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Ciclogénesis

Este collage de imágenes del satélite GOES 13 muestra el desarrollo de una tormenta del noreste a lo largo de dos días. La ciclogénesis es el desarrollo o fortalecimiento de la ...

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Este collage de imágenes del satélite GOES 13 muestra el desarrollo de una tormenta del noreste a lo largo de dos días.

La ciclogénesis es el desarrollo o fortalecimiento de la circulación ciclónica en la atmósfera (un área de baja presión ). [ 1 ] La ciclogénesis es un término general para al menos tres procesos diferentes, todos los cuales dan como resultado el desarrollo de algún tipo de ciclón , y de cualquier tamaño desde la microescala hasta la escala sinóptica .

El proceso en el que un ciclón extratropical experimenta una caída rápida de la presión atmosférica (24 milibares o más) en un período de 24 horas se denomina ciclogénesis explosiva y suele estar presente durante la formación de una tormenta del noreste . [ 2 ] De manera similar, un ciclón tropical puede experimentar una intensificación rápida .

El equivalente anticiclónico, el proceso de formación de áreas de alta presión , es la anticiclogénesis . [ 3 ] Lo opuesto a la ciclogénesis es la ciclólisis .

escalas meteorológicas

Hay cuatro escalas principales, o tamaños de sistemas, que se manejan en meteorología: la macroescala, la escala sinóptica, la mesoescala y la microescala. [ 4 ] La macroescala se ocupa de sistemas de tamaño global, como la oscilación de Madden-Julian . Los sistemas de escala sinóptica cubren una porción de un continente, como los ciclones extratropicales , con dimensiones de 1000–2500 km (620–1550 mi) de diámetro. [ 5 ] La mesoescala es la siguiente escala más pequeña, y a menudo se divide en dos rangos: los fenómenos meso-alfa abarcan de 200–2000 km (120–1240 mi) de diámetro (el reino del ciclón tropical ), mientras que los fenómenos meso-beta abarcan de 20–200 km (12–124 mi) de diámetro (la escala del mesociclón ). La microescala es la más pequeña de las escalas meteorológicas, con un tamaño inferior a dos kilómetros (1,2 millas) (la escala de los tornados y las trombas marinas ). [ 6 ] Estas dimensiones horizontales no son divisiones rígidas, sino que reflejan tamaños típicos de fenómenos con ciertas características dinámicas. Por ejemplo, un sistema no necesariamente pasa de la escala mesoalfa a la sinóptica cuando su extensión horizontal crece de 2000 a 2001 km (1242,7 a 1243,4 mi) .        

ciclones extratropicales

La onda frontal inicial (o zona de baja presión) se forma en la ubicación del punto rojo en la imagen. Generalmente es perpendicular (en ángulo recto) a la formación nubosa con forma de hoja (hoja baroclínica) que se observa en las imágenes satelitales durante la etapa inicial de la ciclogénesis. La ubicación del eje de la corriente en chorro de niveles superiores se muestra en azul claro.

Modelo noruego de ciclones

Una corriente en chorro de nivel superior. Las áreas DIV son regiones de divergencia en altura, lo que provocará convergencia en la superficie y favorecerá la ciclogénesis.

El modelo de ciclones noruego es un modelo idealizado de formación de tormentas ciclónicas de núcleo frío desarrollado por meteorólogos noruegos durante la Primera Guerra Mundial . [ 7 ] El concepto principal de este modelo, relacionado con la ciclogénesis, es que los ciclones progresan a través de una evolución predecible a medida que se mueven por un frente, con el ciclón más maduro cerca del extremo noreste del frente y el menos maduro cerca del extremo posterior del frente. [ 8 ]

Precursores del desarrollo

Se requiere un límite frontal preexistente, tal como se define en el análisis meteorológico de superficie , para el desarrollo de un ciclón de latitud media. El flujo ciclónico comienza alrededor de una sección perturbada del frente estacionario debido a una perturbación en niveles superiores, como una onda corta o una vaguada en niveles superiores, [ 9 ] [ 10 ] cerca de un cuadrante favorable del chorro en niveles superiores. [ 11 ] Sin embargo, las tasas de estiramiento a lo largo del frente aumentadas en la troposfera inferior pueden suprimir el crecimiento de ciclones extratropicales. [ 12 ] [ 13 ]

