CURSO DE METEOROLOGIA ORGANISACION IV Energía radiativa I Presentación de la meteorología II Presentación de la atmósfera III Campos medios de los parámetros del aire seco V Termodinámica del aire atmosférico VI Dinámica atmosférica : sistema de Navier-Stokes VII Dinámica vertical Hidrostatismo Atmósfera standard y ley de Laplace Aerología Estabilidad e inestabilidad Frecuencia de Brunt-Vaisälä Nubes e indicios de inestabilidad CAPE, CIN y DCAPE Convección

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NOCION DE ESTABILIDAD E INESTABILIDAD EQUILIBRIO INDIFERENTE ESTABILIDAD INESTABILIDAD

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VARIACION VERTICAL DE LA TEMPERATURA POTENCIAL Ley de Estado de los gazes perfectos Hidrostatismo

FLOTABILIDAD Hidrostatismo :

FRECUENCIA DE BRUNT-VAISALA ( ) N 2 T : OSCILACIO Nt cos ESTABILIDAD dz d p = n h Û > q ÷ ø ö ç è æ + h = q g ± Û < - 2 e dz d i N INESTABILIDAD t

ESTABILIDAD E INESTABILIDAD EQUILIBRIO INDIFERENTE z INESTABILIDAD STABILIDAD θ

VARIACIONES VERTICALES DE θ : ILUSTRACION Isentropicas Corte AB Isotermas coloradas Isentropicas verdes

CRITERIO DE ESTABILIDAD PARA EL AIRE SECO tP t t tP ES ES PS EB PB EB 1000 hPa θB θS θS θB θB < θS ESTABILIDAD θB > θS INESTABILIDAD

CRITERIO DE ESTABILIDAD PARA EL AIRE SATURADO tP t t tP ES PS ES PB EB EB 1000 hPa Θ’wB Θ’wS Θ’wS Θ’wB Θ’wB < Θ’wS ESTABILIDAD Θ’wB > Θ’wS INESTABILIDAD

INESTABILIDAD SELECTIVA PS PK K CB EB PB

ESTABILIDAD ES PS EB CAPA ESTABLE P B CASO DE LA SUBSIDENCIA

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CRITERIOS DE PONE 1 Θ’wB < Θ’wS E’S P’S P’B E’B CS ES PS CB PB EB θB < θS θB < θS ESTABILIDAD ABSOLUTA Θ’wB < Θ’wS

CRITERIOS DE PONE 2 Θ’wS < Θ’wB P’S E’S E’B P’B CS CB PS ES EB PB θS < θB Θ’wS < Θ’wB θB > θS INESTABILIDAD ABSOLUTA Θ’wS < Θ’wB

CRITERIOS DE PONE 3 Θ’wB < Θ’wS E’S P’S E’B P’B CS CB PS ES EB PB θS < θB θS < θB INESTABILIDAD SECA Θ’wB < Θ’wS

CRITERIOS DE PONE 4 Θ’wS < Θ’wB P’S E’S P’B E’B CS ES PS SIN NIVEL DE CONVECCION LIBRE CB PB EB θB < θS θB < θS INSTABILIDAD CONVECTIVA LATENTE Θ’wB > Θ’wS

CRITERIOS DE PONE 5 Θ’wS < Θ’wB E’S P’S P’B E’B CS ES PS CON NIVEL DE CONVECCION LIBRE K PK CB PB EB θB < θS θB < θS INESTABILIDAD CONVECTIVA SELECTIVA Θ’wB > Θ’wS

NUBES ASOCIADAS A UNA CAPA DE AIRE SATURADA PK’ K' PS ES ES PS CUF PB ESTF PB EB EB Capa estable Capa inestable

NUBE ASOCIADA CON UNA CAPA EN INESTABILIDAD SELECTIVA PK’ K' ES PS CUF K PK CB PB EB

NUBE ASOCIADA CON UNA CAPA EN INESTABILIDAD ABSOLUTA K' PK’ CB PC CUF CB PC EB EB PB PB I.A. SIN NUBE I.A. CON NUBES

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VARIACION DE ENERGIA CINETICA VERTICAL DE UNA PARTICULA P +dP A B dS E0

