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Unidad 4: Corriente en chorro en capas bajas (CCCB).Aspectos climatológicos, ciclo diurno, mecanismos que contribuyen a su formación y persistencia, relación con eventos de tiempo significativo.
Laboratorio Sinóptico2012
Laboratorio Sinóptico 2012 - Claudia Campetella/Celeste Saulo
Tópicos• Introducción y definiciones• Evidencias observacionales a escala regional y
global• Procesos físicos que explican este patrón de
circulación en capas bajas• Características medias de la CCCB de Sudamérica• Estructura tri-dimensional de la atmósfera bajo
situaciones de CCCB.• Análisis de situaciones particulares - Impacto de la
CCCB sobre el tiempo significativo2
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Introducción y definiciones
• En forma muy genérica puede considerarse que una corriente en chorro en capas bajas es un máximo del viento horizontal que debe darse por debajo de una cierta altura
• Para que sea “chorro” (jet) debe haber una importante cortante vertical, tanto por debajo como por arriba del máximo de viento
• De acuerdo con Ray (1986) es una corriente intensa, estrecha y cuasi-horizontal:– V > 12 m/s– Relación ancho/largo > ½– Cortantes verticales entre 5 y 10 ms-1 por km
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Definiciones
• Algunos autores se refieren al jet “nocturno”, para separar el fenómeno de mesoescala (con escalas horizontales ~20 km), caracterizado por oscilaciones diarias y aceleraciones nocturnas (recordar las clases de Met. Sinóptica y el máximo de viento nocturno en la capa estable en la CLP), de aquellas circulaciones que toman dimensiones mayores (sinóptica) y persisten durante varios días
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Según Stensrud (1996) se distinguen:• Los identificables a partir del perfil vertical local del viento y que pueden o no presentar cortantes horizontales importantes• Los identificables en los campos de circulación en capas bajas, que se extienden entre cientos y/o miles de kms y presentan cortantes horizontales importantes, pero pueden no estar limitados a la CLP, es decir están asociados con forzantes de escala sinóptica
Definiciones
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Criterio de identificación Bonner 1968
Criterio Viento máximo por
debajo de los 2000
metros
Diferencia entre el máximo y el
mínimo subsiguiente o el nivel de
3000 metros
I 12 m s-1 6 m s-1
II 16 m s-1 8 m s-1
III 20 m s-1 10 m s-1
“El máximo de viento en capas bajas debe encontrarse por debajo de los 2000 metros de altura. La cortante superior se estimará a partir de la diferencia en el módulo del viento entre el nivel del viento máximo y el mínimo subsiguiente o el nivel de 3000 metros (lo que ocurra primero)”.
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Criterios adaptados para su utilización en campos analizados sobre Sudamérica
• El máximo de la intensidad del viento (V) en 850 hPa al este de los Andes debe ser mayor o igual a 12 m/s.
• La componente meridional debe ser del norte. • La diferencia de las velocidades del viento entre 850
y 700 hPa debe ser mayor o igual a 6 m/s en algún lugar de la región abarcada por la isotaca de 12 m/s.
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Evidencias observacionalesCorrientes en chorro en el mundo
Stensrud, 1996
Grandes Planicies, USA
Somali
Korin y Southerly Buster
América del Sur
Zipser y otros 2006
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Viento medio en 850 hPa para invierno y verano (sombreado: mag. viento meridional)
Máximo de viento del norte en Sta Cruz de la Sierra en Invierno y verano (débil)
Evidencias observacionales
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NortheastTrades
ET
Amazonia
Energy balance
MCSLa Plata Basin
wind
Ta
Td
LLJ
N
500
200hPa
1000
800900
600
700
400
300
Altiplano
Moisture flux from Amazonia
Tomado de Marengo et al., 2003
La CCCB de SudaméricaMarengo y otros 2004
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Perfil vertical
Tomada de Ruiz 2004
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Campo horizontal
Virji, 1981Saulo et al. 2002
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Posibles causas/mecanismos de formaciónLOCALES: • Blackadar (1959) introduce una teoría para explicar las oscilaciones del
viento dentro de la CLP, excitadas por el ciclo diurno de calentamiento sobre la superficie.
• Holton (1967), Mc Nieder y Pielke (1981) Bonner y Paegle (1970), estudiaron cómo se modifica este ciclo diurno debido a la presencia de una pendiente en el terreno
• Fast y McCorcle (1990) incluyeron otros efectos como las inohomogeneidades en el contenido de humedad en el suelo o el tipo de suelo
REGIONALES/SINOPTICOS:• Wexler (1961) efecto canalizador de la topografía y el acople entre la
dinámica de capas bajas y la atmósfera superior en presencia de máximos de viento en niveles altos estudiado por Uccellini y Johnson (1979), y Uccellini y otros (1987).