El movimiento vertical afecta al desarrollo

La ciclogénesis solo puede ocurrir cuando la temperatura disminuye hacia los polos (hacia el norte, en el hemisferio norte) y las líneas de perturbación de presión se inclinan hacia el oeste con la altura. La ciclogénesis es más probable que ocurra en regiones de advección de vorticidad ciclónica , aguas abajo de una fuerte corriente en chorro del oeste. [ 14 ] La combinación de advección de vorticidad y advección térmica creada por el gradiente de temperatura y un centro de baja presión causa movimiento ascendente alrededor de la baja. [ a ] ​​Si el gradiente de temperatura es suficientemente fuerte, la advección de temperatura aumentará, impulsando un mayor movimiento vertical. Esto aumenta la fuerza general del sistema. Las corrientes ascendentes de cizallamiento [ b ] son ​​el factor más importante para determinar el crecimiento y la fuerza ciclónica. [ 16 ]

Modos de desarrollo

Una baja superficial puede tener diversas causas para su formación. La topografía puede forzar la formación de una baja superficial cuando una onda baroclínica existente se mueve sobre una barrera montañosa; esto se conoce como "ciclogénesis de sotavento" ya que la baja se forma en la ladera de sotavento de las montañas. [ 17 ] [ 18 ] Los sistemas convectivos de mesoescala pueden generar bajas superficiales que inicialmente son núcleos cálidos. [ 19 ] La perturbación puede crecer hasta convertirse en una formación ondulatoria a lo largo del frente y la baja se posicionará en la cresta. Alrededor de la baja, el flujo se volverá ciclónico, por definición. Este flujo rotacional empujará el aire polar hacia el ecuador al oeste de la baja a través de su frente frío posterior, y el aire más cálido empujará la baja hacia el polo a través del frente cálido. Por lo general, el frente frío se moverá a un ritmo más rápido que el frente cálido y lo "alcanzará" debido a la lenta erosión de la masa de aire de mayor densidad ubicada delante del ciclón y la masa de aire de mayor densidad que barre detrás del ciclón, lo que generalmente resulta en un sector cálido más estrecho. [ 20 ] En este punto se forma un frente ocluido donde la masa de aire cálido es empujada hacia arriba en una depresión de aire cálido en altura, que también se conoce como trowal (una depresión de aire cálido en altura ). [ 21 ] Todas las áreas de baja presión en desarrollo comparten un aspecto importante: el movimiento vertical ascendente dentro de la troposfera. Dichos movimientos ascendentes disminuyen la masa de las columnas de aire atmosféricas locales, lo que reduce la presión superficial. [ 22 ]

Madurez

La madurez se produce después del momento de la oclusión, cuando la tormenta ha completado su fortalecimiento y el flujo ciclónico es más intenso. [ 23 ] Posteriormente, la fuerza de la tormenta disminuye a medida que el ciclón se acopla con la vaguada o la baja presión de niveles superiores, convirtiéndose en un núcleo cada vez más frío. El enfriamiento de los ciclones, también conocido como ciclólisis, puede entenderse desde una perspectiva energética. A medida que ocurre la oclusión y la masa de aire cálido es empujada hacia arriba sobre una masa de aire frío, la atmósfera se vuelve cada vez más estable y el centro de gravedad del sistema desciende. [ 24 ] A medida que el proceso de oclusión se extiende más abajo del frente cálido y se aleja de la baja presión central, se agota cada vez más la energía potencial disponible del sistema. Este sumidero de energía potencial crea una fuente de energía cinética que inyecta un último estallido de energía en los movimientos de la tormenta. Una vez que ocurre este proceso, finaliza el período de crecimiento del ciclón, o ciclogénesis, y la baja presión comienza a disminuir (llenarse) a medida que converge más aire en la parte inferior del ciclón del que se elimina por la parte superior, dado que la divergencia en los niveles superiores ha disminuido.

