CICLOGENESIS y
otros Mogollones
LOGENESIS y otros
Mogollones
FUENTE PRINCIPAL DE DATOS ES.
wikipedia:
AEME: agencia estatal de meteorologia
Ciclogénesis es el desarrollo o la consolidación de la
circulación ciclónica en la atmósfera (un sistema de baja
presión). Se trata de un término paraguas para varios procesos diversos, todos los
cuales dan lugar al desarrollo de una cierta clase de ciclón. Puede ocurrir en varias escalas, desde
la microescala a la escala sinóptica.
Los ciclones
extratropicales forman ondas a lo largo de los frentes antes de ocluir más adelante en su ciclo vital como
ciclones de núcleo frío. Los ciclones tropicales se forman debido al calor
latente conducido por actividad de tormenta significativa y son de núcleo
cálido. Los mesociclones se forman sobre tierra como ciclones de
núcleo cálido y pueden conllevar a la formación de tornados. También formadas a partir de
mesociclones son las trombas marinas, aunque
a menudo se forman a partir de ambientes de fuerte inestabilidad y cizalladura vertical baja.
Ciclogénesis es lo opuesto a
ciclólisis —la disipación de un ciclón— y tiene un equivalente anticiclónico
(sistema de alta presión) que se relaciona con la formación de áreas de alta
presión: anticiclogénesis.
Escalas
meteorológicas
En
meteorología se manejan cuatro escalas principales o tamaños de los sistemas:
la escala planetaria, la escala sinóptica, la mesoescala y la microescala.La escala planetaria trata los
sistemas de tamaño global, como El Niño-Oscilación del Sur. La escala sinóptica cubre una
porción de un continente con dimensiones aproximadas de 1000 a 2.500 km de
amplitud, como los ciclones extratropicales. La mesoescala es la siguiente escala
y generalmente se subdivide en tres subclases: meso-alfa que
va de 200 a 2.000 km, es el rango de los ciclones tropicales; meso-beta que
va desde 20 a 200 km, es el rango de los mesociclones; meso-gamma que
abarca desde 2 a 20 km, rango de la mayoría de las tormentas eléctricas, los
grandes cumulus y los tornados de gran dimensión. La microescala es la menor de las
escala meteorológicas con una amplitud de menos de 2 km, o sea, la escala de un
tornado o una tromba marina.
Estas
divisiones horizontales no son divisiones rígidas, sino que, en cambio,
reflejan las dimensiones típicas de fenómenos que tienen ciertas
características dinámicas.
El modelo ciclónico noruego es un modelo de la formación de
tormentas ciclónicas de núcleo frío desarrollado por un grupo de meteorólogos
noruegos liderados por Vilhelm
Bjerknes durante la Primera
Guerra Mundial.7 El concepto principal detrás de este
modelo es que los ciclones se desarrollan con una evolución predecible conforme
se mueven hacia un borde frontal, ubicándose la zona más madura cerca del
extremo noreste del frente, mientras que la menos madura se ubica en el extremo
posterior del mismo.
Para el desarrollo de un ciclón de latitud media se requiere
de un borde frontal preexistente, como se define en el análisis de superficie.
El flujo ciclónico comienza alrededor de una perturbación en una sección del
frente estacionario debido a una perturbación en el nivel superior, como una
onda corta o una vaguada en altos niveles,1 cerca de un cuadrante favorable de la corriente
en chorro de altura..
La baja
presión de
superficie puede tener una variedad de causas que intervienen en su formación.
La topografía puede originar una baja de superficie
cuando un sistema denso de alta presión en niveles bajos se eleva por el este
de una barrera montañosa orientada norte-sur.
Los sistemas convectivos de mesoescala pueden originar bajas de superficie que
inicialmente son de núcleo cálido.
