Un chorro punzante es una corriente de aire estrecha, transitoria y de mesoescala que desciende desde la troposfera media hasta la superficie en algunos ciclones extratropicales . [1] Cuando están presentes, los chorros punzantes producen algunos de los vientos superficiales más fuertes en ciclones extratropicales y pueden generar ráfagas de viento dañinas de más de 50 m/s (180 km/h; 110 mph). [2] [3] [4] Los chorros punzantes son de corta duración, del orden de horas, [5] y el área sujeta a sus fuertes vientos normalmente no es más ancha que 100 km (62 mi), lo que hace que sus efectos sean muy localizados. Los estudios han identificado chorros punzantes en ciclones de latitudes medias principalmente en el Atlántico norte y Europa occidental, aunque pueden ocurrir en otros lugares. Las tormentas que producen chorros punzantes han tendido a seguir el modelo Shapiro-Keyser de desarrollo de ciclones extratropicales. Entre estas tormentas, los chorros de aguijón tienden a formarse después de la tasa de intensificación más alta de la tormenta.
Los chorros punzantes fueron identificados formalmente por primera vez en 2004 por Keith Browning en la Universidad de Reading en un análisis de la gran tormenta de 1987 , aunque los pronosticadores conocen sus efectos desde al menos fines de la década de 1960. [6] El chorro punzante emerge desde el final de la cabeza de nube de un ciclón extratropical (una región de nubosidad en forma de gancho cerca del centro de baja presión ) y acelera a medida que desciende a la superficie. Múltiples mecanismos que explican por qué se forman los chorros punzantes y por qué se aceleran durante el descenso; la frontólisis , la liberación de inestabilidad simétrica condicional y el enfriamiento por evaporación se citan a menudo como influencias en la evolución de los chorros punzantes. La presencia de estos factores se puede utilizar para pronosticar los chorros mismos, ya que los chorros punzantes son demasiado pequeños para ser resueltos por la mayoría de los modelos meteorológicos de alcance global . La velocidad de los vientos traídos a la superficie por un chorro punzante depende de la estabilidad de la atmósfera dentro de la capa de aire cerca de la superficie . Los chorros de agua pueden producir múltiples áreas de vientos dañinos, y un solo ciclón puede producir múltiples chorros de agua.
Los chorros punzantes tienen un ancho aproximado de 10 a 20 km (6 a 12 mi) y duran entre 3 y 4 horas. [7] Se caracterizan en parte por su origen en la troposfera media y la aceleración del aire descendente, y son distintos de las corrientes de aire de la troposfera baja que acompañan a las cintas transportadoras frías y cálidas de los ciclones extratropicales . [8] [9] Los chorros punzantes constituyen un posible mecanismo a través del cual se pueden producir vientos fuertes en ciclones extratropicales sin ser causados directamente por la convección atmosférica . [10]
No todos los ciclones de latitudes medias producen chorros punzantes; en la mayoría de los casos, los fuertes vientos superficiales que se encuentran en los ciclones extratropicales son producidos por las cintas transportadoras frías y cálidas. [9] Un análisis sugirió que entre el 39 y el 49 % de los ciclones extratropicales más fuertes en el Atlántico Norte los exhiben. [11] Casi un tercio de las tormentas de viento más intensas que afectaron al Reino Unido entre 1993 y 2013 produjeron chorros punzantes. [12] Dentro del Atlántico Norte, los ciclones que desarrollan chorros punzantes tienden a seguir trayectorias de tormenta comunes y se originan al sur de los 50°N , lo que sugiere una posible influencia del aire cálido y húmedo en la formación de chorros punzantes. [13] [14] El desarrollo de chorros punzantes también parece más probable en el caso de tormentas que se intensifican de forma explosiva . [15] Los datos de reanálisis atmosférico sugieren que los chorros punzantes son más comunes sobre el agua que sobre la tierra, [13] pero los chorros punzantes pueden desarrollarse completamente sobre tierra continental. [16] El aumento de la humedad asociado con el cambio climático puede amplificar las inestabilidades atmosféricas que favorecen el desarrollo de chorros punzantes, aumentando potencialmente la proporción de ciclones extratropicales con chorros punzantes y sus intensidades. [17] [18] [19] La frecuencia de tormentas de viento extremas y chorros punzantes en general también puede aumentar con el cambio climático; [20] un estudio evaluó un aumento del 60% en la aparición de condiciones propicias para el desarrollo de chorros punzantes sobre el Atlántico Norte para 2100 si se supone RCP8.5 . [21]