Ocasionalmente, la ciclogénesis se repite con ciclones ocluidos. Cuando esto sucede, se forma un nuevo centro de baja presión en el punto triple (el punto donde convergen el frente frío, el frente cálido y el frente ocluido). Durante la ciclogénesis del punto triple, la baja presión ocluida original se expande a medida que la baja presión secundaria se profundiza hasta convertirse en el sistema meteorológico principal.

ciclones tropicales

Los ciclones tropicales existen dentro de un dominio alfa de mesoescala. A diferencia de la ciclogénesis de latitudes medias, la ciclogénesis tropical está impulsada por una fuerte convección organizada en un núcleo central sin zonas baroclínicas , o frentes, que se extiendan a través de su centro. Aunque la formación de ciclones tropicales es objeto de una extensa investigación en curso y aún no se comprende completamente, existen seis requisitos principales para la ciclogénesis tropical: temperaturas de la superficie del mar suficientemente cálidas, inestabilidad atmosférica, alta humedad en los niveles bajos a medios de la troposfera , suficiente fuerza de Coriolis para desarrollar un centro de baja presión, un foco o perturbación preexistente de bajo nivel y baja cizalladura vertical del viento . Estos ciclones de núcleo cálido tienden a formarse sobre los océanos entre los 10 y 30 grados del ecuador. [ 25 ] [ 26 ]

Mesociclones

Los mesociclones varían en tamaño desde la mesoescala beta hasta la microescala. El término mesociclón se suele reservar para rotaciones de nivel medio dentro de tormentas severas, [ 27 ] y son ciclones de núcleo cálido impulsados ​​por el calor latente de su actividad de tormenta asociada.

Los tornados se forman en el sector cálido de los ciclones extratropicales donde existe una fuerte corriente en chorro en niveles superiores. [ 28 ] Se cree que los mesociclones se forman cuando los fuertes cambios de velocidad y/o dirección del viento con la altura (" cizalladura del viento ") hacen que partes de la parte inferior de la atmósfera giren en rollos invisibles con forma de tubo. Se piensa entonces que la corriente ascendente convectiva de una tormenta eléctrica arrastra este aire giratorio, inclinando la orientación de los rollos hacia arriba (de paralela al suelo a perpendicular) y haciendo que toda la corriente ascendente rote como una columna vertical.

A medida que la corriente ascendente gira, puede formar lo que se conoce como nube de pared. La nube de pared es una capa giratoria de nubes que desciende del mesociclón. La nube de pared tiende a formarse más cerca del centro del mesociclón. Las nubes de pared no necesariamente necesitan un mesociclón para formarse y no siempre giran. A medida que la nube de pared desciende, puede formarse una nube en forma de embudo en su centro. Esta es la primera etapa de la formación de un tornado. [ 29 ] Se cree que la presencia de un mesociclón es un factor clave en la formación de los tornados fuertes asociados con tormentas severas.

Tornados

Los tornados existen en la microescala o en el extremo inferior del dominio gamma de mesoescala. El ciclo comienza cuando una fuerte tormenta eléctrica desarrolla un mesociclón giratorio a pocos kilómetros de altura en la atmósfera, convirtiéndose en una supercélula. A medida que aumenta la lluvia en la tormenta, arrastra consigo una zona de aire que desciende rápidamente, conocida como corriente descendente del flanco trasero (RFD). Esta corriente descendente se acelera al acercarse al suelo y arrastra el mesociclón giratorio hacia el suelo. [ 30 ]

A medida que el mesociclón se acerca al suelo, aparece un embudo de condensación visible que desciende desde la base de la tormenta, a menudo desde una nube de pared giratoria. Conforme desciende el embudo, el RFD también llega al suelo, creando un frente de ráfagas que puede causar daños a una distancia considerable del tornado. Por lo general, la nube embudo comienza a causar daños en el suelo (convirtiéndose en un tornado) a los pocos minutos de que el RFD llegue al suelo. [ 31 ]