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El viento térmico es del sur
El viento geostrófico (supuesto del N) se debilita con la altura
S
N
La fricción actua atenuando al viento real en la CLA, con lo cual se espera observar vientos del norte SUB-GEOSTROFICOS durante el día, cerca de la superficie
Esquema de la respuesta del viento medio al calentamiento diferencial y a la fricción
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Viento térmico del norte en capas bajas
El viento geostrófico del norte aumenta con la altura
N N
La fricción no es eficiente en la noche, con lo que el viento real, por encima de la capa superficial, se acelera y resultan vientos SUPER-GEOSTROFICOS del norte en horas nocturnas
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Modelo teórico del acople entre capas altas y bajas
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Φ
Φ +∆Φ
Φ+2∆Φ
VgVg Vg
B
C
C
D
D
ζ <0
ζ >0HS
E
N
Va
Va
A B
A’B’
Modelo de los 4 cuadrantes – circulaciones secundarias
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Componentes ageostróficas
Convergencias
Divergencias
Circulaciones transversales o secundarias
La máxima aceleración es en el eje del J
Principio de Dines
B B’ y
θ2
θ1
J
F
C
-pθ2
θ1
J
F
C
-p
A A’ y
C D
D C
D C
C D
Corte A A’ celda de circulación ⇨directa a la entrada de J Corte B B’ celda de circulación ⇨
indirecta a la salida de J
Celda Térmica indirecta
Celda Térmica directa
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N
S
J
E
T+∆T
T
Celda térmica directa
Celda térmica indirecta
D
D
C
C
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Climatologías de la CCCB Sudamericana
• Lichtenstein (1980) y Fernández y Necco (1982), describen, utilizando datos observacionales, la presencia de una corriente en chorro en capas bajas con dirección norte-sur al este de los Andes, en tanto que Inzunza y Berri (1990) documentaron las características del transporte de humedad y viento en capas bajas asociados con la presencia de la corriente en chorro en dichos niveles.
• Sugahara y Da Rocha (1996) la identifican a partir de los análisis del Centro Europeo
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• Figure 1: The NCEP long-term mean 850 hPa wind vectors for the months of December-February for South America. Solid dots are radiosonde stations, open circle is Santa Cruz, Bolivia.
• Douglas y otros, 1998
Figure 4: Time - height section of the mean v-wind at 15°S, 62.5°W, near the core of the SLLPW. Douglas y otros, 1998
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Climatologías de la CCCB Sudamericana
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Figure 6: Plot of mean wind direction and wind speed as function of height at Santa Cruz, based on all pilot balloon observations made during Jan-Mar 1998. Douglas y otros 1998
Figure 8: Mean wind speed and direction profiles for both morning and afternoon soundings at Santa Cruz.Douglas y otros 1998
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Climatologías de la CCCB Sudamericana
• El vacío observacional es un hecho.
• La comunidad científica concuerda en que es necesario tomar alguna acción
• Se postula la realización de un Experimento de Campo
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South America Low Level Jet field EXperiment
Para comprender el rol que tiene la corriente en chorro en capas bajas en los intercambios de calor y humedad que se dan entre los trópicos y los extra trópicos así como también los aspectos de la hidrología, el clima y su variabilidad que se vinculan con esta corriente.
Del 1 de noviembre de 2002 al 28 de febrero de 2003
Objetivo:
Mejorar la descripción espacial y temporal de la CCCB
Componentes observacionales del SALLJEX : altura
• 4504 observaciones con globo piloto en 26 estaciones
• 279 Radiosondeos extra sobre Argentina, 200
sobre Bolivia y Paraguay y 120 sobre Brasil
Aproximadamente entre 4 y 6
observadores en cada punto
~140 observadore
s extra
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South America Low Level Jet field EXperiment
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Algunos resultados del SALLJEX
Nicolini y otros 2004
Figure 3: Mean summer diurnal wind gyre (m/s) at Asunción (Paraguay) at 1000 m asl. UTC times.
-20 0 15 10 40 70
4000
3000
2000
1000
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Modelo simplificado de circulación en capas bajas predominante durante la
estación cálida
Nicolini y otros 2006
CHACO JET
NO-CHACO JET
JETARGENTINO
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Cuando se cumple el criterio de CCCB y la isotaca de 12 m/s se extiende hasta 25º S, y v > 0 y además v > u Evento Chaco.
