Air motion - variables

En esta sección, se pueden encontrar variables e índices relacionados con el movimiento del aire en la atmósfera, que se utilizan para tormentas, entre otros.

Vorticidad

Vorticity at 500 hPa and sea level pressure over Oceania

Vorticity at 500 hPa and sea level pressure over Oceania

Los colores indican la fuerza de la vorticidad relativa, el rojo para la rotación positiva (rotación en sentido contrario a las agujas del reloj) y el azul para la vorticidad negativa (rotación en sentido horario), respectivamente. Isobars para la presión del aire se combinan a veces en el mapa. Los mapas son relativos a una altitud específica (en hPa).

Positive vorticity due to shear

Positive vorticity due to shear

Positive vorticity due to curvature

Positive vorticity due to curvature

La vorticidad positiva en el nivel de 500 hPa se asocia a menudo a ciclones y valles en la topografía de 500 hPa.
La vorticidad positiva se desarrolla en un campo de viento con curvatura en sentido contrario a las agujas del reloj y/o debido al cizallamiento con velocidades más altas a la derecha, como se ve en la dirección del flujo.

Negative vorticity due to shear

Negative vorticity due to shear

Negative vorticity due to curvature

Negative vorticity due to curvature

La vorticidad negativa se desarrolla en un campo de viento con curvatura en el sentido de las agujas del reloj y/o debido al cizallamiento con velocidades más altas a la izquierda, como se ve en la dirección del flujo.
La vorticidad negativa en el nivel de 500 hPa se asocia a menudo con el buen tiempo y las crestas en la topografía de 500 hPa.

La vorticidad es una medida importante y se utiliza para localizar zonas dinámicamente activas y frentes. La ecuación-omega, una ecuación utilizada para diagnosticar el movimiento vertical (o la llamada omega, en unidades de presión) enlaza la vorticidad con el movimiento vertical. Dice que: mayor velocidad ascendente ocurre cuando hay mayor advección de vorticidad positiva por el viento térmico.

Thermal wind

Thermal wind

La vorticidad geostrófica en el nivel de 700 hPa se utiliza a menudo como un valor representativo de la ecuación omega. Ahora el viento térmico es sólo una construcción matemática (diferencia vectorial entre vientos geostróficos a dos alturas o presiones diferentes) y no un viento real. Para examinar el viento térmico, se necesitan mapas de densidad.

Un mapa de densidad entre dos presiones diferentes (por ejemplo, 1000 y 500 hPa) es una medida de la temperatura potencial virtual dentro de esa capa, donde el azul es frío y el rojo es cálido. El viento térmico es paralelo a los contornos de densidad. Una vista más cercana de la densidad de los colores, vemos un aumento de temperatura horizontal más fuerte y por lo tanto un viento térmico más fuerte. Por la relación de viento térmico, el gradiente de temperatura horizontal hace que el viento geostrófico cambie con la altitud (cuánto es mostrado por un vector de viento térmico).

Tenga en cuenta que si las líneas de densidad (temperatura de la capa) cruzan las líneas de presión, hay una advección de temperatura (transporte de una masa de aire caliente por el viento). El viento es paralelo a las líneas de presión y más fuerte si las isobaras (líneas de presión constante) están más juntas.
Una mayor velocidad ascendente favorece las nubes y una precipitación más intensa y esa es otra buena razón para buscar la vorticidad. Puede ser complicado evaluar el movimiento vertical de la vorticidad, pero esto tiene razones históricas. Si le gusta simple examinar las parcelas de velocidad vertical.

CAPE (energía potencial convectiva disponible)

La Energía Potencial Convectiva Disponible (CAPE) es una medida de inestabilidad a través de la profundidad de la atmósfera, y está relacionada con la fuerza de corrientes ascendentes en tormentas eléctricas. Define la cantidad de energía (en un paquete de aire) que está disponible para la convección. Es proporcional a la máxima velocidad vertical potencial dentro de una corriente ascendente. CAPE se mide en julios por kilogramo (J/kg). Cuanto mayor sea el valor, mayor será el potencial para el clima severo como tormentas eléctricas. Por ejemplo, un CAPE superior a 2500 J/Kg indica una fuerte inestabilidad, mientras que las tormentas fuertes pueden superar los 5000 J/Kg.

Imagine un paquete de aire como un globo lleno de aire. Debido a que el aire caliente es menos denso que el aire frío, el globo sube mientras esté más caliente que el ambiente. En este caso, la temperatura del globo disminuye con una velocidad de aproximadamente 1 Kelvin por 100 metros. Por lo tanto, la temperatura de la atmósfera debe disminuir más de 1 Kelvin por 100 metros para un aumento ilimitado. Ahora, el globo tiene más energía que el ambiente porque el aire caliente contiene más energía que el aire frío. Esta energía está disponible para el ascenso del globo. Además de eso, la humedad más alta también aumenta la cantidad de energía. En conjunto, la temperatura y la humedad construyen la cantidad total de energía disponible para el ascenso (en sentido meteorológico: convección), que se expresa con CAPE. Por lo tanto, CAPE se basa en las propiedades del aire del globo (paquete de aire) en comparación con el ambiente. Por ejemplo, el CAPE es más alto con una mayor diferencia de temperatura entre el paquete de aire y el ambiente. Junto con CIN, CAPE puede darle información sobre la posibilidad de tormentas eléctricas.

