Viento térmico

Diferencia vectorial del movimiento del viento geostrófico a altitudes altas y bajas

Las corrientes en chorro (mostradas en rosa) son ejemplos bien conocidos de viento térmico. Surgen de los gradientes de temperatura horizontales entre los trópicos cálidos y las regiones polares más frías .

En la ciencia atmosférica , el viento térmico es la diferencia vectorial entre el viento geostrófico en altitudes superiores menos el de altitudes inferiores en la atmósfera . Es la cizalladura vertical hipotética que existiría si los vientos obedecieran al equilibrio geostrófico en la horizontal, mientras que la presión obedeciera al equilibrio hidrostático en la vertical. La combinación de estos dos equilibrios de fuerzas se denomina equilibrio del viento térmico , un término generalizable también a equilibrios de flujo horizontales más complicados, como el equilibrio del viento en gradiente .

Dado que el viento geostrófico a un nivel de presión dado fluye a lo largo de contornos de altura geopotencial en un mapa, y el espesor geopotencial de una capa de presión es proporcional a la temperatura virtual , se deduce que el viento térmico fluye a lo largo de contornos de espesor o temperatura. Por ejemplo, el viento térmico asociado con gradientes de temperatura de polo a ecuador es la principal explicación física de la corriente en chorro en la mitad superior de la troposfera , que es la capa atmosférica que se extiende desde la superficie del planeta hasta altitudes de aproximadamente 12 a 15 km.

Matemáticamente, la relación térmica del viento define una cizalladura vertical del viento , es decir, una variación de la velocidad o dirección del viento con la altura. La cizalladura del viento en este caso es una función de un gradiente de temperatura horizontal, que es una variación de la temperatura a lo largo de una distancia horizontal. También llamado flujo baroclínico , el viento térmico varía con la altura en proporción al gradiente de temperatura horizontal. La relación térmica del viento resulta del equilibrio hidrostático y del equilibrio geostrófico en presencia de un gradiente de temperatura a lo largo de superficies de presión constante, o isobaras .

El término viento térmico se considera a menudo un nombre inapropiado, ya que en realidad describe el cambio del viento con la altura, en lugar del viento en sí. Sin embargo, se puede considerar al viento térmico como un viento geostrófico que varía con la altura, por lo que el término viento parece apropiado. En los primeros años de la meteorología, cuando los datos eran escasos, el campo de viento podía estimarse utilizando la relación del viento térmico y el conocimiento de la velocidad y dirección del viento en la superficie, así como los sondeos termodinámicos en altura. ^[1] De esta manera, la relación del viento térmico actúa para definir el viento en sí, en lugar de solo su cizalladura. Muchos autores mantienen el nombre de viento térmico , aunque describe un gradiente de viento, y a veces ofrecen una aclaración al respecto.

Descripción

Explicación física

El viento térmico es el cambio en la amplitud o signo del viento geostrófico debido a un gradiente de temperatura horizontal. El viento geostrófico es un viento idealizado que resulta de un equilibrio de fuerzas a lo largo de una dimensión horizontal. Siempre que la rotación de la Tierra juega un papel dominante en la dinámica de fluidos, como en las latitudes medias, se desarrolla un equilibrio entre la fuerza de Coriolis y la fuerza del gradiente de presión . Intuitivamente, una diferencia horizontal en la presión empuja el aire a través de esa diferencia de una manera similar a la diferencia horizontal en la altura de una colina hace que los objetos rueden cuesta abajo. Sin embargo, la fuerza de Coriolis interviene y empuja el aire hacia la derecha (en el hemisferio norte). Esto se ilustra en el panel (a) de la figura siguiente. El equilibrio que se desarrolla entre estas dos fuerzas da como resultado un flujo que es paralelo a la diferencia de presión horizontal, o gradiente de presión. ^[1] Además, cuando las fuerzas que actúan en la dimensión vertical están dominadas por la fuerza del gradiente de presión vertical y la fuerza gravitacional , se produce el equilibrio hidrostático .

El viento geostrófico en diferentes niveles isobáricos en una atmósfera barotrópica (a) y en una atmósfera baroclínica (b). La parte azul de la superficie denota una región fría mientras que la parte naranja denota una región cálida. Esta estructura de temperatura está restringida a la superficie en (a) pero se extiende a través de la profundidad del fluido en (b). Las líneas de puntos encierran superficies isobáricas que permanecen en pendiente constante con el aumento de la altura en (a) y aumentan en pendiente con la altura en (b). Las flechas rosas ilustran la dirección y amplitud del viento horizontal. Solo en la atmósfera baroclínica (b) varían con la altura. Dicha variación ilustra el viento térmico.

En una atmósfera barotrópica , donde la densidad es una función únicamente de la presión, un gradiente de presión horizontal generará un viento geostrófico que es constante con la altura. Sin embargo, si existe un gradiente de temperatura horizontal a lo largo de las isobaras, las isobaras también variarán con la temperatura. En las latitudes medias, a menudo hay un acoplamiento positivo entre la presión y la temperatura. Tal acoplamiento hace que la pendiente de las isobaras aumente con la altura, como se ilustra en el panel (b) de la figura de la izquierda. Debido a que las isobaras son más empinadas a mayores elevaciones, la fuerza del gradiente de presión asociada es más fuerte allí. Sin embargo, la fuerza de Coriolis es la misma, por lo que el viento geostrófico resultante a mayores elevaciones debe ser mayor en la dirección de la fuerza de presión. ^[2]

En una atmósfera baroclínica , donde la densidad es una función tanto de la presión como de la temperatura, pueden existir tales gradientes de temperatura horizontales. La diferencia de velocidad del viento horizontal con la altura que resulta es una cizalladura vertical del viento, tradicionalmente llamada viento térmico. ^[2]

