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CURSO DE METEOROLOGIA ORGANISACION I II Presentación de la meteorología Presentación de la atmósfera III Campos medios de los parámetros del aire seco IV Energía radiativa 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 CURSO DE METEOROLOGIA ORGANISACION I II Presentación de la meteorología Presentación de la atmósfera III Campos medios de los parámetros del aire seco IV Energía radiativa 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 NOCION DE ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ESTABILIDAD INESTABILIDAD EQUILIBRIO INDIFERENTE CURSO DE METEOROLOGIA ORGANISACION I II Presentación de la meteorología Presentación de la atmósfera III Campos medios de los parámetros del aire seco IV Energía radiativa 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 VARIACION VERTICAL DE LA TEMPERATURA POTENCIAL R cp P θ T r P dLn () dLn (T ) R dLn (P) dz dz c P dz d dT R dP dz Tdz c P Pdz d dT RT dP dz T dz c P P dz Ley de Estado de los gazes perfectos 1 cP g Hidrostatismo d dz T dT g dz c P FLOTABILIDAD 2 2 dw u v 1 P g 2 cos()u FRz P z dt r dw 1 P g g 1 dt P z P Hidrostatismo : P g z TvP F g 1 k g 1 k g P 1 k P Tv g F g P 1 k k z con : z d 2 2 N 0 2 dt g d dz con : N2 FRECUENCIA DE BRUNT-VAISALA g F g P 1 k k z d 2 2 N 0 2 dt N2 > 0 N2 d >0 dz 0 cosNt N <0 2 N i g con : z g d dz ESTABILIDAD OSCILACIO N : n N 2p T 2p N d < 0 INESTABILIDAD dz ei gt ei gt g d g 0 dz 2 ESTABILIDAD E INESTABILIDAD z dθ >0 dz STABILIDAD N2 > 0 EQUILIBRIO INDIFERENTE N 0 dθ 0 dz N2 < 0 INESTABILIDAD θ 2 dθ <0 dz VARIACIONES VERTICALES DE θ : ILUSTRACION Isentropicas Isotermas coloradas Isentropicas verdes CRITERIO DE ESTABILIDAD PARA EL AIRE SECO tP E S t PS ES t tP EB PB EB 1000 hPa θB θB < θS θS ESTABILIDAD θS θB θB > θS INESTABILIDAD CRITERIO DE ESTABILIDAD PARA EL AIRE SATURADO tP t t ES ES tP PS PB EB EB 1000 hPa Θ’wB Θ’wS Θ’wB < Θ’wS ESTABILIDAD Θ’wS Θ’wB Θ’wB > Θ’wS INESTABILIDAD INESTABILIDAD SELECTIVA ES PS PK K CB EB PB ESTABILIDAD ES PS EB CASO DE LA SUBSIDENCIA P B CAPA ESTABLE CURSO DE METEOROLOGIA ORGANISACION I II Presentación de la meteorología Presentación de la atmósfera III Campos medios de los parámetros del aire seco IV Energía radiativa 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 CRITERIOS DE PONE 1 Θ’wB < Θ’wS E’S P’S P’B E’B CS ES PS CB EB PB 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 θB > θS Θ’wS < Θ’wB INESTABILIDAD ABSOLUTA CRITERIOS DE PONE 3 Θ’wB < Θ’wS E’S P’S E’B P’B CS CB ES PS EB PB θS < θB θS < θB Θ’wB < Θ’wS INESTABILIDAD SECA CRITERIOS DE PONE 4 Θ’wS < Θ’wB P’S E’S P’B E’B CS ES SIN NIVEL DE CONVECCION LIBRE PS CB EB PB θB < θS θB < θS Θ’wB > Θ’wS INSTABILIDAD CONVECTIVA LATENTE CRITERIOS DE PONE 5 Θ’wS < Θ’wB E’S P’S P’B E’B CS CON NIVEL DE CONVECCION LIBRE ES PS PK K CB EB PB θB < θS θB < θS Θ’wB > Θ’wS INESTABILIDAD CONVECTIVA SELECTIVA NUBES ASOCIADAS A UNA CAPA DE AIRE SATURADA PK’ K' ES PS PS ES CUF ESTF PB EB Capa estable EB Capa inestable PB NUBE ASOCIADA CON UNA CAPA EN INESTABILIDAD SELECTIVA PK’ K' ES PS CUF K PK CB EB PB NUBE ASOCIADA CON UNA CAPA EN INESTABILIDAD ABSOLUTA K' PK’ PC CB CUF CB EB I.A. SIN NUBE PB PC EB I.A. CON NUBES PB CURSO DE METEOROLOGIA ORGANISACION I II Presentación de la meteorología Presentación de