Ciclogénesis tropical
La ciclogénesis tropical és el desenroll i intensificació d'un cicló tropical en la atmòsfera.[1] Els mecanismes a través dels quals es produïx la ciclogénesis tropical són clarament diferents d'aquells a través dels quals es produïx la ciclogénesis templada. La ciclogénesis tropical implica el desenroll d'un cicló de núcleu càlit, per una convecció significativa en un entorn atmosfèric favorable.[2]
Els ciclons tropicals tendixen a desenrollar-se durant l'estiu, pero s'han observat en casi tots els mesos en la majoria de les conques. Cicles climàtics com el El Chiquet-Oscilació del Sur (ENOS) i la oscilació de Madden i Julian modulen el calendari i la freqüència de desenroll dels ciclons tropicals.[3][4] La intensitat màxima potencial és un llímit de l'intensitat dels ciclons tropicals que està fortament relacionat en les temperatures de l'aigua a lo llarc de la seua trayectòria.[5]
Cada any es formen en el món una mija de 86 ciclons tropicals en intensitat de tormenta tropical. D'ells, 47 alcancen una força superior a 119 km/h i 20 es convertixen en ciclons tropicals intensos (a lo manco de categoria 3 en l'escala Saffir-Simpson).[6]
Condicions per a la formació de ciclons tropicals
[editar | editar còdic]
Hi ha sis condicions fonamentals per a la ciclogénesis tropical: temperatures de la superfície de la mar suficientment càlides (a lo manco 26,5 °C), inestabilitat atmosfèrica, alta humitat en els nivells baixos i mijos de la troposfera, un nivell suficient efecte Coriolis per a sostindre un centre de baixa pressió, un foc o destorbament preexistente en nivells baixos i cizalladura vertical baixa del vent.[7] Encara que estes condicions són necessàries per a la formació de ciclons tropicals, no garantisen que es forme un cicló tropical.[7]
Aigües càlides, inestabilitat i humitat en nivells mijos
[editar | editar còdic]
- Artícul principal → Taxa de caiguda.
Normalment, es considera que una temperatura oceànica de 26,5 °C a lo llarc d'a lo manco 50 metros de profunditat és la mínima per a mantindre un cicló tropical.[7] Estes aigües càlides són necessàries per a mantindre el núcleu càlit que alimenta els sistemes tropicals. Este valor és molt superior a 16,1 °C, la temperatura mija global de la superfície dels oceans.[8]
Se sap que els ciclons tropicals es formen inclús quan no es donen les condicions normals. Aixina, temperatures de l'aire més fredes a major altitut (per eixemple, en el nivell de 500 hPa, o 5,9 km) poden donar lloc a ciclogénesis tropicals en temperatures de l'aigua més baixes, ya que es requerix una determinada taxa de caiguda per a forçar a l'atmòsfera a ser lo suficientment inestable per a la convecció. En una atmòsfera humida, esta taxa de caiguda és de 6,5 °C/km, mentres que en una atmòsfera en menys del 100% d'humitat relativa, la taxa de caiguda requerida és de 9,8 °C/km.[9]
En el nivell de 500 hPa, la temperatura mija de l'aire en els tròpics és de -7 °C, pero l'aire en els tròpics sol estar sec a este nivell, lo que permet que l'aire es gele a mida que s'humix, fins a alcançar una temperatura més favorable que permeta la convecció. Es requerix una temperatura humida a 500 hPa en una atmòsfera tropical de -13,2 °C per a iniciar la convecció si la temperatura de l'aigua és de 26,5 °C i este requeriment de temperatura aumenta o disminuïx proporcionalment en 1 °C en la temperatura de la superfície de la mar per cada canvi d'1 °C a 500 hPa.
En un cicló fret, les temperatures a 500 hPa poden descendir fins a -30 °C, lo que pot iniciar la convecció inclús en les atmòsfera més seques. Açò també explica per qué la humitat en els nivells mijos de la troposfera, aproximadament en el nivell de 500 hPa, sol ser necessària per al seu desenroll. No obstant, quan l'aire sec es troba a la mateixa altura, les temperatures a 500 hPa tenen que ser encara més fredes, ya que les atmòsfera seques requerixen una major taxa de caiguda per a generar inestabilitat que les atmòsfera humides.[10][11] A altituts propenques a la tropopausa, la temperatura mija de 30 anys (mida en el periodo que comprén de 1961 a 1990) va ser de -77 °C.[12] Un eixemple recent de cicló tropical que es va mantindre sobre aigües més fredes va ser psilon de la temporada d'huracans de l'Atlàntic de 2005.[13]
Paper de l'Intensitat Potencial Màxima (IPM)
[editar | editar còdic]Kerry Emanuel va crear cap a 1988 un model matemàtic per a calcular el llímit superior d'intensitat dels ciclons tropicals a partir de la temperatura de la superfície de la mar i els perfils atmosfèrics de les últimes eixecucions de models globals. El model de Emanuel es denomina intensitat màxima potencial (IPM). Els mapes creats a partir d'esta equació mostren les regions en les que és possible la formació de tormentes tropicals i huracans, basant-se en la termodinàmica de l'atmòsfera en el moment de l'última eixecució del model. Açò no té en conte la cizalladura vertical del vent.[14]
Efecte Coriolis
[editar | editar còdic]- Artícul principal → Efecte Coriolis.
