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Modelo Conceptual
Descripción
Modelo E10 - Interacción Atmósfera-Océano
El modelo conceptual busca comprender los mecanismos que dan origen a un comportamiento, y describirlos de la forma más simple posible. Para eso, el comportamiento se segmenta en temas (grupos): cada uno identifica los objetos o variables que participan —tanto en su funcionamiento normal como en sus posibles anomalías o desviaciones— y describe, mediante verbos, la forma en que esos objetos interactúan entre sí. El resultado es lo que llamamos una red semántica: la estructura con la que representamos y comunicamos el modelo conceptual, antes de introducir ecuación alguna.
ID:4954
Estructura de los Grupos
Descripción
El primer paso consiste en analizar la descripción general del modelo e identificar los distintos aspectos que intervienen en el fenómeno y que deben ser representados. Cada uno de estos aspectos se organiza como un grupo, entendido como una unidad conceptual coherente que describe una parte específica del funcionamiento del modelo.
Cada grupo reúne los objetos o conceptos relevantes para ese aspecto y las relaciones o verbos que describen cómo interactúan, se modifican o dependen unos de otros. De esta manera, cada grupo constituye una parte de la red semántica del modelo, mientras que el conjunto de los grupos permite representar de forma estructurada su funcionamiento global.
La división en grupos facilita además separar mecanismos, condiciones, procesos y resultados que cumplen funciones diferentes dentro del modelo, manteniendo al mismo tiempo las relaciones que existen entre ellos. Los grupos no son, por tanto, componentes aislados: pueden compartir conceptos y establecer relaciones entre sí, formando conjuntamente una única representación semántica del fenómeno.
La imagen anterior ofrece una visión general de los distintos aspectos en que se ha estructurado el modelo. A continuación se presentan los grupos identificados, indicando para cada uno su título y una breve descripción del aspecto del modelo que representa.
Grupo 1: Grupo 1: Intercambio turbulento océano-atmósfera
¿Cómo intercambian océano y atmósfera calor, humedad y momento a través de la interfaz?
Grupo 2: Grupo 2: Control de la convección por temperatura superficial del mar
¿Cómo modifica la temperatura superficial del mar la estabilidad, convergencia y convección atmosférica?
Grupo 3: Grupo 3: Acoplamiento TSM–ITCZ
¿Cómo determina la distribución de temperatura superficial del mar la posición de la zona de convergencia intertropical?
Grupo 4: Grupo 4: Inestabilidad de Bjerknes y ENSO
¿Cómo crecen perturbaciones de los alisios mediante el lazo vientos–TSM–convección–vientos?
Grupo 5: Grupo 5: Estado y escala interanual de ENSO
¿Qué amplitud, alcance y escala temporal adquiere el lazo cuando forma El Niño o La Niña?
Grupo 6: Grupo 6: Intensificación de ciclones por intercambio superficial
¿Cómo extrae un ciclón tropical energía del océano cálido y realimenta sus propios vientos y convección?
Grupo 7: Grupo 7: Límite termodinámico de intensidad ciclónica
¿Cómo determina la temperatura potencial equivalente el límite máximo de intensidad del ciclón?
ID:1803
Grupo 1: Grupo 1: Intercambio turbulento océano-atmósfera
Descripción
¿Cómo intercambian océano y atmósfera calor, humedad y momento a través de la interfaz?
Pregunta clave: ¿Cómo intercambian océano y atmósfera calor, humedad y momento a través de la interfaz?
