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 resultan en el desarrollo de algún tipo de ciclón , y en cualquier tamaño desde la microescala hasta la escala sinóptica .
El proceso en el cual un ciclón extratropical experimenta una rápida caída 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 un nordeste . [2] De manera similar, un ciclón tropical puede experimentar una rápida intensificación .
El equivalente anticiclónico, el proceso de formación de áreas de alta presión , es la anticiclogénesis . [3] Lo opuesto a la ciclogénesis es la ciclólisis .
Hay cuatro escalas principales, o tamaños de sistemas, tratados 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 Madden-Julian . Los sistemas de escala sinóptica cubren una parte de un continente, como los ciclones extratropicales , con dimensiones de 1.000-2.500 km (620-1.550 mi) de ancho. [5] La mesoescala es la siguiente escala más pequeña, y a menudo se divide en dos rangos: los fenómenos meso-alfa varían de 200 a 2.000 km (120-1.240 mi) de ancho (el reino del ciclón tropical ), mientras que los fenómenos meso-beta varían de 20 a 200 km (12-124 mi) de ancho (la escala del mesociclón ). La microescala es la más pequeña de las escalas meteorológicas, con un tamaño inferior a los 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 que tienen ciertas características dinámicas. Por ejemplo, un sistema no necesariamente pasa de la escala meso-alfa a la escala sinóptica cuando su extensión horizontal crece de 2000 a 2001 km (1242,7 a 1243,4 mi).
El modelo ciclónico noruego es un modelo de formación idealizado de tormentas ciclónicas de núcleo frío desarrollado por meteorólogos noruegos durante la Primera Guerra Mundial . [7] El concepto principal detrás de este modelo, relacionado con la ciclogénesis, es que los ciclones progresan a través de una evolución predecible a medida que avanzan hacia un límite frontal, con el ciclón más maduro cerca del extremo noreste del frente y el menos maduro cerca del extremo de la cola del frente. [8]
Para el desarrollo de un ciclón de latitud media se requiere un límite frontal preexistente, tal como se define en el análisis meteorológico de superficie . El flujo ciclónico comienza alrededor de una sección perturbada del frente estacionario debido a una perturbación de nivel superior, como una onda corta o una vaguada de nivel superior, [9] [10] cerca de un cuadrante favorable del chorro de nivel superior. [11] Sin embargo, las tasas mejoradas de estiramiento a lo largo del frente en la troposfera inferior pueden suprimir el crecimiento de ciclones extratropicales. [12] [13]
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. Es más probable que la ciclogénesis ocurra en regiones de advección de vorticidad ciclónica , aguas abajo de un chorro fuerte 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 un movimiento ascendente alrededor de la baja. [a] Si el gradiente de temperatura es lo suficientemente fuerte, la advección de temperatura aumentará, impulsando un mayor movimiento vertical. Esto aumenta la resistencia general del sistema. Las corrientes ascendentes en sentido de cizallamiento [b] son el factor más importante para determinar el crecimiento y la fuerza ciclónica. [16]
Una baja superficial puede tener diversas causas para formarse. La topografía puede forzar la formación de una baja superficial cuando una onda baroclínica existente se desplaza sobre una barrera montañosa; esto se conoce como "ciclogénesis de sotavento", ya que la baja se forma en el lado 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 similar a una onda a lo largo del frente y la baja se ubicará 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 erosión lenta de la masa de aire de mayor densidad ubicada por delante del ciclón y la masa de aire de mayor densidad que barre detrás del ciclón, lo que generalmente da como resultado un sector cálido que se estrecha. [20] En este punto se forma un frente ocluido donde la masa de aire cálido es empujada hacia arriba dentro de una depresión de aire cálido en lo alto, que también se conoce como trowal (una depresión de aire cálido en lo alto). [21] Todas las áreas de baja presión en desarrollo comparten un aspecto importante, el del movimiento vertical ascendente dentro de la troposfera. Estos movimientos ascendentes disminuyen la masa de las columnas atmosféricas locales de aire, lo que reduce la presión superficial. [22]
La madurez se produce después del momento de oclusión, cuando la tormenta ha terminado de fortalecerse y el flujo ciclónico está en su punto más intenso. [23] A partir de entonces, la fuerza de la tormenta disminuye a medida que el ciclón se acopla con la vaguada o baja de nivel superior, convirtiéndose en un núcleo cada vez más frío. La desaceleración de los ciclones, también conocida como ciclólisis, se puede entender desde una perspectiva energética. A medida que se produce 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 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 una explosión final de energía en los movimientos de la tormenta. Después de que ocurre este proceso, el período de crecimiento del ciclón, o ciclogénesis, termina, y la baja presión comienza a girar hacia abajo (llenarse) a medida que más aire converge hacia la parte inferior del ciclón del que se elimina por la parte superior, ya que la divergencia de nivel superior ha disminuido.