Generalment es necessita una distància mínima de 500 km del equador (uns 4,5 graus des de l'equador) per a que es produïxca una ciclogénesis tropical.[7] L'efecte Coriolis aporta rotació al fluix i sorgix quan els vents escomencen a fluir cap a la pressió més baixa creada pel destorbament preexistente. En zones a on l'efecte Coriolis molt lleu o inexistent (per eixemple, prop de l'Equador), les úniques forces atmosfèriques significatives en joc són la força del gradient de pressió (la diferència de pressió que fa que els vents bufen d'alta a baixa pressió)[15] i una força de fricció menor; estes dos per sí soles no causarien la rotació a gran escala necessària per a la ciclogénesis tropical. La presència significativa d'efecte Coriolis permet que el vórtice en desenroll alcance l'equilibri de gradient de vent,[16] una condició d'equilibri que es troba en els ciclons tropicals mñas desenrollats i que permet que el calor latent es concentre prop del núcleu de la tormenta; açò dona com resultat el manteniment o l'intensificació del vórtice si atres factors de desenroll són neutres.[17]
Destorbament a baix nivell
[editar | editar còdic]Ya siga una depressió en la Zona de Convergència Intertropical (ZCI), una ona tropical, un front ampli en superfície o un llímit de fluix d'eixida, es requerix un factor de baix nivell en suficient vorticidad i convergència per a iniciar la ciclogénesis tropical.[7] Inclús en condicions perfectes en nivells superiors i l'inestabilitat atmosfèrica requerida, la falta d'un foc en superfície impedirà el desenroll de convecció organisada i una baixa en superfície.[7] Els ciclons tropicals poden formar-se quan circulacions més menudes dins de la Zona de Convergència Intertropical s'unixen i fusionen.[18]
Cizalladura vertical del vent dèbil
[editar | editar còdic]
Una cizalladura vertical inferior a 10 m/s (20 kn) entre la superfície i la tropopausa favorix el desenroll dels ciclons tropicals.[7] Una cizalladura vertical més dèbil fa que la tormenta creixca més ràpit verticalment en l'aire, lo que ajuda a que la tormenta es desenrolle i s'enfortixca. Si la cizalladura del vent és massa fort, la tormenta no pot elevar-se al seu màxim potencial i la seua energia es dispersa en un àrea massa gran per a que la tormenta s'enfortixca.[19] Una forta cizalladura del vent pot bufar el cicló tropical,[19] ya que desplaça el núcleu càlit de nivell mig de la circulació superficial i seca els nivells mijos de la troposfera, detenint el desenroll. En sistemes més menuts, el desenroll d'un complex convectivo de mesoescala significatiu en un entorn de cizalladura pot enviar un llímit de fluix d'eixida lo suficientment gran com per a destruir el cicló de superfície. Una cizalladura moderada del vent pot provocar el desenroll inicial del complex convectivo i una baixa en superfície similar a la de les latitut miges, pero deu disminuir per a permetre que continue la ciclogénesis tropical.[19]
Interaccions favorables de la vaguada
[editar | editar còdic]Una cizalladura vertical del vent llimitada pot ser positiva per a la formació de ciclons tropicals. Quan una vaguada de nivells superiors o una baixa de nivells superiors té aproximadament la mateixa escala que el destorbament tropical, el sistema pot ser dirigit pel sistema de nivells superiors cap a una zona en millor difluencia en l'aire, lo que pot provocar un major desenroll. Els ciclons superiors més dèbils són els millors candidats per a una interacció favorable. Hi ha proves de que els ciclons tropicals en cizalladura dèbil es desenrollen inicialment més ràpit que els ciclons tropicals sense cizalladura, encara que açò es produïx a costa d'un pico d'intensitat en velocitats de vent molt més dèbils i una pressió mínima més alta.[20] Este procés també es coneix com a iniciació baroclínica d'un cicló tropical. L'arrastre de ciclons superiors i vaguadas superiors pot causar canals de fluix d'eixida adicionals i ajudar en el procés d'intensificació. Els destorbament tropicals en desenroll poden ajudar a crear o profundisar vaguadas superiors o baixes superiors en la seua estela per la chorrada d'eixida que emana del destorbament/cicló tropical en desenroll.[21][22]