CUMBRE TEORICA DE LAS NUBES CUMBRE MAXIMA AREA NEGATIVA S- K' PK’ AREA POSITIVA S+ CB PC S+ + S- = 0 EB PB

APLICACION A LAS NUBES CONVECTIVAS Ptopbis OVERSHOOT Ptop Lfc Lcl

ILUSTRACION DE OVERSHOOTS 1

OVERSHOOT 2

CIN : CONVECTIVE INHIBITION NOCION DE CIN CIN : CONVECTIVE INHIBITION PS LFC K PK C E PB

LA CIN La CIN (Convective Inhibition) es la energía necesaria a la particula para que se encuentra a su nivel de convección libre ; es una barrera al desarrollo convectivo ; es una representación de lo necesario para la activación de la convección ; retrasa la activación de la convección ; cuando la activación de la convección permite de «saltar el obstáculo »,  puede ella encontrarse más violenta (acumulación de energía latente en capas bajas).

LA CAPE La CAPE représenta el trabajo de las fuerzas de flotabilidad entre el nivel de convección libre y el nivel de equilibrio termico Ptop. Es la energía potencial convectiva disponible (Convective Available Potential Energy). La CAPE representa la energía convectiva potencial posiblemente transformada en energía cinética en movimientos acendentes. Es una evaluación de la inestabilidad, pero no es suficiente para la previsión de la convección.

INESTABILIDAD CONDICIONAL : CAPE / CIN Ptopbis Misma superficie que la CAPE Ptop Flotabilidad positiva Tv - Tv0 > 0 CAPE >0 Flotabilidad négativa Tv -Tv0 <0 Lfc CIN <0 Lcl

EVALUACIONES DE LA CAPE Calculada con la ’w maxi del día Calculada con la ’w maxi de los 300 primeros hPa (Puede ser util la noche) CAPE Particula

CAPE Y CELERIDAD MAXIMA DE LA PARTICULA Una aplicación concreta de la CAPE Hypótesis : Toda la energía potencial convectiva se transforma en en energía cinética en los movimientos ascendentes.  CAPE = 1/2 m w²max wmax = m es al unidad de masa

CAPE Y CELERIDAD MAXIMA DE LA PARTICULA 1605 J / Kg 330 J / Kg Wmax = 57 m / s 26 m / s

CAPE Y CELERIDAD MAXIMA DE LA PARTICULA : CUIDADO SON CELERIDADES TEORICAS HAY QUE CONSIDERAR el freno de presión la carga en agua los intercambios no-adiabáticos

ELEMENTOS DE PREVISION AEROLOGICA K' PK’ r1 tc C1 Pc1 B tc B PA PA A C A C tc : TEMPERATURA DE DISIPACION DE NEBLINA tc : TEMPERATURA DE FORMACION DE LOS CUMULOS

INDICIO DE SHOWALTER PARTICULA TOMADA EN EL NIVEL 850 hPa Y LLEVADA A 500 hPa 850 hPa t p Suelo 500 hPa IS = t - tp IS > +3 : NI CHUBASCO NI TORMENTA +1 < IS < +3 : RIESGO DE CHUBASCOS Y TORMENTAS -3 < IS < +1 : CHUBASCOS Y TORMENTAS PROBABLES -6 < IS < -3 : FUERTE PROBABILIADD DE TORMENTAS IS < -6 : TORNADOS

INDICIO DE GALWAY PARTICULA TOMADA EN EL SUELO Y LLEVADA A 500 hPa TEMPERATURA MAXIMAA PREVISTA : tx RELACION DE MEZCLAMEDIA EN LA C. L. A. : r t t p 500 hPa IG > +3 : NI CHUBASCO NI TORMENTA +1 < IG < +3 : RIESGO DE CHUBASCOS Y TORMENTAS -3 < IG < +1 : CHUBASCOS Y TORMENTAS PROBABLES IG = t - tp -6 < IG < -3 : FUERTE PROBABILIAD DE TORMENTAS IG < -6 : TORNADOS SUELO r t x