Formalismo matemático

El espesor geopotencial de una capa atmosférica definida por dos presiones diferentes se describe mediante la ecuación hipsométrica :

${\displaystyle \Phi _{1}-\Phi _{0}=\ R{\overline {T}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]}$,

donde es la constante específica de los gases del aire, es el geopotencial a nivel de presión y es la temperatura promedio vertical de la capa. Esta fórmula muestra que el espesor de la capa es proporcional a la temperatura. Cuando hay un gradiente de temperatura horizontal, el espesor de la capa sería mayor donde la temperatura es mayor. ${\displaystyle \,R\,}$ ${\displaystyle \,\Phi _{n}\,}$ ${\displaystyle \,p_{n}\,}$ ${\displaystyle {\overline {T}}}$

Diferenciando el viento geostrófico, (donde es el parámetro de Coriolis , es el vector unitario vertical, y el subíndice "p" en el operador de gradiente denota gradiente en una superficie de presión constante) con respecto a la presión, e integrando desde el nivel de presión hasta , obtenemos la ecuación del viento térmico: ${\displaystyle \mathbf {v} _{g}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}\Phi }$ ${\displaystyle \;f\;}$ ${\displaystyle \mathbf {k} }$ ${\displaystyle \,p_{0}\,}$ ${\displaystyle \,p_{1}\,}$

${\displaystyle \mathbf {v} _{T}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}(\Phi _{1}-\Phi _{0})}$.

Sustituyendo la ecuación hipsométrica, se obtiene una forma basada en la temperatura,

${\displaystyle \mathbf {v} _{T}={\frac {R}{f}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]\mathbf {k} \times \nabla _{p}{\overline {T}}}$.

Obsérvese que el viento térmico se mueve en ángulo recto respecto del gradiente de temperatura horizontal, en sentido contrario a las agujas del reloj en el hemisferio norte. En el hemisferio sur, el cambio de signo invierte la dirección. ${\displaystyle \;f\;}$

Ejemplos

Giro por advección

En (a), se produce una advección fría, por lo que el viento térmico hace que el viento geostrófico gire en sentido antihorario (para el hemisferio norte) con la altura. En (b), se produce una advección cálida, por lo que el viento geostrófico gira en el sentido horario con la altura.

Si un componente del viento geostrófico es paralelo al gradiente de temperatura, el viento térmico hará que el viento geostrófico rote con la altura. Si el viento geostrófico sopla desde aire frío hacia aire cálido ( advección fría ), el viento geostrófico girará en sentido contrario a las agujas del reloj con la altura (para el hemisferio norte), un fenómeno conocido como retroceso del viento. De lo contrario, si el viento geostrófico sopla desde aire cálido hacia aire frío (advección cálida), el viento girará en el sentido de las agujas del reloj con la altura, también conocido como viraje del viento.

El giro y el retroceso del viento permiten estimar el gradiente de temperatura horizontal con datos de un sondeo atmosférico .

Frontogénesis

Al igual que en el caso del giro por advección, cuando hay un componente isotérmico cruzado del viento geostrófico, se produce una agudización del gradiente de temperatura. El viento térmico provoca un campo de deformación y puede producirse frontogénesis .

Corriente en chorro

Existe un gradiente de temperatura horizontal al desplazarse de norte a sur a lo largo de un meridiano porque la curvatura de la Tierra permite un mayor calentamiento solar en el ecuador que en los polos. Esto crea un patrón de viento geostrófico del oeste que se forma en las latitudes medias. Debido a que el viento térmico provoca un aumento de la velocidad del viento con la altura, el patrón del oeste aumenta en intensidad hasta la tropopausa , lo que crea una fuerte corriente de viento conocida como corriente en chorro . Los hemisferios norte y sur exhiben patrones de corriente en chorro similares en las latitudes medias.

La parte más fuerte de las corrientes en chorro debería estar en la proximidad donde los gradientes de temperatura son mayores. Debido a las masas de tierra en el hemisferio norte, los mayores contrastes de temperatura se observan en la costa este de América del Norte (límite entre la masa de aire frío canadiense y la Corriente del Golfo/Atlántico más cálido) y Eurasia (límite entre la masa de aire frío del monzón de invierno boreal/Siberia y el Pacífico cálido). Por lo tanto, las corrientes en chorro de invierno boreal más fuertes se observan sobre la costa este de América del Norte y Eurasia. Dado que una cizalladura vertical más fuerte promueve la inestabilidad baroclínica , el desarrollo más rápido de ciclones extratropicales (los llamados bombas ) también se observa a lo largo de la costa este de América del Norte y Eurasia.

La falta de masas de tierra en el hemisferio sur conduce a un chorro más constante con la longitud (es decir, un chorro más simétrico zonalmente).

Referencias

1. Cushman-Roisin, Benoit (1994). Introducción a la dinámica de fluidos geofísicos . Prentice-Hall, Inc. ISBN 0-13-353301-8.
2. Holton, James (2004). Introducción a la meteorología dinámica . Elsevier.

Lectura adicional

• Holton, James R. (2004). Introducción a la meteorología dinámica . Nueva York: Academic Press. ISBN 0-12-354015-1.

• Vasquez, Tim (2002). Manual de pronóstico del tiempo . Weather Graphics Technologies. ISBN 0-9706840-2-9.

• Vallis, Geoffrey K. (2006). Dinámica de fluidos atmosféricos y oceánicos . ISBN 0-521-84969-1.

• Wallace, John M.; Hobbs, Peter V. (2006). Ciencia atmosférica . Elsevier Academic Press. ISBN 0-12-732951-X.