Hi ha casos en els que grans vaguadas de latitut miges poden ajudar a la ciclogénesis tropical quan una corrent en chorrada de nivells superiors pansa al noroest del sistema en desenroll, lo que ajudarà a la divergència en l'aire i a l'afluència en la superfície, fent girar el cicló. Este tipo d'interacció s'associa més a sovint en destorbament que ya estan en procés de recurvatura.[23]
Époques de formació
[editar | editar còdic]
En tot lo món, l'activitat ciclònica tropical alcança el seu punt àlgit a finals de l'estiu, quan les temperatures de l'aigua són més càlides. No obstant, cada conca té els seus propis patrons estacionals. A escala mundial, maig és el més menys actiu, mentres que setembre és el més actiu.[24]
En l'Atlàntic Nort, la temporada d'huracans s'estén des de l'1 de juny fins al 30 de novembre, alcançant el seu punt àlgit entre finals d'agost i octubre.[24] El pico estadístic de la temporada d'huracans en l'Atlàntic Nort és el 10 de setembre.[25] El Pacífic Nororiental té un periodo d'activitat més ampli, pero en un marc temporal similar al de l'Atlàntic.[24] En el Noroest del Pacífic hi ha ciclons tropicals tot l'any, en un mínim en febrer i un pico a principis de setembre.[24] En la conca de l'Índic Nort, les tormentes són més freqüents d'abril a decembre, en picos en maig i novembre.[24]
En l'hemisferi sur, l'activitat dels ciclons tropicals comença generalment a principis de novembre i sol terminar el 30 d'abril. L'activitat en l'hemisferi sur alcança el seu punt màxim entre mediats de febrer i principis de març.[24] Pràcticament tota l'activitat de l'hemisferi sur s'observa des de la costa meridional africana cap a l'est, en direcció a Amèrica del Sur. Els ciclons tropicals són fenomens poc freqüents en el sur de l'oceà Atlàntic i en l'extrem surest de l'oceà Pacífic.[26]
| Conca | Inici de temporada | Fi de temporada | Ciclons tropicals | Refs |
|---|---|---|---|---|
| Atlàntic Nort | 1 de juny | 30 de novembre | 14,4 | [27] |
| Pacífic Oriental | 15 de maig | 30 de novembre | 16,6 | [27] |
| Pacífic Occidental | 1 de giner | 31 de decembre | 26,0 | [27] |
| Nort de l'Índia | 1 de giner | 31 de decembre | 12 | [28] |
| Suroest indi | 1 de juliol | 30 de juny | 9,3 | [27][29] |
| Regió australiana | 1 de novembre | 30 d'abril | 11,0 | [30] |
| Pacífic Sur | 1 de novembre | 30 d'abril | 7,1 | [31] |
| Total | 96,4 | |||
Referències
[editar | editar còdic]- ↑ «Definition for Cyclogenesis» (en en). Arctic Climatology and Meteorology. Centre Nacional de Senyes sobre Neu i Gele. Archivat des d'el original, el 2006-08-30. Consultat el 2006-10-20.
- ↑ «What is an extra-tropical cyclone?» (en en). Frequently Asked Questions: Hurricanes, Typhoons and Tropical Cyclones. Laboratori Oceanogràfic i Meteorològic de l'Atlàntic, Divisió d'Investigació d'Huracans. Consultat el 2008-08-30.
- ↑ «AOML Climate Variability of Tropical Cyclones paper» (en en). Laboratori Oceanogràfic i Meteorològic de l'Atlàntic. Consultat el 2010-09-23.
- ↑ «Madden–Julian Oscillation» (en en). Universitat de Anglia de l'Este. Archivat des d'el original, el 2012-03-09. Consultat el 2010-09-23.
- ↑ «Tropical cyclone intensity in relation to SST and moisture variability» (en en). RSMAS (Universitat de Miami). Consultat el 2010-09-23.
- ↑ Chris Landsea. «Climate Variability table — Tropical Cyclones» (en en). Laboratori Oceanogràfic i Meteorològic de l'Atlàntic, Administració Nacional Oceànica i Atmosfèrica. Consultat el 2006-10-19.
- ↑ 7,0 7,1 7,2 7,3 7,4 7,5 7,6 «How do tropical cyclones form?» (en en). Frequently Asked Questions. Laboratori Oceanogràfic i Meteorològic de l'Atlàntic, Divisió d'Investigació d'Huracans. Consultat el 2017-10-09.
- ↑ Matt Menne. «Global Long-term Pixen Land and Siga Surface Temperatures» (en en). Centre Nacional de Senyes Climàtiques. Archivat des d'el original, el 2002-12-19. Consultat el 2006-10-19.
- ↑ «The Climate System» (en en). Archivat des d'el original, el 2020-05-20. Consultat el 2010-09-24.