Los ciclones productores de chorros punzantes suelen seguir la evolución prevista por el modelo Shapiro-Keyser . [22] En el modelo de cuatro etapas, una fractura frontal (una separación discreta del frente frío del centro de baja presión) ocurre durante el desarrollo de un ciclón extratropical a medida que el frente frío se mueve perpendicularmente al frente cálido. [23] [6] En las tormentas Shapiro-Keyser, el contraste de temperatura inicialmente asociado con el frente cálido envuelve el centro de baja presión, formando un frente curvado hacia atrás a medida que el ciclón alcanza su etapa madura; [22] los ciclones extratropicales más dañinos exhiben estas firmas de desarrollo. [24] Una cabeza de nube en forma de gancho alineada con el frente curvado hacia atrás es característica de las tormentas que producen chorros punzantes. [3] El chorro punzante se origina en el ecuador del centro del ciclón al final del frente curvado hacia atrás y cerca de la punta de la cabeza de nube después de la etapa de fractura frontal del modelo Shapiro-Keyser. [22] [3] Esto tiende a ocurrir después de la intensificación más rápida de la tormenta y antes de la intensidad máxima de la tormenta. [25] El meteorólogo Keith Browning de la Universidad de Reading identificó formalmente los chorros de aguijón en un artículo publicado en 2004 que analiza los vientos intensos asociados con la Gran Tormenta de octubre de 1987. [ 26] Su acuñación de "chorro de aguijón" rindió homenaje al trabajo pionero de los meteorólogos noruegos a mediados del siglo XX que compararon el área de fuertes vientos al final de las oclusiones dobladas hacia atrás en las tormentas que afectaron a Noruega con la "cola venenosa" de un escorpión . [22]
Los chorros punzantes pueden provocar la limpieza de las nubes en la capa límite planetaria evidente en las imágenes satelitales más allá de la punta de la cabeza de la nube. [2] Las nubes estratiformes en forma de arco o cheurón poco profundas en la ranura seca de un ciclón extratropical también pueden acompañar a los chorros punzantes, [27] y algunas de estas características de las nubes pueden contribuir directamente a la intensidad de los chorros punzantes. [28] Sin embargo, la identificación concluyente de los chorros punzantes requiere la confirmación de la presencia de una corriente de aire descendente, [2] y la detección puede ser difícil con observaciones meteorológicas de rutina. [26] La mayoría de las identificaciones de chorros punzantes se han derivado de los resultados de los modelos meteorológicos numéricos . [29] Se han diagnosticado chorros punzantes en varias tormentas de viento sobre el Atlántico Norte oriental y Europa occidental, incluida la tormenta de 1987. [30] [31] La investigación sobre chorros punzantes fuera del Atlántico norte ha sido limitada, [31] con estudios de caso centrados principalmente en tormentas de viento europeas que afectan a las Islas Británicas . [16] Sin embargo, las condiciones observadas que facilitan el desarrollo de chorros punzantes no son exclusivas del Atlántico norte. [13] Los chorros punzantes pueden ocurrir en tormentas de viento del Pacífico norte, [32] pero pueden ser menos significativos para las tormentas de viento del Pacífico Noroeste . [33] Las primeras observaciones aéreas in situ de un chorro punzante se tomaron en el ciclón Friedhelm en 2011 como parte de la campaña de campo Influencias diabáticas en estructuras de mesoescala en tormentas extratropicales (DIAMET). [30]