Esta perturbación puede desarrollar
una formación en forma de onda a lo largo del frente y la baja quedará posicionada en la
cresta. Alrededor de la baja el flujo se vuelve ciclónico por definición. Este
flujo rotatorio empuja el aire polar hacia el ecuador, desde el oeste de
la baja presión a través de su frente
frío posterior, y empuja el aire cálido hacia
el polo a través del frente cálido. A menudo, el
frente frío, que se mueve más rápidamente que el frente cálido, alcanza a éste
debido a la lenta erosión de la masa de aire de densidad superior ubicada por
delante y por detrás del ciclón, lo que resulta en un sector cálido angostado.En este punto se forma un frente
ocluido donde una
masa de aire cálido se eleva hacia una vaguada de aire cálido en altura. Este fenómeno
se conoce como TROWAL (de TROugh of Warm air ALoft, en inglés) o lengua de aire cálido en altura.
Maduración
La maduración ocurre luego
del período de oclusión, una vez que la tormenta ha completado su
fortalecimiento y el flujo ciclónico se encuentra en su punto máximo. De ahí
en adelante, la intensidad de la tormenta disminuye a medida que el ciclón se
asocia con la vaguada o baja de altura, volviéndose de
núcleo frío. La desaceleración del giro ciclónico, también conocida como ciclolisis,
puede entenderse desde la perspectiva de la energética. Una oclusión ocurre y la masa de aire cálido es
empujada hacia arriba por sobre la masa de aire frío, la atmósfera se vuelve
cada vez más estable y el centro de gravedad del sistema desciende.A
medida que el proceso de oclusión desciende paulatinamente por el frente
cálido, alejándose de la baja central, se va agotando más y más la energía
potencial disponible del sistema. Esta súbita disminución de la energía
potencial crea una fuente de energía cinética que finalmente inyecta un golpe
de energía al moviemiento de la tormenta. Luego de ocurrido este proceso, el
período de crecimiento del ciclón, o ciclogénesis, finaliza y el la baja comienza
a descender en giro (a llenarse), debido a que más aire converge hacia la base
del ciclón del que sale por la parte superior del mismo, a causa de la
disminución de la divergencia en niveles altos.
En ocasiones, la
ciclogénesis puede volver a darse en ciclones ocluidos. Cuando esto sucede,
vuelve a formarse un nuevo centro de baja en el punto triple, es decir, el
punto donde se encuentran el frente cálido, el frío y el ocluido. Durante este
tipo de ciclogénesis, la baja ocluida principal comienza a llenarse mientras
que la baja secundaria se profundiza convirtiéndose el el sistema principal.
Un ciclón
tropical existe
dentro de la escala meso-alfa. Contrariamente a
lo que ocurre con la ciclogénesis de latitudes medias, la ciclogénesis tropical es impulsada
por una fuerte convección que se organiza hacia un foco central
sin zonas
baroclínicas, o frentes, que atraviesen su centro. Aunque la
formación de los ciclones tropicales aún es objeto de extensas investigaciones,
y la misma no se comprende completamente, se considera que hay seis condiciones
principales para la ciclogénesis tropical: temperatura superficial del mar (o TSM) de al menos 26,5 °C,
inestabilidad atmosférica,humedad alta en
los niveles inferior a medio de la troposfera, suficiente fuerza Coriolis para desarrollar un centro de baja
presión, una perturbación o foco preexistente de baja
presión y cizalladuravertical del viento
baja, generalmente no superior a 20 nudos. Estos ciclones de núcleo cálido
tienden a formarse en los océanos a entre 10 y 30 grados del ecuador.
Los mesociclones varían en tamaño desde meso-alfa hasta microescala. El término
«mesociclón» se reserva comúnmente para rotaciones de niveles medios con
tormentas eléctricas severas y son ciclones de núcleo cálido
impulsados por el calor latente de su actividad eléctrica asociada. Los tornados se forman
en el sector cálido del ciclón extratropical donde existe una fuerte corriente
en chorro en niveles
altos.
