaleza . 471 (7340): 621–624. Código Bib :2011Natur.471..621K. doi : 10.1038/naturaleza09924. PMID  21455177. S2CID  4388818.
6. Rodwell, Mark J.; Hoskins, Brian J. (1996). "Los monzones y la dinámica de los desiertos". Revista trimestral de la Real Sociedad Meteorológica . 122 (534): 1385-1404. Código bibliográfico : 1996QJRMS.122.1385R. doi :10.1002/qj.49712253408. ISSN  1477-870X.
7. Hoskins, Brian J.; Karoly, David J. (junio de 1981). "La respuesta lineal constante de una atmósfera esférica al forzamiento térmico y orográfico". Revista de Ciencias Atmosféricas . 38 (6): 1179-1196. Código bibliográfico : 1981JAtS...38.1179H. doi : 10.1175/1520-0469(1981)038<1179:TSLROA>2.0.CO;2 .
8. Lachlan-Cope, Tom; Connolley, William (16 de diciembre de 2006). "Teleconexiones entre el Pacífico tropical y el mar de Amundsen-Bellinghausens: papel de El Niño/Oscilación del Sur". Revista de investigación geofísica: atmósferas . 111 (D23). Código Bib : 2006JGRD..11123101L. doi : 10.1029/2005JD006386 .
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13. Chelton, Dudley B.; Schlax, Michael B. (1996). "Observaciones globales de las olas oceánicas de Rossby" (PDF) . Ciencia . 272 (5259): 234–238.
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Bibliografía

• Rossby, C.-G. (21 de junio de 1939). "Relación entre las variaciones en la intensidad de la circulación zonal de la atmósfera y los desplazamientos de los centros de acción semipermanentes". Revista de investigaciones marinas . 2 (1): 38–55. doi :10.1357/002224039806649023. S2CID  27148455.
• Platzman, GW (julio de 1968). "La ola de Rossby". Revista trimestral de la Real Sociedad Meteorológica . 94 (401): 225–248. Código bibliográfico : 1968QJRMS..94..225P. doi :10.1002/qj.49709440102.
• Dickinson, RE (enero de 1978). "Ondas de Rossby: oscilaciones de períodos prolongados de océanos y atmósferas". Revisión Anual de Mecánica de Fluidos . 10 (1): 159-195. Código Bib : 1978AnRFM..10..159D. doi : 10.1146/annurev.fl.10.010178.001111.

enlaces externos

• Descripción de las ondas de Rossby de la Sociedad Meteorológica Estadounidense
• Una introducción a las ondas de Rossby oceánicas y su estudio con datos satelitales
• Olas de Rossby y clima extremo (Vídeo)