Jet Streams
Francisco Javier Huertas Pérez
Noviembre 2023
1.
Introducción
Las corrientes de chorro o jet streams surgen del gradiente de presiones a una misma altura en
dos columnas de aire debido a la diferencia de temperatura entre ambas, ya que la de mayor temperatura tendrá una mayor presión.
Otra interpretación, a partir de las superficies isobáricas, es que estas se encuentran inclinadas
hacia las zonas de menor temperatura, ya que en las columnas de aire de menor temperatura el
descenso de la presión con la altura es mayor por ser más densas. Esto nos permite obtener la dirección del gradiente de presiones, ya que este es perpendicular las curvas de nivel (las superficies
isobáricas)
En ambos casos, el gradiente de presiones apuntará en la dirección y sentido de las zonas más
frías. Como el ecuador es más cálido que los polos, el gradiente apuntará al norte (en el Hemisferio Norte) o al sur (en el Hemisferio Sur)
Esto, combinado con el efecto Coriolis, da lugar a un viento que se desplaza de oeste a este.
2.
Aproximaciones
Como se trata de vientos que recorren largas distancias (describen paralelos a la Tierra) y debido
al efecto Coriolis estos son perpendiculares al gradiente de presión, podemos considerar la aproximación de viento geostrófico.
Asumiremos también que en los paralelos la temperatura es constante, y que en la superficie los
vientos son nulos.
Consideramos por otro lado la siguiente modelización del gradiente meridional de temperatura:
∂T
z
≈ −b · (1 −
) · c · cos2 ϕ · sin3 ϕ
∂y
2zT
donde zT ≈ 11 km es la altura promedio de la tropopausa, ϕ es la latitud y z la altura respecto de
la superficie terrestre, siendo b y c constantes de ajuste positivas.
3.
Caracterización
A partir de la ecuación del viento térmico en coordenadas isobáricas, y de la ecuación hipsométrica:
1
vt =
Rs
ln
2Ω sin ϕ
p1
p2
· uz × ∇T =
Rs
ln
2Ω sin ϕ
p1
p2
∂T
· uz × uy
∂y | {z }
−ux
Z2 − Z1 =
Rs Tv
ln
g0
p1
p2
−→ ln
p1
p2
= g0
Z2 − Z1
Rs Tv
obtenemos que
vg (Z2 = z) − vg (Z1 = 0) = vt =
| {z }
0
g0 · z · c · b
z
) · cos2 ϕ · sin2 ϕ ux
· (1 −
|
{z
}
2z
2Ω · Tv
T
sin2 2ϕ
4
Es decir, obtenemos un viento que va hacia el este (para alturas menores que 2zt ≈ 22 km), y cuya magnitud depende de la altura y latitud, alcanzando su máximo para una altura de z = zT ≈
11 km. Podemos decir por tanto que las corrientes caracterizadas mediante esta aproximación tienen lugar (son más apreciables) a una altura similar a la de la tropopausa, tal y como ocurre con
las corrientes en chorro.
Podemos obtener el valor máximo de la magnitud del viento con los siguientes valores:
Tv ≈ 253 K temperatura virtual promedio en la troposfera
g0 = 9,81 m · s−2
2 Ω ≈ 1,46 · 10−4 s−1
ϕ = π/4
c=3.03 ·10−6 m−1
b=40 K
luego vmax ≈ 44,2 m · s−1 ≈ 160 km/h, lo cual se encuentra alrededor de los valores máximos de
las corrientes de chorro.
2