La interacción océano-atmósfera es el mecanismo de acoplamiento más importante de todo el sistema climático en escalas de tiempo que van de días a décadas: el océano le cede o le extrae calor, humedad y momento a la atmósfera a través de flujos turbulentos que ocurren justo en la interfaz entre ambos. Los ciclones tropicales son otra manifestación de esta misma interacción océano-atmósfera, aunque a una escala mucho más pequeña y rápida que la de El Niño-Oscilación del Sur: extraen su energía del océano cálido mediante el mismo mecanismo de intercambio de calor superficial inducido por el viento que sostiene su propia intensificación, en el que la evaporación que aumentan sus propios vientos fuertes aporta la energía que alimenta la convección en las bandas espirales y en el muro del ojo del ciclón. Así, desde el ciclo de años que tarda en desarrollarse un episodio de El Niño-Oscilación del Sur hasta los pocos días que necesita un ciclón tropical para intensificarse, la interacción océano-atmósfera sigue siendo el mismo mecanismo de fondo: la temperatura superficial del mar modifica la convección, esa convección modifica los vientos, y esos vientos vuelven a modificar la temperatura superficial del mar, en lazos que se cierran a escalas de tiempo muy distintas pero que comparten el mismo acoplamiento fundamental entre el océano y la atmósfera. La temperatura superficial del mar es la que modifica, desde abajo, la convección atmosférica que ocurre sobre ella: cuando la temperatura superficial del mar es alta, favorece la convergencia del aire y la convección; cuando es baja, en cambio, estabiliza la atmósfera que tiene encima e inhibe esa misma convección.
ID:3697
Grupo 2: Grupo 2: Control de la convección por temperatura superficial del mar
Descripción
¿Cómo modifica la temperatura superficial del mar la estabilidad, convergencia y convección atmosférica?
Pregunta clave: ¿Cómo modifica la temperatura superficial del mar la estabilidad, convergencia y convección atmosférica?
La temperatura superficial del mar es la que modifica, desde abajo, la convección atmosférica que ocurre sobre ella: cuando la temperatura superficial del mar es alta, favorece la convergencia del aire y la convección; cuando es baja, en cambio, estabiliza la atmósfera que tiene encima e inhibe esa misma convección. Esta inestabilidad funciona como un lazo que se retroalimenta a sí mismo: los vientos alisios modifican la temperatura superficial del mar, esa temperatura superficial del mar modifica a su vez la convección atmosférica de la manera que ya se describió, y esa convección modifica de vuelta a los mismos vientos alisios que la originaron, reforzándolos o debilitándolos según la dirección en la que haya arrancado la perturbación inicial. Esta dependencia es tan fuerte que la zona de convergencia intertropical, la franja donde confluyen los vientos de ambos hemisferios, sigue de cerca dónde está la temperatura superficial del mar más alta del océano. Qué tan intenso puede llegar a ser un ciclón tropical depende, en el fondo, de la temperatura potencial equivalente de las masas de aire que entran por la base del ciclón, una temperatura potencial equivalente que a su vez depende de la temperatura superficial del mar sobre la que ese aire se formó: cuanto más alta es esa temperatura potencial equivalente, más alto es el límite termodinámico de intensidad que el ciclón tropical puede alcanzar.
ID:3698
Grupo 3: Grupo 3: Acoplamiento TSM–ITCZ
Descripción
¿Cómo determina la distribución de temperatura superficial del mar la posición de la zona de convergencia intertropical?
Pregunta clave: ¿Cómo determina la distribución de temperatura superficial del mar la posición de la zona de convergencia intertropical?
Esta dependencia es tan fuerte que la zona de convergencia intertropical, la franja donde confluyen los vientos de ambos hemisferios, sigue de cerca dónde está la temperatura superficial del mar más alta del océano. Así, desde el ciclo de años que tarda en desarrollarse un episodio de El Niño-Oscilación del Sur hasta los pocos días que necesita un ciclón tropical para intensificarse, la interacción océano-atmósfera sigue siendo el mismo mecanismo de fondo: la temperatura superficial del mar modifica la convección, esa convección modifica los vientos, y esos vientos vuelven a modificar la temperatura superficial del mar, en lazos que se cierran a escalas de tiempo muy distintas pero que comparten el mismo acoplamiento fundamental entre el océano y la atmósfera. La temperatura superficial del mar es la que modifica, desde abajo, la convección atmosférica que ocurre sobre ella: cuando la temperatura superficial del mar es alta, favorece la convergencia del aire y la convección; cuando es baja, en cambio, estabiliza la atmósfera que tiene encima e inhibe esa misma convección. Esta inestabilidad funciona como un lazo que se retroalimenta a sí mismo: los vientos alisios modifican la temperatura superficial del mar, esa temperatura superficial del mar modifica a su vez la convección atmosférica de la manera que ya se describió, y esa convección modifica de vuelta a los mismos vientos alisios que la originaron, reforzándolos o debilitándolos según la dirección en la que haya arrancado la perturbación inicial.