Ocasionalmente, la ciclogénesis se repetirá con ciclones ocluidos. Cuando esto sucede, se formará un nuevo centro de baja presión en el punto triple (el punto donde se encuentran el frente frío, el frente cálido y el frente ocluido). Durante la ciclogénesis del punto triple, la baja presión primaria ocluida se llenará a medida que la baja presión secundaria se profundice hasta convertirse en el generador de clima principal.
Los ciclones tropicales existen dentro de un dominio alfa de mesoescala. A diferencia de la ciclogénesis de latitudes medias, la ciclogénesis tropical es 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 el tema de una extensa investigación en curso y aún no se entiende completamente, hay seis requisitos principales para la ciclogénesis tropical: temperaturas de la superficie del mar lo 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 de bajo nivel preexistente y baja cizalladura vertical del viento . Estos ciclones de núcleo cálido tienden a formarse sobre los océanos entre 10 y 30 grados del ecuador. [25] [26]
Los mesociclones varían en tamaño desde la mesoescala beta hasta la microescala. El término mesociclon suele reservarse para rotaciones de nivel medio dentro de tormentas eléctricas severas, [27] y son ciclones de núcleo cálido impulsados por el calor latente de su actividad de tormenta eléctrica asociada.
Los tornados se forman en el sector cálido de los ciclones extratropicales , donde existe una fuerte corriente en chorro de nivel superior. [28] Se cree que los mesociclones se forman cuando 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 similares a tubos. Se cree que la corriente ascendente convectiva de una tormenta eléctrica atrae este aire giratorio, inclinando la orientación de los rollos hacia arriba (de paralelos al suelo a perpendiculares) y haciendo que toda la corriente ascendente gire como una columna vertical.
A medida que la corriente ascendente gira, puede formar lo que se conoce como una nube de pared. La nube de pared es una capa giratoria de nubes que descienden del mesociclón. La nube de pared tiende a formarse más cerca del centro del mesociclón. Las nubes de pared no necesitan necesariamente 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 fuertes tornados asociados con las tormentas eléctricas severas.
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 unos pocos kilómetros de la atmósfera, convirtiéndose en una supercélula. A medida que aumenta la lluvia en la tormenta, arrastra consigo un área de aire que desciende rápidamente conocida como corriente descendente del flanco posterior (RFD). Esta corriente descendente se acelera a medida que se acerca al suelo y arrastra al mesociclón giratorio hacia el suelo con ella. [30]
A medida que el mesociclón se acerca al suelo, un embudo de condensación visible parece descender desde la base de la tormenta, a menudo a partir de una nube mural giratoria. A medida que el embudo desciende, el RFD también llega al suelo, lo que crea un frente de ráfagas que puede causar daños a una buena distancia del tornado. Por lo general, la nube embudo comienza a causar daños en el suelo (convirtiéndose en tornado) a los pocos minutos de que el RFD llega al suelo. [31]
Las manganes marinas existen en la microescala. Si bien algunas manganes marinas son fuertes (tornádicas) como sus contrapartes terrestres, la mayoría son mucho más débiles y causadas por diferentes dinámicas atmosféricas. Normalmente se desarrollan en entornos cargados de humedad 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 . Las manganes marinas normalmente se desarrollan cuando sus nubes madre están en proceso de desarrollo, y se teoriza que giran a medida que ascienden por el límite de la superficie desde la cizalladura del viento horizontal 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 los tornados débiles, conocidos como manganes terrestres, en el este de Colorado se desarrollan de manera similar. [33] A finales de septiembre y principios de octubre de 2003 se produjo un brote en los Grandes Lagos a lo largo de una franja de efecto lago. Septiembre es el mes de máxima incidencia de trombas terrestres y marinas en Florida y de trombas marinas en los Grandes Lagos . [33] [34]
La ciclogénesis es lo opuesto a la ciclólisis, que se ocupa del debilitamiento de los ciclones superficiales. El término tiene un equivalente anticiclónico (sistema de alta presión), la anticiclogénesis , que se ocupa de la formación de sistemas de alta presión superficiales. [3]
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