INDICIO DE TELFER A B ZONA A : CASI CERTIDUMBRE DE TORMENTAS Y 30 28 A 26 B 24 22 ZONA A : CASI CERTIDUMBRE DE TORMENTAS 20 C ZONA B : PROBABILIDAD DE TORMENTAS 18 ZONA C : AUSENCIA PROBABLE DE TORMENTAS 16 14 12 10 8 6 4 2 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 X X = (t – td700 ) + (t - td600 ) Y = t500 - t850

FLOTABILIDAD NEGATIVA UN CASO PARTICULAR Tv< Tv0 Zsup Estabilidad ? FLOTABILIDAD NEGATIVA Zinf INESTABILIDAD ! ? 1. Una particula llega a su punto de condensación. Su flotabilidad negativa favorece su subsidencia. 2.Llueve. La evaporación mantiene la particula saturada. Su punto de estado baja siguiendo una pseudo-adiabática ! 3. La particula no esta en equilibrío. En ese caso, flotabilidad negativa es sinónima de inestabilidad !

EFECTO DE LA PRESENCIA DE AGUA CONDENSADA Aire húmedo + agua condensada Aire seco T Tvl rv, rl, rs 0,0,0 g/kg Temperatura virtual líquida Tvl  T(1+ rv-rl-rs) Con :   0,6 rv, rl, rs en kg/kg

LA TEMPERATURA LIQUIDA rl=3 g/kg Tv27°C Aire húmedo + agua condensada 0 g/kg Tvl26° Aire seco Tvl-Trl -300 x 3 10-3 -1°C

EFECTO DE LA EVAPORACION Las precipitaciones, ya evaporadas, son 6 veces mas eficaces para hacer pesado el aire con el resfríamiento que por su proprio peso antes la evaporación. Procesos con theta'w constante Carga en agua(drag) -1°C Tvl  El aire da calor al agua Precipitaciones -7.5°C rl=3 g/Kg =>TL évaporación Mas va por -6°C Tvl Menos peso

évaporación -7.5°C -6°C EVALUACION NUMERICA Q= -Lv rl = -2,5 106 x 3 10-3 = -7,5 103 J/Kg = 103 TL = Cp TL => TL -7.5°C +T rl Menos carga en agua + Trl Más vapor + Tl Calor latente  -6°C Tvl 1+ 0.6 x 300 x 3 10-3 -7.5 Calor latente de vaporisación : Lv=2,5 106 J/kg Coeficiente calorífico del aire con presión constante : Cpa103 J/kg/K T300 K

EFECTO DE LA PRESENCIA DE AGUA CONDENSADA La presencia de agua en las precipitaciones da peso a la particula y puede generar subsidencias. Se habla de « carga en agua » (en inglés « drag »). La evaporación del agua genera una densificación del aire más eficaz que la contribución de su propio peso. La evaporación de las precipitaciones intensifica las subsidencias.

ACELERATION VERTICAL : RESUMEN Una particula de aire sube si es más cálida y/o más húmeda que su medio ambiental. Aire caliente y húmedo en las capas bajas Ascendencias El agua densifica la particula de aire (drag) Precipitaciones Subsidencias La évaporación del agua genera un resfríamiento y une densificación mucho más eficaz de la particula de aire Evaporatión De las precipitaciones Intensificación de las subsidencias

Flotabilidad negativa La particula sigue bajando DCAPE 1 THETA’W MINI= 16,5 °C Al nivel 520 hPa B A Flotabilidad negativa La particula sigue bajando C TN = 10 degrés

DCAPE 2 DCAPE MAX = 450 J/Kg B A C D THETA’W MINI= 16,5 °C Al nivel 520 hPa B A DCAPE MAX = 450 J/Kg C D

Flotabilidad positiva La particula puede subir DCAPE 3 THETA’W MINI= 16,5 °C Al nivel 520 hPa B A Flotabilidad positiva La particula puede subir DCAPE MAX C E D 29 °C

DCAPE 4 ? DCAPE MAX B A C E D 29 °C THETA’W MINI= 16,5 °C Al nivel 520 hPa B A DCAPE MAX C E D 29 °C ?