ID:3699
Grupo 4: Grupo 4: Inestabilidad de Bjerknes y ENSO
Descripción
¿Cómo crecen perturbaciones de los alisios mediante el lazo vientos–TSM–convección–vientos?
Pregunta clave: ¿Cómo crecen perturbaciones de los alisios mediante el lazo vientos–TSM–convección–vientos?
El fenómeno de El Niño-Oscilación del Sur es el modo dominante de esta interacción océano-atmósfera a escala interanual: pequeñas perturbaciones en los vientos alisios que soplan sobre el Pacífico tropical pueden crecer hasta convertirse en un episodio completo de El Niño o de La Niña, gracias a la inestabilidad de Bjerknes. Esta inestabilidad funciona como un lazo que se retroalimenta a sí mismo: los vientos alisios modifican la temperatura superficial del mar, esa temperatura superficial del mar modifica a su vez la convección atmosférica de la manera que ya se describió, y esa convección modifica de vuelta a los mismos vientos alisios que la originaron, reforzándolos o debilitándolos según la dirección en la que haya arrancado la perturbación inicial. Así, desde el ciclo de años que tarda en desarrollarse un episodio de El Niño-Oscilación del Sur hasta los pocos días que necesita un ciclón tropical para intensificarse, la interacción océano-atmósfera sigue siendo el mismo mecanismo de fondo: la temperatura superficial del mar modifica la convección, esa convección modifica los vientos, y esos vientos vuelven a modificar la temperatura superficial del mar, en lazos que se cierran a escalas de tiempo muy distintas pero que comparten el mismo acoplamiento fundamental entre el océano y la atmósfera. Los ciclones tropicales son otra manifestación de esta misma interacción océano-atmósfera, aunque a una escala mucho más pequeña y rápida que la de El Niño-Oscilación del Sur: extraen su energía del océano cálido mediante el mismo mecanismo de intercambio de calor superficial inducido por el viento que sostiene su propia intensificación, en el que la evaporación que aumentan sus propios vientos fuertes aporta la energía que alimenta la convección en las bandas espirales y en el muro del ojo del ciclón.
ID:3700
Grupo 5: Grupo 5: Estado y escala interanual de ENSO
Descripción
¿Qué amplitud, alcance y escala temporal adquiere el lazo cuando forma El Niño o La Niña?
Pregunta clave: ¿Qué amplitud, alcance y escala temporal adquiere el lazo cuando forma El Niño o La Niña?
El fenómeno de El Niño-Oscilación del Sur es el modo dominante de esta interacción océano-atmósfera a escala interanual: pequeñas perturbaciones en los vientos alisios que soplan sobre el Pacífico tropical pueden crecer hasta convertirse en un episodio completo de El Niño o de La Niña, gracias a la inestabilidad de Bjerknes. Así, desde el ciclo de años que tarda en desarrollarse un episodio de El Niño-Oscilación del Sur hasta los pocos días que necesita un ciclón tropical para intensificarse, la interacción océano-atmósfera sigue siendo el mismo mecanismo de fondo: la temperatura superficial del mar modifica la convección, esa convección modifica los vientos, y esos vientos vuelven a modificar la temperatura superficial del mar, en lazos que se cierran a escalas de tiempo muy distintas pero que comparten el mismo acoplamiento fundamental entre el océano y la atmósfera. Cuando este lazo crece lo suficiente, produce calentamientos de entre dos y cuatro grados en el Pacífico oriental, con teleconexiones climáticas que alcanzan todo el planeta. El ciclo completo de El Niño-Oscilación del Sur tiene un periodo de entre tres y siete años, y puede describirse con modelos matemáticos de osciladores acoplados entre el océano y la atmósfera.