Los chorros punzantes emanan de la cabeza de la nube y descienden al corredor de aire seco asociado con los ciclones de latitudes medias. [3] El aire descendente comienza en los niveles medios de la troposfera, entre los niveles de presión de 600 hPa y 800 hPa . [8] Los mecanismos que causan el descenso inicial del aire y la aceleración de los vientos en el chorro punzante no están bien establecidos, [1] con estudios que encuentran evidencia tanto de apoyo como de refutación de los mecanismos propuestos. [16] Estas cualidades de los chorros punzantes pueden estar influenciadas tanto por procesos de escala sinóptica como de mesoescala . [31] Los chorros punzantes descienden de la troposfera media a una velocidad de aproximadamente 10 cm/s (0,33 pies/s), alcanzando la superficie en el transcurso de varias horas. [34] El descenso puede ser provocado por una fuerte frontólisis en el ecuador del centro del ciclón. [1] El aire cálido que inicialmente es llevado al ciclón por la cinta transportadora cálida desciende al llegar a la región frontolítica, lo que proporciona un posible proceso a través del cual se desarrollan los chorros punzantes. Esta región de frontólisis asociada con el frente curvado hacia atrás es exclusiva de las tormentas Shapiro-Keyser. [34] La aparición de estructuras en bandas en la cabeza de la nube asociadas con circulaciones inclinadas con regiones alternas de aire ascendente y descendente, posiblemente indicativas de la liberación de inestabilidad simétrica condicional (CSI), también puede desempeñar un papel directo en el desarrollo de chorros punzantes, con aire hundiéndose en una de las corrientes descendentes de la cabeza de la nube. [35] La presencia de bandas de nubes filamentosas en la cabeza de la nube, separadas por una o más regiones libres de nubes, sugiere indirectamente la posible presencia de chorros punzantes. La Oficina Meteorológica ha utilizado la aparición de bandas en las cabezas de las nubes para pronosticar operativamente los chorros punzantes. [36] La naturaleza inclinada del chorro punzante también se ha observado en las observaciones de los perfiladores de viento . [37] La liberación de inestabilidad simétrica –una forma de inestabilidad inercial independiente de la humedad– también puede estar implicada en la formación de chorros de picadura. [38]
Los chorros punzantes no derivan sus altas velocidades del viento de la corriente en chorro en la troposfera superior. [39] En cambio, el aire asociado con el chorro punzante inicialmente tiene un impulso menor en la troposfera media y se acelera a medida que desciende. [1] La velocidad de descenso del chorro punzante depende de la inestabilidad de la troposfera, [40] que a su vez puede estar influenciada por el comportamiento local del vapor de agua , como a través del enfriamiento por evaporación o la liberación de CSI. [1] Ambos procesos pueden influir en la intensificación del chorro punzante en diferentes fases. [41] La reducción de la estabilidad a partir del enfriamiento por evaporación o los flujos de calor y humedad de la superficie pueden permitir movimientos verticales más rápidos. [2] El agua de las lluvias asociadas con corrientes ascendentes inclinadas dentro de la cabeza de la nube o de nubes más altas puede caer en regiones de descenso, [35] [6] evaporándose y enfriando el aire a medida que el chorro punzante se mueve hacia la zona de fractura frontal seca. [42] El enfriamiento por evaporación puede resultar en la disminución de la temperatura potencial y el aumento de la humedad específica característica del aire en los chorros punzantes; [35] la mayor densidad del aire enfriado en relación con el entorno circundante lo obliga a descender. [7] Alternativamente, la aceleración de los vientos en el chorro punzante puede deberse a que el aire encuentra gradientes de presión más fuertes mientras desciende y gira alrededor del centro de baja presión , [1] [43] y los vientos dañinos del chorro punzante pueden lograrse sin la mejora del enfriamiento por evaporación o la liberación de CSI. [44] En el hemisferio norte, los gradientes de presión más fuertes en un ciclón Shapiro-Keyser se encuentran a menudo en la parte suroeste del ciclón donde se encuentran los chorros punzantes. [45]