Se piensa que los mesociclones se
forman cuando un súbito cambio en la velocidad o dirección del viento pone a
girar a una parte de la atmósfera, en un giro de forma tubular. Se cree que la
convección ascendente de una tormenta eléctrica levanta este aire en giro,
inclinando la orientación de las corrientes «tubulares» hacia arriba, haciendo
que toda la corriente ascendente rote como una columna vertical. Al rotar la
corriente ascendente, se puede dar la formacion de lo que se conoce como wall cloud, es una nube en forma de muro o pezuña de caballo compuesta por capas de nubes
giratorias que descienden del mesociclón y que tienden a formarse cerca del
centro del mismo. Nótese que las wall clouds no necesitan un mesociclón para
formarse y no siempre giran. Al descender la wall cloud, puede entonces
formarse una nube en forma de embudo en su centro. Ésta es la primera fase en
la formación de un tornado Se piensa que la presencia de un
mesociclón es un factor clave en la formación de tornados asociados con
tormentas eléctricas severas.
Los tornados existen en el dominio de microescala o en el extremo inferior de la escala meso-beta. El ciclo
comienza cuando una fuerte tormenta eléctrica desarrolla un mesociclón
rotatorio a unos pocos kimóletros de altura en la atmósfera, convirtiéndose así
en una supercelda. Al irse
incrementando laprecipitación dentro de la tormenta, ésta arrastra
consigo un área de aire en rápido descenso, conocida como corriente descendente
del flanco trasero (o RFD,sigla en inglés de rear flank downdraft). Ésta se acelera al acercarse al suelo
y arrastra al mesociclón en rotación hacia el suelo consigo.
A medida que el mesociclón
se aproxima al suelo, un embudo de condensación visible parece descender desde la base de
la tormenta, a menudo desde unawall cloud giratoria. Al descender el embudo, la RFD
también alcanza el suelo, creando un frente de ráfagas que puede causar daño
incluso a buena distancia del tornado. En general, la nube en forma de embudo
comienza a causar daño a nivel del suelo (al convertirse en tornado) unos pocos
minutos después que el RFD ha tocado el suelO.
La trombas marinas son fenómenos de microescala. Aunque
algunas son tan fuertes (tornádicas) como sus equivalentes en tierra, los
tornados, la mayoría de ellas es mucho más débil y son causadas por diferentes
dinámicas atmosféricas. Normalmente, se desarrollan en ambientes cargados de humedad que
presentan una cizalladura vertical del viento mínima a lo largo de
líneas de convergencia tales como brisas marinas,
líneas de convergencia por fricción de masas de tierra cercanas o vaguadas de superficie. Su nube madre puede ser un inofensivo cúmulus moderado o una poderosa tormenta
eléctrica. La trombas a menudo se desarrollan mientras su
nube madre está en proceso de desarrollo y se cree que obtienen un giro
ascendente al moverse sobre el límite de superficie desde la cizalladura
horizontal cerca de la superficie, y luego se estira hacia arriba una vez que
el vórtice de la cizalladura de bajo nivel se ha
alineado con un cúmulus o tormenta en desarrollo. Se ha constatado que los
tornados débiles, conocidos como torbellinos se desarrollan de manera similar.
La ciclogénesis es el fenómeno opuesto a la ciclolisis,
término relacionado, a su vez, con el debilitamiento de ciclones de superficie.
El término tiene un equivalente anticiclónico: la anticiclogénesis, que refiere
a la formación de los sistemas de alta presión
ENLACES Y FUENTES:
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Un anticiclón es una zona atmosférica de alta presión,
en la cual la presión
atmosférica (corregida al nivel del mar) es superior a la del aire circundante. El
aire de un anticiclón es más estable que el aire que le circunda y desciende
sobre el suelo desde las capas altas de la atmósfera, produciéndose un fenómeno
denominado subsidencia. Los
anticiclones, debido a lo anterior, provocan situaciones de tiempo estable y
ausencia de precipitaciones, ya que la subsidencia limita la formación de
nubes.
La circulación del aire en
el interior de un anticiclón es, en el hemisferio norte,
en el sentido de las manecillas del reloj, (dextrógiro), y en el hemisferio sur en sentido contrario a las manecillas del
reloj, (levógiro). El sentido de
giro del aire es pues inverso al que se da en un ciclón o borrasca, (el cual es levógiro en el hemisferio
norte y dextrógiro en el hemisferio sur).