ID:3701
Grupo 6: Grupo 6: Intensificación de ciclones por intercambio superficial
Descripción
¿Cómo extrae un ciclón tropical energía del océano cálido y realimenta sus propios vientos y convección?
Pregunta clave: ¿Cómo extrae un ciclón tropical energía del océano cálido y realimenta sus propios vientos y convección?
Los ciclones tropicales son otra manifestación de esta misma interacción océano-atmósfera, aunque a una escala mucho más pequeña y rápida que la de El Niño-Oscilación del Sur: extraen su energía del océano cálido mediante el mismo mecanismo de intercambio de calor superficial inducido por el viento que sostiene su propia intensificación, en el que la evaporación que aumentan sus propios vientos fuertes aporta la energía que alimenta la convección en las bandas espirales y en el muro del ojo del ciclón. Así, desde el ciclo de años que tarda en desarrollarse un episodio de El Niño-Oscilación del Sur hasta los pocos días que necesita un ciclón tropical para intensificarse, la interacción océano-atmósfera sigue siendo el mismo mecanismo de fondo: la temperatura superficial del mar modifica la convección, esa convección modifica los vientos, y esos vientos vuelven a modificar la temperatura superficial del mar, en lazos que se cierran a escalas de tiempo muy distintas pero que comparten el mismo acoplamiento fundamental entre el océano y la atmósfera. Qué tan intenso puede llegar a ser un ciclón tropical depende, en el fondo, de la temperatura potencial equivalente de las masas de aire que entran por la base del ciclón, una temperatura potencial equivalente que a su vez depende de la temperatura superficial del mar sobre la que ese aire se formó: cuanto más alta es esa temperatura potencial equivalente, más alto es el límite termodinámico de intensidad que el ciclón tropical puede alcanzar. Esta inestabilidad funciona como un lazo que se retroalimenta a sí mismo: los vientos alisios modifican la temperatura superficial del mar, esa temperatura superficial del mar modifica a su vez la convección atmosférica de la manera que ya se describió, y esa convección modifica de vuelta a los mismos vientos alisios que la originaron, reforzándolos o debilitándolos según la dirección en la que haya arrancado la perturbación inicial.
ID:3702
Grupo 7: Grupo 7: Límite termodinámico de intensidad ciclónica
Descripción
¿Cómo determina la temperatura potencial equivalente el límite máximo de intensidad del ciclón?
Pregunta clave: ¿Cómo determina la temperatura potencial equivalente el límite máximo de intensidad del ciclón?
Qué tan intenso puede llegar a ser un ciclón tropical depende, en el fondo, de la temperatura potencial equivalente de las masas de aire que entran por la base del ciclón, una temperatura potencial equivalente que a su vez depende de la temperatura superficial del mar sobre la que ese aire se formó: cuanto más alta es esa temperatura potencial equivalente, más alto es el límite termodinámico de intensidad que el ciclón tropical puede alcanzar. La temperatura superficial del mar es la que modifica, desde abajo, la convección atmosférica que ocurre sobre ella: cuando la temperatura superficial del mar es alta, favorece la convergencia del aire y la convección; cuando es baja, en cambio, estabiliza la atmósfera que tiene encima e inhibe esa misma convección. Así, desde el ciclo de años que tarda en desarrollarse un episodio de El Niño-Oscilación del Sur hasta los pocos días que necesita un ciclón tropical para intensificarse, la interacción océano-atmósfera sigue siendo el mismo mecanismo de fondo: la temperatura superficial del mar modifica la convección, esa convección modifica los vientos, y esos vientos vuelven a modificar la temperatura superficial del mar, en lazos que se cierran a escalas de tiempo muy distintas pero que comparten el mismo acoplamiento fundamental entre el océano y la atmósfera.
ID:3703