El aire transportado por el chorro punzante desciende rápidamente desde la troposfera media. [35] La trayectoria de un chorro punzante sigue un camino inclinado de temperatura potencial de bulbo húmedo constante . [8] Una vez que alcanza la capa límite planetaria , la convección atmosférica y la mezcla turbulenta dentro de esa capa llevan el alto momento asociado con la corriente de aire acelerada a la superficie, generando los intensos vientos superficiales asociados con los chorros punzantes. [35] El grado en que el aire del chorro punzante llega a la superficie depende de la estabilidad de la capa límite. [31] En comparación con otras regiones en ciclones de latitudes medias, la región de fractura frontal en la que descienden los chorros punzantes es más neutralmente estable a la convección, lo que permite que las ráfagas fuertes lleguen a la superficie de manera más eficiente. [46] La desestabilización del aire en la parte superior de la capa límite también puede provocar el descenso del chorro punzante. [47] Sin embargo, la estabilidad de la capa límite puede ser suficientemente alta en algunos casos para evitar que el chorro punzante descendente llegue a la superficie. [31] La huella de los chorros de aguijón puede ser evidente como una región localmente intensa de velocidades del viento en la superficie, aunque dichos máximos pueden surgir de la combinación de ambos chorros de aguijón y el aire frío que envuelve un área de baja presión (la cinta transportadora fría ). [2] Si bien el chorro de aguijón se origina por encima de la cinta transportadora fría, puede descender a la superficie por delante de la punta de la cinta transportadora fría para producir una región distinta de vientos intensos, [5] o aumentar los vientos preexistentes en la cinta transportadora fría; [17] ambas circunstancias pueden ocurrir durante el ciclo de vida de un ciclón. [48] La franja de vientos dañinos producidos por los chorros de aguijón es más estrecha que 100 km (62 mi) de ancho. [46] Múltiples chorros de aguijón pueden estar presentes simultáneamente dentro de un ciclón, y un solo chorro de aguijón puede producir múltiples máximos de viento. [30]
Las características de los ciclones extratropicales observables en imágenes satelitales y atribuibles a chorros punzantes solo son evidentes cuando los chorros punzantes son inminentes o ya están en curso. Los pronósticos de mayor alcance de los chorros punzantes se basan en medir si las condiciones ambientales más amplias favorecen o no el desarrollo de un ciclón Shapiro-Keyser. [49] Los chorros punzantes se pueden reproducir en modelos atmosféricos , pero se necesita una resolución espacial suficientemente alta para resolver el chorro punzante de mesoescala. [50] El espaciado horizontal de las celdas de la cuadrícula del modelo debe ser menor que aproximadamente 10-15 km (6,2-9,3 mi) para representar chorros punzantes, y se necesitan resoluciones más finas para resolver detalles localizados. [51] Estos pueden ser utilizados por los pronosticadores; sin embargo, la escala de los chorros punzantes está cerca de los límites de la resolución de los modelos numéricos globales de predicción meteorológica de mayor alcance , lo que hace que la predicción de conjuntos mediante el uso de su aparición explícita en los resultados del modelo global sea poco práctica. [49] Las dificultades para parametrizar la capa límite planetaria también conducen a dificultades para representar los chorros de aguijón en los modelos informáticos. [25]
Como proxy para el modelado directo de chorros punzantes, la relación entre CSI y chorros punzantes puede aprovecharse para identificar "precursores de chorros punzantes": propiedades de los ciclones que probablemente generen chorros punzantes. [49] El potencial de CSI para mejorar el descenso de chorros punzantes se cuantifica por la energía potencial convectiva disponible oblicuamente en corrientes descendentes (DSCAPE), que mide la energía cinética máxima teórica que una parcela de aire descendente puede alcanzar mientras permanece saturada y conserva el momento absoluto geostrófico . [52] [a] Un método para identificar precursores de chorros punzantes en datos de baja resolución se publicó en Meteorological Applications en 2013, proponiendo que los precursores presentaban una DSCAPE alta (superior a 200 J kg −1 ) para las parcelas de aire que descendían de la troposfera media dentro de la zona de fractura frontal y menos del 80 por ciento de humedad relativa . [54] Basándose en este algoritmo, la Universidad de Reading desarrolló una ayuda para la predicción que utiliza la Oficina Meteorológica y que destaca los precursores de chorros de aguijón en función de la presencia de un DSCAPE suficientemente alto en la cabeza de la nube de los ciclones modelados. [52]