- ↑ Wallace, John M.; Hobbs, {{{nom2}}} (1977). Atmospheric Science: An Introductory Survey (en en), Academic Press, Inc, pp. 76–77.
- ↑ Chris Landsea. «Climate Variability of Tropical Cyclones: Past, Present and Future» (en laboratori oceanogràfic i meteorològic de l'atlàntic). Storms. Consultat el 2006-10-19.
- ↑ Dian J. Gaffen-Seidel, Rebecca J. Ross and James K. Angell. «Climatological characteristics of the tropical tropopause as revealed by radiosondes» (en en). Laboratori de Recursos Aéreus de l'Administració Nacional Oceànica i Atmosfèrica. Archivat des d'el original, el 2006-05-05. Consultat el 2006-05-08.
- ↑ Lixion Avila. «Hurricane Epsilon Discussion Eighteen» (en en). Centre Nacional d'Huracans. Consultat el 2010-12-14.
- ↑ Kerry A. Emanuel. «Maximum Intensity Estimation» (en en). Institut Tecnològic de Massachusetts. Consultat el 2006-10-20.
- ↑ Departament de Ciències Atmosfèriques. «Pressure Gradient Force» (en en). Universitat d'Illinois, Urbana-Champaign. Consultat el 2006-10-20.
- ↑ G.P. King. «Vortex Flows and Gradient Wind Balanç» (en en). Universitat de Warwick. Archivat des d'el original, el 2007-11-29. Consultat el 2006-10-20.
- ↑ Kepert, Jeffrey D. (2010). «Tropical Cyclone Structure and Dynamics», Johnny C.L. Chan (ed.). Global Perspectives on Tropical Cyclones: From Science to Mitigation (en en), World Scientific. ISBN 978-981-4293-47-1.
- ↑ Journal of the Atmospheric Sciences.67(6)doi:10.1175/2010JAS3227.1.
- ↑ 19,0 19,1 19,2 Departament de Ciències Atmosfèriques. «Hurricanes: a tropical cyclone with winds > 64 knots» (en en). Universitat d'Illinois, Urbana-Champaign. Consultat el 2008-08-09.
- ↑ M. E. Nicholls; R. A. Pielke. «A Numerical Investigation of the Effect of Vertical Wind Shear on Tropical Cyclone Intensification» (en en). 21st Conference on Hurricanes and Tropical Meteorology of the American Meteorological Society. Universitat Estatal de Colorat. Archivat des d'el original, el 2006-09-09. Consultat el 2006-10-20.
- ↑ Clark Evans. «Favorable trough interactions on tropical cyclones» (en en). Flhurricane.com. Consultat el 2006-10-20.
- ↑ Monthly Weather Review.129(10)
- 2570–84.ISSN 1520-0493.doi:10.1175/1520-0493(2001)129<2570:ACSOTI>2.0.CO;2.
- ↑ Eric Rappin; Michael C. Morgan. «The Tropical Cyclone — Jet Interaction» (en en). Universitat de Wisconsin. Archivat des d'el original, el 2006-09-07. Consultat el 2006-10-20.
- ↑ 24,0 24,1 24,2 24,3 24,4 24,5 Erro en la cita: L'element
<ref>no és vàlit; puix no n'hi ha una referència en text nomenada:1 - ↑ «[1]». Consultat el 2010-09-23 (en en).
- ↑ Chris Landsea. «FAQ: Why doesn't the South Atlantic Ocean experience tropical cyclones?» (en en). NOAA. Consultat el 2009-05-14.
- ↑ 27,0 27,1 27,2 27,3 Divisió d'Investigació d'Huracans. «Frequently Asked Questions: What llaure the average, most, and least tropical cyclones occurring in each basin?» (en en). Laboratori Oceanogràfic i Meteorològic de l'Atlàntic de l'Administració Nacional Oceànica i Atmosfèrica. Consultat el 2012-12-05.
- ↑ «Report on Cyclonic Disturbances Over North Indian Ocean During 2018» (en en). Archivat des d'el original, el 2020-05-11.
- ↑ RA I Tropical Cyclone Committee (2023). Tropical Cyclone Operational Pla for the South-West Indian Ocean (PDF) (Reporte) (en anglés). Organisació Meteorològica Mundial.
- ↑ «Australian Tropical Cyclone Outlook for 2019 to 2020» (en en). Oficina de Meteorologia d'Austràlia. Archivat des d'el original, el 2019-10-14. Consultat el 2019-10-14.
- ↑ Erro en la seqüencia d'órdens: no existix el mòdul «Citas».
- Este artícul conté una traducció derivada de «Ciclogénesis tropical» de Wikipedia en castellà publicada baix la Llicència de documentació lliure de GNU i la Llicència Creative Commons Reconeiximent-CompartirIgual 4.0 Internacional.