Convective inhibition

Convective Inhibition (CIN) representa la cantidad de energía que un paquete de aire necesita para alcanzar el nivel de convección libre (convección: véase también corriente ascendente convectiva). Se expresa en julios por kilogramo (J/Kg). Las fuertes tormentas eléctricas son improbables si la Convective Inhibition es grande, aunque la presencia de CIN no impide el desarrollo de tormentas eléctricas, siempre y cuando no sea demasiado alta. Por ejemplo, un CIN bajo (<50J/kg) indica una cubierta atmosférica débil que puede romperse fácilmente por el calentamiento superficial, mientras que un CIN alto (>200J/kg) impide el desarrollo de una tormenta. CIN se da como un valor a través de la profundidad de la atmósfera ya que es independiente de la altitud.

Imagine un paquete de aire como un globo lleno de aire. El globo se eleva siempre y cuando la temperatura sea mayor que el ambiente. Pero si la temperatura ambiente es mayor, se impide el aumento. Por lo tanto, el globo debe ser llevado a un nivel donde pueda elevarse libremente, que es el nivel de convección libre. Esta acción requiere una cierta cantidad de energía, que se expresa con Convective Inhibition. Por lo tanto, CIN simplemente describe la energía que se necesita hasta que el paquete de aire puede aumentar por sí solo, porque es más caliente que el ambiente.

Junto con CAPE, CIN le da información sobre la posibilidad de tormentas eléctricas por ejemplo.

Corriente ascendente convectiva

La convección es el transporte vertical del aire ascendente en la atmósfera como resultado de la inestabilidad atmosférica. Puede conducir a la condensación ya la formación de nubes. Las masas de aire caliente aumentan cuando hay una tasa de descarga positiva. Por lo tanto, la convección ocurre cuando el sol calienta el suelo y la atmósfera inferior por ejemplo. El aire caliente se eleva debido al hecho de que es menos denso que el aire frío. Esto significa que el aire caliente es más ligero que el aire frío en las mismas condiciones de presión y, por tanto, sigue subiendo mientras permanezca más caliente que el ambiente. Por lo tanto, el factor estimulante para la convección son las diferencias de densidad. Es el mismo principio que en los ambientes de agua: Imagine un globo lleno de aire que ponga bajo el agua. Lo que ocurre es que el globo sube inmediatamente a la superficie, simplemente porque es menos denso que el agua, similar a la convección en la atmósfera.

La corriente ascendente convectiva describe la velocidad de las masas de aire ascendentes. La alta velocidad es una indicación de fuertes corrientes ascendentes de aire. Las velocidades se expresan en metros por segundo (m/s). La corriente ascendente convectiva se produce hasta el nivel donde la convección se detiene debido a la estabilidad atmosférica. En esta extensión vertical, las velocidades se dan como un valor independiente de la altitud.

Junto con una alta humedad, la corriente ascendente convectiva alta es una indicación del riesgo de tormenta.

Lifted index

El valor de temperatura del suelo se calcula y se compara con la temperatura real a una altura de presión específica. La diferencia entre ambos valores es el Lifted Index. Por lo tanto, el Lifted Index (LI) es una medida adimensional de la inestabilidad atmosférica y se expresa con valores entre -6 y +6.

El aire es estable para índice positivo e inestable para números de índice negativo.

LI Condiciones
> 6 muy estables
1 a 6 estables, tormentas no probables
-2 a 0 ligeramente inestables, tormentas posibles con presencia de mecanismo de elevación (por ejemplo frente frío, calentamiento diurno, etc.) 
-6 a -2 inestables, tormentas probables, algunas severas cuando el mecanismo de elevación presente
< -6 muy inestables, tormentas severas probables con mecanismo de elevación 

LI se utiliza principalmente para las previsiones de tormentas. Por ejemplo, los valores negativos indican corrientes ascendentes más intensas donde pueden desarrollarse tormentas. Por otro lado, un Lifted Index de cero o superior indica condiciones estables, donde las tormentas son poco probables. En los mapas, el Lifted Index se da como valor independiente de la altitud.

K-index

El k-index (adimensional) se utiliza como medida del potencial de tormenta y para pronosticar fuertes lluvias. Depende de la temperaturahumedad y se basa en la siguiente ecuación:

k-index = 850 hPa Temperatura – 500 hPa Temperatura + 850 hPa Temperatura del punto de rocío – 700 hPa Déficit del punto de rocío

Un valor de k-index más alto generalmente significa un mayor potencial de tormenta. Sin embargo, el k-index no funciona bien con sistemas de baja presión de escala sinóptica, mientras que funciona mejor para el desarrollo de tormentas de masa de aire. Además, el k-index no debe usarse para determinar la gravedad de la tormenta.

k-index Potencial de tormenta
< 20 tormentas no probables
20 a 25 tormentas aisladas
26 a 30 tormentas dispersas
31 a 35 pocas tormentas
36 a 40 numerosas tormentas
> 40 riesgo muy alto de tormentas

El k-index es independiente de la altitud, ya que se calcula con variables en diferentes altitudes. Por lo tanto, hay un valor mostrado por columna atmosférica en los mapas.