frontogénesis

La frontogénesis es un proceso meteorológico de endurecimiento de los gradientes de temperatura horizontales para producir frentes . Al final se forman dos tipos de frentes: frentes fríos y frentes cálidos . Un frente frío es una línea estrecha donde la temperatura disminuye rápidamente. Un frente cálido es una línea estrecha de temperaturas más cálidas y esencialmente donde ocurre gran parte de la precipitación. La frontogénesis ocurre como resultado de una onda baroclínica en desarrollo . Según Hoskins y Bretherton (1972, p. 11), existen ocho mecanismos que influyen en los gradientes de temperatura: deformación horizontal, cizallamiento horizontal , deformación vertical, movimiento vertical diferencial, liberación de calor latente, fricción superficial, turbulencia y mezcla, y radiación. La teoría de la frontogénesis semigeostrófica se centra en el papel de la deformación horizontal y el corte.

Cinemática

La deformación horizontal en los ciclones de latitudes medias concentra gradientes de temperatura: aire frío de los polos y aire cálido del ecuador.

El corte horizontal tiene dos efectos sobre una parcela de aire; tiende a rotar el paquete (piense en colocar una rueda en un punto del espacio y, cuando sopla el viento, la rueda gira) y deformar el paquete al estirarlo y encogerlo. Al final, esto también puede ajustar el gradiente de temperatura, pero lo más importante es que hace girar un gradiente de temperatura concentrado, por ejemplo, desde el eje x hacia la dirección y.

Dentro de un ciclón de latitud media, estas dos características clave desempeñan un papel esencial en la frontogénesis. En un ciclón típico de latitudes medias, hay

• En el lado oeste, vientos del norte (N/H) o del sur (S/H) (asociados al aire frío) y
• al este del ciclón, vientos del sur (N/H) o del norte (S/H) (asociados con aire cálido); resultando en una deformación por corte horizontal.

Al final, esto resulta en concentrar una cizalladura ciclónica a lo largo de una línea de máxima cizalladura (que en este caso es el nacimiento de un frente frío).

En el lado este de un ciclón, se observa una deformación horizontal que se convierte en confluencia (resultado de traslación + deformación).

La deformación horizontal en niveles bajos es un mecanismo importante para el desarrollo de frentes fríos y cálidos (Holton, 2004).

Elementos de la frontogénesis

La cizalladura horizontal y la deformación horizontal dirigen la concentración del gradiente de temperatura polar ecuatorial en una gran escala sinóptica (1000 km).

Las ecuaciones cuasigeostróficas fallan en la dinámica de la frontogénesis porque esta sociedad climática es de menor escala en comparación con el radio de Rossby ; por lo que se utiliza la teoría semigeostrófica.

Generalmente, el número de Rossby : relación entre la fuerza de inercia y la de Coriolis.

se utiliza para formular una condición de flujo geostrófico.

• En el frente, el número de Rossby es del orden de udu/dx/fv = (10 m/s)^2/(1000 km)/(1e-4 s-1)/(1 m/s) = 1; esto demuestra que no podemos ignorar el término inercial (hay que tener en cuenta el viento ageostrófico).

• A lo largo del frente, el número de Rossby es del orden de udv/dx/fu = (10 m/s)/(1000 km)*(1e-4 s-1)*(10 m/s) = 0,01, lo que significa está en equilibrio de viento geostrófico y térmico.

Finalmente, mirando una sección transversal (yz) a través del flujo confluente, usando vectores Q (Q apuntando hacia el movimiento ascendente), en el lado cálido (parte inferior del esquema confluente), hay movimiento ascendente y, por otro lado, el frío. lado (parte superior del esquema confluente), hay movimiento hacia abajo.

La sección transversal señala la convergencia (flechas apuntando entre sí) asociada con el endurecimiento del gradiente de temperatura horizontal.

Por el contrario, se observa divergencia (las flechas apuntan en dirección opuesta una de otra), asociada con el estiramiento del gradiente de temperatura horizontal. Dado que la fuerza del flujo ageostrófico es proporcional al gradiente de temperatura, las tendencias de endurecimiento ageostrófico crecen rápidamente después de la intensificación geostrófica inicial.

Desarrollo de la circulación frontogenética

Durante la frontogénesis, el gradiente de temperatura se estrecha y, como resultado, el viento térmico se desequilibra. Para mantener el equilibrio, el viento geostrófico arriba y abajo se ajusta, de modo que se forman regiones de divergencia/convergencia. La continuidad de masa requeriría un transporte vertical de aire a lo largo del frente frío donde hay divergencia ( presión reducida ). Aunque esta circulación se describe mediante una serie de procesos, en realidad ocurren al mismo tiempo, lo que se puede observar a lo largo del frente como una circulación térmica directa. Hay varios factores que influyen en la forma final y la inclinación de la circulación alrededor del frente, determinando en última instancia el tipo y la ubicación de las nubes y las precipitaciones. ^{[1] [2]}