Un anticiclón
térmico es el descenso de una masa de aire debido a que está más fría que el
entorno. Se produce cuando el aire desciende por enfriamiento, aumenta la presión
atmosférica, y la pérdida de temperatura es mayor en las capas bajas
que en las altas, provocando una Inversión Térmica.
Da un tiempo seco, soleado y frío.
Un anticiclón
dinámico es el descenso de una masa de aire debido a que es empujada hacia la
superficie de la Tierra por la advección en altura de masas de aire que la
desplazan del lugar en el que está. Da tiempo seco, soleado y caluroso. El
anticiclón se caracteriza por su presión atmosférica que es superior a la del
aire cercano, que produce un efecto expansivo en esa zona. Lo anterior lo
diferencia de la depresión, cuya presión atmosférica es más baja que el aire
circundante, la cual produce un efecto de contracción del aire hacia el centro
de la borrasca.
La anticiclogénesis es el desarrollo o fortalecimiento de la circulación anticiclónica en la atmósfera. Su
equivalente opuesto es la ciclogénesis.Losanticiclones se conocen además como sistemas de alta
presión.
Las áreas de alta presión se forman debido a un movimiento descendente
del aire a través de la tropósfera, la región de
la atmósfera
terrestre donde ocurre eltiempo
atmosférico, es decir, el conjunto de los fenómenos meteorológicos.
En los mapas sinópticos, es decir mapas que representan datos del tiempo en
superficie, estas áreas muestran o bien vientos convergentes, fenómeno conocido
como confluencia o bien líneas de convergencia en altura cerca o encima del
nivel de no-divergencia, ubicado en el nivel de 500 hPa, o sea, en la mitad
de la tropósfera.
En los mapas meteorológicos,
los anticiclones se indican con la letra H en inglés y con la A en españolcolocada dentro de la isobara con el valor de presión más alto. En las
cartas (mapas) de presión constante en los niveles altos, se coloca dentro de
la línea de contorno más alta.
Las fuerzas báricas o de presión son producidas por
diferencias en la presión de un fluido. En meteorología dicho fluido será la atmósfera. Estas
fuerzas actúan perpendicularmente a las isobaras, líneas de presión
constante, produciendo un gradiente, el gradiente
barométrico. Estas fuerzas existen independientemente de la velocidad del viento y pueden hacer que comiencen vientos
horizontales o acelerar/decelerar/cambiar la dirección de vientos ya
existentes. En un mapa del tiempo, las isobaras más cercanas indican una fuerza
mayor. Las fuerzas de presión dependen de la variación en la presión (o del
gradiente barométrico) de la siguiente manera:
Siendo 
la densidad del aire y 
el cambio de presión en la distancia 
, 
o 
. El signo
menos se debe a que la fuerza va de altas a bajas presiones, ya que los gases
tienden a expandirse yendo de regiones de baja presión hacia zonas de presión
más elevada.
la densidad del aire y el cambio de presión en la distancia , o . El signo
menos se debe a que la fuerza va de altas a bajas presiones, ya que los gases
tienden a expandirse yendo de regiones de baja presión hacia zonas de presión
más elevada.
El viento geostrófico es una aproximación física al viento real. En
él se considera que existe un equilibrio entre la fuerza
de Coriolis y la fuerzagenerada por el gradiente de presión o fuerza
bárica (a esto se
le llama aproximación geostrófica o equilibrio geostrófico) mientras que,
para simplificar el problema, se eliminan de las ecuaciones la aceleración
centrípeta y las
fuerzas de rozamiento.
Supongamos que tenemos una zona de altas presiones y otra de bajas presiones. Por sí solo eso es suficiente
para que se establezca un flujo de aire de las altas a las bajas presiones. Supongamos, además, que las isobaras son rectas, lo cual nos permitirá eliminar la
aceleración centrípeta. Así pues, el flujo del viento que se establecería sería
perpendicular a las isobaras.