trombas marinas

Los tornados marinos existen a microescala. Si bien algunos son fuertes (tornádicos) como sus contrapartes terrestres, la mayoría son mucho más débiles y se originan por dinámicas atmosféricas diferentes. Normalmente se desarrollan en ambientes húmedos con poca cizalladura vertical del viento a lo largo de líneas de convergencia, como brisas terrestres , líneas de convergencia por fricción de masas de tierra cercanas o vaguadas superficiales. [ 32 ] Su nube madre puede ser tan inocua como un cúmulo moderado o tan significativa como una tormenta eléctrica . Los tornados marinos normalmente se desarrollan mientras sus nubes madre están en proceso de desarrollo, y se teoriza que giran al moverse por el límite de la superficie desde la cizalladura horizontal del viento cerca de la superficie, y luego se extienden hacia arriba hasta la nube una vez que el vórtice de cizalladura de bajo nivel se alinea con un cúmulo o tormenta eléctrica en desarrollo. Se ha observado que tornados débiles, conocidos como tornados terrestres, en el este de Colorado se desarrollan de manera similar. [ 33 ] Se produjo un brote en los Grandes Lagos a finales de septiembre y principios de octubre de 2003 a lo largo de una banda de efecto lacustre. Septiembre es el mes de máxima incidencia de trombas terrestres y marinas alrededor de Florida y de trombas marinas alrededor de los Grandes Lagos . [ 33 ] [ 34 ]

La ciclogénesis es lo opuesto a la ciclólisis, que se refiere al debilitamiento de los ciclones superficiales. El término tiene un equivalente anticiclónico (sistema de alta presión): la anticiclogénesis , que trata sobre la formación de sistemas superficiales de alta presión. [ 3 ]

Véase también

Notas

  1. ↑ Usando vectores Q , podemos determinar la dirección del movimiento vertical. [ 15 ] El flujo del sur y la advección cálida inducen un movimiento ascendente, mientras que el flujo del norte y la advección fría inducen un movimiento descendente en el hemisferio norte. Estos movimientos verticales hacen que la baja presión se estire y la vorticidad alrededor del sistema aumente. Este aumento en la vorticidad del sistema se puede mostrar a través de la ecuación de vorticidad QG (una ecuación diferencial parcial ):
    DζDt+βv=F0∂w∂z{\displaystyle {D\zeta \over Dt}+\beta v=f_{0}{\partial w \over \partial z}},
    dóndeζ{\displaystyle \zeta }es la vorticidad relativa, F=F0+βy{\displaystyle f=f_{0}+\beta y}es el parámetro de Coriolis bajo la aproximación del plano beta,∂w∂z{\displaystyle {\partial w \over \partial z}}es la derivada parcial del movimiento vertical con respecto a la altura, yDζDt{\displaystyle {D\zeta \over Dt}}es un derivado material . [ 15 ] Con el término de vorticidad planetaria constante, podemos deducir que con un aumento en el estiramiento, la vorticidad también debe aumentar. El movimiento vertical también aumenta la advección de temperatura, según la ecuaciónvgramo=−1F0∂Φ∂incógnita{\displaystyle v_{g}=-{1 \over f_{0}}{\partial \Phi \over \partial x}}, dóndevgramo{\displaystyle v_{g}}es el viento meridional geostrófico yΦ{\displaystyle \Phi }representa el geopotencial . [ 15 ]
  2. ↑ Las corrientes ascendentes de cizallamiento son movimientos ascendentes en un sistema de movimientos verticales que cambian de dirección.

Referencias

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  2. ↑ Sanders, F.; JR Gyakum (1980-06-12). "Climatología sinóptico-dinámica de la "bomba"" (PDF) . Instituto Tecnológico de Massachusetts , Cambridge. Archivado del original (PDF) el 05-03-2016 . Recuperado el 21-01-2012 .
  3. 1 2 "Ciclogénesis" . Glosario de Meteorología . Sociedad Meteorológica Americana . 26 de enero de 2012. Consultado el 23 de julio de 2016 .
  4. ↑ Laboratorio de Dinámica y Modelado de Mesoescala (08-09-2006). "Parte I: Introducción a la Dinámica de Mesoescala" . Archivado del original el 08-09-2006 . Recuperado el 04-12-2006 .
  5. ↑ Climatología y Meteorología del Ártico (2006). "Escala sinóptica" . Archivado del original el 27 de agosto de 2006. Consultado el 25 de octubre de 2006 .
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