CORRIENTE DE DENSIDAD : DEFINICION Bolsa de aire de más grande densidad tirándose al suelo Formación : Ascendencia Condensación Engordamiento de las gotas Precipitaciones Augmentación de la carga en agua Subsidencias Aire seco  Evaporación  Resfríamiento AIRE SECO

EFECTOS Amplificación de las subsidencias Creación y alimentación del CD CD Celula en fase de disipación, Sin cizalladura del viento

FIRMA DEL CD EN EL SUELO ROTACION E INTENSIFICACION DEL VIENTO RAFAGAS ALCANZANDO LOS 25m/s CAIDA DE TEMPERATURA DE 2 A 10°C AUMENTO DE PRESION 1 A 2 hPa DISMINUCION DE LA RELACION DE MEZCLA PERO AUMENTO DE LA HUMEDAD CAIDA DE q’w LAS VARIACIONES DE ESOS PARAMETROS SON MUY RAPIDAS? HAY DISCONTINUIDADES EN ALGUNOS KM? A VECES EN MENOS DE 1 KM.

PASAGE DE UNA LINEA DE INESTABILIDAD ANIMACION RADAR EL 10/12/2000 entre 1230 Y 1530 UTC

PASAGE DE LA LINEA DE INESTABILIDAD ST-QUENTIN

SAINT-QUENTIN 10/12/2000 DELTA P = 1,6 hPa DELTA T = 3, 3 ° C DE 33m/s RAFAGAS DE 33m/s

TROMBA

ESTRUCTURA E IMPACTO DEL CD SIN CIZALLADURA H CONVERGENCIA NO LOCALISADA SOLUCION SIMETRICA ESTALLAZO DEL CD

CD CON CIZALLADURA DEL VIENTO AIRE SECO DISIMETRIA CONVERGENCIA LOCALISADA Y FUERTE FRENTE DE RAFAGAS CONVECCION

ESTRUCTURA DE UNA CORRIENTE DE DENSIDAD EL FRENTE DE RAFAGAS PUEDE ADELANTAR LA CELULA DE ALGUNAS DECENAS DE KM ; APARECEN ROTORES ; EL ESPESOR DEL CD PUEDESER DE 1 km ; DE 200 A 300 m EN MAR PUEDE ALCANZAR 2 km EN LA TIERRA.

CONCLUSION La corriente de densidad es un aire denso estrellándose en el suelo. Esta alimentada por las corrientes subsidentes de la tormenta. La presencia de aire seco en la atmósfera media es muy importante para favorecer su desarrollo. La evaporación en ese aire seco va permitir un aumento de la densidad del CD por la evaporación. Sin cizalladura vertical del viento, se estrella de una manera isotrópica, con poca convección. Con cizalladura, se estrella más abajo de la cizalladura y genera una convección más intensa y localisada : aparece un frente de ráfagas.

SUBSIDENCIAS Las subsidencias son corrientes que bajan. Tienen dos funciones esenciales : 1) la compensación de las ascendencias y asegurar la conservación de la masa ; 2) La alimentación de las corrientes de densidad y estructurar y organisar la convección. El origen del aire de las corrientes de densidad puede situarse en tropósfera media (hay que vigilar las capas con q’w mínima).

BREVEMENTE Ese capitulo muestra la importancia de los movimientos subsidentes que, por activación, van favorecer y estructurar una convección fuerte. Un indicio DCAPE permitiría de indicar la capacidad atmosférica de generar subsidencias. La evaporación, las precipitaciones y la presencia de aire seco son fundamentales para generar fuertes corrientes subsidentes.