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Mapas medios correspondientes a las 12 UTC
Nicolini y otros 2005
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Climatologías del CCB Sudamericano
Marengo y otros 2004
Generada a partir del Reanálisis del NCEP. Promedios entre 1950-2000
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• Climatología de la CCCB: viento medio en 850 hPa
Marengo y otros 2004
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Climatología del Jet del Chaco en verano
Salio y otros 2002
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Figure 9. Meridional wind profile composite for Chaco Jet events (open dot line) and summer (solid line) at (a) Santa Cruz de la Sierra, Bolivia (17.38S, 63W); (b) Resistencia, Argentina (27S, 58W)
Salio et al (JGR, 2002)
Eventos Chaco, verano
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Eventos Chaco, verano
Evento 0Día -1Día -2 Día +1Chaco Jet - Precipitación
Evento 0Día -1Día -2 Día +1
Evento Chaco Jet presión al nivel del mar
Tomado de P. Salio, disertación doctoral, 2002Laboratorio Sinóptico 2012 - Claudia Campetella/Celeste Saulo 36
Salio et al, MWR 2007
Relación CCCB – MCS (Mesoscale Convective Systems)
Flujo de humedad integrado en la vertical
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Algunos ejemplos de CCCB (Chaco Jet) y su relación con la precipitación
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b)
a)
Criterio de Bonner (somb), V > 12 m/s (cont) y viento en 850 hPa (izq). PNM (cont), espesor 1000/500 (somb) y viento en 850 hPa (der). a) 06z 27, b) 06z28, c) 06z29
c)
Godoy, 2008
Marzo 2007
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a)
b)
c) Imagen de satélite GOES (Izq.), Temperatura adiabática equivalente (K, somb) y viento en 850 hPa (der.). a) 18z 27/3, b) 18z 28/3, c) 18z 29/3
Precipitación acumulada estimada por satélite con la técnica CMORPH (sombreado): a) desde 18 UTC del 26 de marzo hasta 00Z del 29 de marzo
Laboratorio Sinóptico 2012 - Claudia Campetella/Celeste Saulo 4321 06:00z 21 10:00z
850 hPa, 06 UTC del 21 de julio: a) viento (vectores, m/s), isotacas a partir de 12 m/s (contornos verdes, cada 5 m/s), criterio 1 de Bonner (sombreado), temperatura potencial equivalente (líneas casa 5 K), b) temperatura potencial equivalente (líneas cada 5 K), viento (vectores, m/s) y convergencia de flujo de humedad
Cerrudo y otros, 2012
Julio 2009
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• Blackadar, A. K., 1957: Boundary layer wind maxima and their significance for the growth of nocturnal inversions. Bull. Amer. Meteor. Soc., 38, 283–290.
• Bonner, W. D., 1968: Climatology of the low-level jet. Mon.Wea. Rev., 96, 833–850.• Cerrudo, C., C. Campetella y N. Possia, 2012 Estudio dinámico y termodinámico de una ciclogénesis costera, Actas
CONGREMET XI, 28 de mayo al 1 de junio de 2012, Mendoza, Argentina• Douglas, M. W., M. Nicolini, and C. Saulo, 1998: Observational evidences of a low level jet east of the Andes during
January–March 1998. Meteorologica, 23, 63–72• Fernandez A. y Necco G. , 1982: Características del campo de viento en la atmósfera libre en estaciones Argentinas.
Meteorológica XIII, 2, 7-21.• Godoy, A., 2008: Ciclo de vida de bajas segregadas en el sur de Sudamérica: Un caso de estudio. Tesis de Licenciatura.
Dpto. Ciencias de la Atmósfera y los Océanos. Universidad de Buenos Aires.• Holton, J. R., 1967: The diurnal boundary layer wind oscillation above sloping terrain. Tellus, 19, 199–205.• Marengo J. A., Wagner R. Soares, Celeste Saulo y Matilde Nicolini, 2004: Climatology of the Low Level Jet East of the
Andes as Derived from the NCEP-NCAR Reanalyses: Characteristics and Temporal Variability. Journal of Climate: Vol 17, No. 12, 2261-2280.
• Nicolini, M. y A. C. Saulo, 2006: Modeled Chaco low-level jets and related precipitation patterns during the 1997-1998 warm season. Meteorology and Atmospheric Physics, Volumen 94, nros 1-4, 129-143. (DOI: 10.1007/s00703-006-0186-7)
• Paegle Jan, 1998: A Comparative Review of South American Low Level Jets. Meteorológica Vol 23. 73-81.• Salio, P. V., M. Nicolini y C. Saulo, 2002: Chaco Low Level Jet Characterization During the Austral Summer Season by ERA
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• Stensrud, D. J., 1996: Importance of low-level jets to climate: A review. J. Climate, 9, 1698–1711.• Sugahara, S. and R.P. da Rocha (1996). Low-level jet climatology during Southern Hemisphere summer over a South
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