Ecuación tridimensional

La forma tridimensional de la ecuación de la frontogénesis es

${\displaystyle {\begin{alignedat}{3}F={\frac {1}{|\nabla \theta |}}\cdot {\frac {\partial \theta }{\partial x}}\left\{{\frac {1}{C_{p}}}\left({\frac {p_{\circ }}{p}}\right)^{\kappa }\left[{\frac {\partial }{\partial x}}\left({\frac {dQ}{dt}}\right)\right]-\left({\frac {\partial u}{\partial x}}{\frac {\partial \theta }{\partial x}}\right)-\left({\frac {\partial v}{\partial x}}{\frac {\partial \theta }{\partial y}}\right)-\left({\frac {\partial w}{\partial x}}{\frac {\partial \theta }{\partial z}}\right)\right\}\\+{\frac {\partial \theta }{\partial y}}\left\{{\frac {1}{C_{p}}}\left({\frac {p_{\circ }}{p}}\right)^{\kappa }\left[{\frac {\partial }{\partial y}}\left({\frac {dQ}{dt}}\right)\right]-\left({\frac {\partial u}{\partial y}}{\frac {\partial \theta }{\partial x}}\right)-\left({\frac {\partial v}{\partial y}}{\frac {\partial \theta }{\partial y}}\right)-\left({\frac {\partial w}{\partial y}}{\frac {\partial \theta }{\partial z}}\right)\right\}\\+{\frac {\partial \theta }{\partial z}}\left\{{\frac {p_{\circ }^{\kappa }}{C_{p}}}\left[{\frac {\partial }{\partial z}}\left(p^{-\kappa }{\frac {dQ}{dt}}\right)\right]-\left({\frac {\partial u}{\partial z}}{\frac {\partial \theta }{\partial x}}\right)-\left({\frac {\partial v}{\partial z}}{\frac {\partial \theta }{\partial y}}\right)-\left({\frac {\partial w}{\partial z}}{\frac {\partial \theta }{\partial z}}\right)\right\}\end{alignedat}}}$

donde cada dimensión comienza con un término diabático ; en la dirección ${\displaystyle x}$

${\displaystyle {\frac {1}{C_{p}}}\left({\frac {p_{\circ }}{p}}\right)^{\kappa }\left[{\frac {\partial }{\partial x}}\left({\frac {dQ}{dt}}\right)\right]}$

en la dirección ${\displaystyle y}$

${\displaystyle {\frac {1}{C_{p}}}\left({\frac {p_{\circ }}{p}}\right)^{\kappa }\left[{\frac {\partial }{\partial y}}\left({\frac {dQ}{dt}}\right)\right]}$

y en la dirección ${\displaystyle z}$

${\displaystyle {\frac {p_{\circ }^{\kappa }}{C_{p}}}\left[{\frac {\partial }{\partial z}}\left(p^{-\kappa }{\frac {dQ}{dt}}\right)\right]}$.

La ecuación también incluye términos de deformación horizontal y vertical ; en la dirección ${\displaystyle x}$

${\displaystyle -\left({\frac {\partial u}{\partial x}}{\frac {\partial \theta }{\partial x}}\right)-\left({\frac {\partial v}{\partial x}}{\frac {\partial \theta }{\partial y}}\right)}$

y en la dirección ${\displaystyle y}$

${\displaystyle -\left({\frac {\partial u}{\partial y}}{\frac {\partial \theta }{\partial x}}\right)-\left({\frac {\partial v}{\partial y}}{\frac {\partial \theta }{\partial y}}\right)}$

y en dirección vertical ${\displaystyle z}$

${\displaystyle -\left({\frac {\partial u}{\partial z}}{\frac {\partial \theta }{\partial x}}\right)-\left({\frac {\partial v}{\partial z}}{\frac {\partial \theta }{\partial y}}\right)}$.

Los términos finales son el término de inclinación y el término de divergencia vertical ; el término de inclinación está representado en la ecuación de frontogénesis tridimensional en las direcciones y ${\displaystyle x}$ ${\displaystyle y}$

${\displaystyle -\left({\frac {\partial w}{\partial x}}{\frac {\partial \theta }{\partial z}}\right)}$

${\displaystyle -\left({\frac {\partial w}{\partial y}}{\frac {\partial \theta }{\partial z}}\right)}$

y el término de divergencia vertical está presente como

${\displaystyle -\left({\frac {\partial w}{\partial z}}{\frac {\partial \theta }{\partial z}}\right)}$

Ver también

• Frontólisis

Referencias

1. Holton, JR (2004). Una introducción a la meteorología dinámica. (4 ed., vol. 88, págs. 269–276). San Diego, CA: Prensa académica.

2. Hoskins, BJ y Bretherton, FP (1972). Modelos de frontogénesis atmosférica: formulación y solución matemática. J. Atmós. Ciencia, 29, 11-13.

3. Martín, JE (2006). Dinámica atmosférica en latitudes medias. (1 ed., págs. 189-194). Inglaterra: Wiley.

1. Holton, James R. (2004). Introducción a la meteorología dinámica. Prensa académica. pag. 277.ISBN​ 978-0-12-354015-7.
2. Carlson, Toby N. (1991). Sistemas meteorológicos de latitudes medias. Académico HarperCollins. pag. 435.ISBN​ 978-0-04-551115-0.