CORTE VERTICAL (ARPEGE 12H) SITUACION DEL 10/12/2000 Identificación de una zona seca Imagen vapor de agua Valor minima de q’w (RS) CORTE VERTICAL (ARPEGE 12H)

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LA CELULA ORDINARIA

LA CELULA ORDINARIA : DESCRIPCION 1 2 3 4 5 8 9 11 7 12 10 6 Km 10 a 15 km CD Formación Madurez Disipación 270° 180° 10 20 m/s 2 4 6 8 10 km HODOGRAFO CIZALLADURA BAJA Ciclo de vida: 3 fases, 30 a 50 min  Propagación con la celeridad media del medio ambiente Ausencia de fenómenos violentos Movimiento de la tormenta

LA TORMENTA MULTICELULAR

LA TORMENTA MULTICELULAR 1 2 3 4 5 8 9 11 7 12 10 6 Km 270° 180° 10 40 m/s HODOGRAFO 2 12 km 20 30 6 4 8 1 CIZALLADURA FUERTE Y EN UNA SOLA DIRECCION

LA TORMENTA MULTICELULAR 2 1 2 3 4 5 8 9 11 7 12 10 6 Km CIZALLADURA FUERTE Y EN UNA SOLA DIRECCION 270° 180° 40 m/s HODOGRAFO 12 km 20 30 Propagación CD

LA TORMENTA MULTICELULAR 3 CIZALLADURA FUERTE Y EN UNA SOLA DIRECCION 270° 180° 10 40 m/s HODOGRAFO 2 12 km 20 30 6 4 8 1 3 5 9 11 7 12 Km Propagación CD 30 à 50 km

PROPAGACION Viento medio Movimiento de las células des cellules Propagación Marwitz 1972 Movimiento de la tormenta La celeridad de la tormenta (celeridad de grupo) es la resultante de la propagación tormentosa (discreta) y de la celeridad de las células (viento medio). Si la propagación es igual y se opone a la celeridad de las células, la tormenta esta estacionaria : riesgo de lluvias fuertes.

LA TORMENTA SUPERCELULAR

CISALLADURA FUERTE Y CON GIRACION ESQUEMA CONCEPTUAL 3D 10 km Adapté de Klemp, 1987 et Browning, 1964 Una sola célula « gigante » con estructura estable en la referencia atada a la tormenta Propagación = celeridad de la tormenta Movimientos verticales con vorticidad 5 km 10 Km 100 Km 1 km AIRE FRIO Y SECO 5 km CD AIRE CALIDO Y HUMEDO 1 km Movimiento de la tormenta HODOGRAFO 14 km 270° 180° 40 m/s 2 10 20 30 6 4 8 1 12 CISALLADURA FUERTE Y CON GIRACION

LA TORMENTA SUPERCELULAR : DIAGNOSTICO DEL RADAR CORTE HORIZONTAL (AB) C D 20 km 30 40 50 20 A B 1 2 3 4 5 8 9 11 7 12 10 6 Km 15 14 13 20 dbz CORTE VERTICAL (CD) 60 km QUE VE EL RADAR ? FIRMAS 270° 180° 40 m/s HODOGRAFO 2 10 14 km 20 30 6 4 8 1 12 . Movimiento siempre diferente del viento medio y muy rápido. . El más violento Déplacement de l’orage . Ecos radar « en gancho » . Overshoot

ESQUEMA CONCEPTUAL EN SUPERFICIE CORIENTES SUBSIDENTES Movimiento de la tormenta CORRIENTES ASCENDENTES ECOS CON ROTACION TORNADOS CD Adapté de Lemon & Doswell, 1979 (cité par Rotunno & Klemp, 1982) 270° 180° 40 m/s HODOGRAFO 2 10 14 km 20 30 6 4 8 1 12 CISALLADURA FUERTE Y CON ROTACION Movimiento de la tormenta

LA LINEA DE INESTABILIDAD Parte Estratiformia Parte Convectiva Deshielo H L CD L H LINEA DE INESTABILIDAD CARACTERISTICA DE LOS TROPICOS Vd Vr Perfil de viento

LA LINEA DE INESTABILIDAD

LA LINEA DE INESTABILIDAD Linea de inestabilidad moviendose del este hacia oeste en Kothogo en Costa de Marfil el 21/06/81; Campaña COPTS (Foto de S. Chauzy, Laboratorio de aerología Universidad Paul Sabatier Toulouse)