No obstante, como la Tierra rota sobre sí
misma, no es un sistema inercial, por lo que
aparece unafuerza ficticia como la de Coriolis. La aceleración de Coriolis tiende a desviar los flujos a
su derecha en el hemisferio norte y a la izquierda en el hemisferio sur. Si se
deja actuar a la fuerza de Coriolis suficiente tiempo y se supone que no existe
rozamiento se llega a establecer un flujo paralelo a las isobaras, en donde la
fuerza de Coriolis contrarresta exactamente la fuerza generada por el gradiente
de presión, por lo que la situación es estable.
Deducción
Para deducir la fórmula del
viento geostrófico partimos de la fuerza del gradiente de presión y la de
Coriolis. Como en el viento geostrófico el aire tiene un movimiento rectilíneo
uniforme se deduce, por la Segunda Ley de Newton, que la suma de
ambas fuerzas debe ser nula.
Dividimos, además, el
movimiento en los dos ejes X y Y.
La fuerza de Coriolis por
unidad de volumen es:
(en el eje X: este (+) - oeste (−))
(en el eje Y: norte (+) - sur (−))
Donde:
La
fuerza de Coriolis por unidad de volumen es:
(en el eje X: este (+) - oeste (−))
(en el eje Y: norte (+) - sur (−))
Donde:
§ d es
la densidad del aire que estamos considerando.
§ f es
el parámetro de Coriolis, que tiene un valor aproximado de 10-4 en
latitudes medias, creciendo en los polos geográficos y
haciéndose nulo en el ecuador. Su fórmula correspondiente es f = 2 Ω sen φ,
donde:
§ Ω es
la velocidad angular a la cual rotación la
Tierra y vale 2 π / 86400 (rad/s).
§ φ es
la latitud.
§ U es
la velocidad en el eje X.
§ V es
la velocidad en el eje Y.
Por su parte, la fuerza del
gradiente de presión por unidad de volumen es:
(en el eje X)
(en el eje Y)
Fórmula
Tras equilibrar las
componentes de ambas fuerzas en los ejes X y Y llegamos a la fórmula del viento
geostrófico:
Usos
El
viento geostrófico reproduce con cierto éxito las siguientes características
observadas en la atmósfera:
§ El viento en la atmósfera
libre sigue aproximadamente la trayectoria de las isobaras.
§ El giro en sentido horario de los anticiclones y antihorario de
las depresiones (en el hemisferio norte) y los giros en sentido contrario en el
hemisferio sur.
§ El valor del viento geostrófico en la atmósfera libre se aparta
aproximadamente sólo un 10% del valor real y es más sencillo de calcular que
otras aproximaciones del viento real como el viento térmico.
Al
no contar con la aceleración centrípeta la trayectoria del viento se considera
recta. Esto hace que el viento geostrófico no sea una buena aproximación allí
donde el radio de curvatura es pequeño, como es el caso del centro de los
huracanes y los tornados. Para poder evaluar la validez de la aproximación
geostrófica se suele emplear el número
de Rossby, que no es más que el ratio entre la
aceleración centrípeta y la de Coriolis:
Cuanto más pequeño sea el número de Rossby mejor se aproximará el
viento geostrófico al real. En los grandes sistemas sinópticos el error
producido al despreciar la aceleración centrípeta no suele exceder del 10-20%.
El refinamiento del modelo geostrófico con la inclusión de la aceleración
centrípeta se conoce como viento del gradiente.
Por otro lado despreciar las fuerzas de rozamiento no es una buena
aproximación cerca de la superficie terrestre, donde son importantes. Esto hace
que el flujo observado en tierra sea más lento que el predicho por la
aproximación geostrófica y que no se equilibren del todo Coriolis y el
gradiente de presión. Como resultado, existe una importante componente del
viento hacia el interior en las bajas presiones y una componente hacia afuera
en los anticiclones.
El viento geostrófico arroja malos resultados si se aplica cerca del
ecuador debido a que el parámetro de Coriolis se hace nulo en él y eso dispara
el valor del viento geostrófico, alejándolo del valor real. En estas zonas
resulta más útil estudiar el viento mediante líneas de corriente.
Finalmente el viento geostrófico, al considerarse estacionario, no
sirve para predecir la evolución futura del viento.
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