la atmósfera III Campos medios de los parámetros del aire seco IV Energía radiativa 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 VARIACION DE ENERGIA CINETICA VERTICAL DE UNA PARTICULA dw 1 de kv d w 2 w dw dz dt 2 dP de kv R a TvP Tv P T k x x y dP k y dy P T Tv dekv g vP dz Tv de kv dP R a TP T P con k x y k y positivos dS B A E0 P +dP P P0 dekv R A k x k y AB dy dekv KdS CUMBRE TEORICA DE LAS NUBES CUMBRE MAXIMA AREA NEGATIVA S- K' PK’ AREA POSITIVA S+ CB S+ + S- = 0 PC EB PB APLICACION A LAS NUBES CONVECTIVAS Ptopbis OVERSHOOT Ptop Lfc Lcl ILUSTRACION DE OVERSHOOTS 1 OVERSHOOT 2 NOCION DE CIN CIN CIN : CONVECTIVE INHIBITION ZLFC Zsol g Tv Tv 0 dz Tv 0 PS LFC PK K 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 CAPE Z Ptop Z Lfc Flotabilidad Tv - Tv0 > 0 Flotabilidad positiva CAPE >0 CIN Z Lfc Zinf Tv -Tv0 <0 Flotabilidad négativa T TV 0 g V dz TV 0 Lfc CIN <0 Lcl g TV TV 0 dz TV 0 EVALUACIONES DE LA CAPE Calculada con la ’w maxi del día Calculada con la ’w maxi de los 300 primeros hPa CAPE Particula (Puede ser util la noche) 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 m es al unidad de masa wmax = CAPE Y CELERIDAD MAXIMA DE LA PARTICULA 1605 J / Kg 57 m / s 330 J / Kg Wmax = 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 B A C1 Pc1 tc C PA tc : TEMPERATURA DE DISIPACION DE NEBLINA B A C PA tc : TEMPERATURA DE FORMACION DE LOS CUMULOS INDICIO DE SHOWALTER PARTICULA TOMADA EN EL NIVEL 850 hPa Y LLEVADA A 500 hPa t t p 500 hPa IS > +3 : NI CHUBASCO NI TORMENTA IS = t - tp 850 hPa +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 Suelo 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 tx INDICIO DE TELFER Y 30 28 26 A B 24 22 20 18 16 C ZONA A : CASI CERTIDUMBRE DE TORMENTAS ZONA B : PROBABILIDAD DE TORMENTAS ZONA C : AUSENCIA PROBABLE DE TORMENTAS 14 12 10 8 6 4 2 0 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 X X = (t – td700 ) + (t - td600 ) Y = t500 - t850 UN CASO PARTICULAR Tv< Tv0 Estabilidad ? Zsup 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 T rv, rl, rs Aire seco Tvl 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 Aire húmedo + agua condensada Tv27°C rl=3 g/kg Aire seco Tvl26° 0 g/kg Tvl-Trl -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. Carga en agua(drag) Tvl El aire da calor al agua rl=3 g/Kg =>TL Mas vapor Menos peso Tvl EVALUACION NUMERICA Q= -Lv rl = -2,5 106 x 3 10-3 = -7,5 103 J/Kg => TL = Cp TL = 103 TL Menos carga en agua Más vapor Calor latente Tvl +T rl + Trl + Tl 1+ 0.6 x 300 x 3 10-3 -7.5 Coeficiente calorífico del aire con presión constante : Cpa103 J/kg/K Calor latente de vaporisación : Lv=2,5 106 J/kg T300 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 DCAPE 1 THETA’W MINI= 16,5 °C Al nivel 520 hPa A B Flotabilidad negativa La particula sigue bajando C TN = 10 degrés DCAPE 2 THETA’W MINI= 16,5 °C Al nivel 520 hPa B A DCAPE MAX = 450 J/Kg C D DCAPE 3 THETA’W MINI= 16,5 °C Al nivel 520 hPa B A Flotabilidad positiva DCAPE MAX La particula puede subir C D E 29 °C DCAPE 4 THETA’W MINI= 16,5 °C Al nivel 520 hPa B A DCAPE MAX D C ? E 29 °C CORRIENTE DE DENSIDAD : DEFINICION Bolsa de aire de más grande densidad tirándose al suelo Formación : Ascendencia Engordamiento de las gotas Condensación Precipitaciones Augmentación de la carga en agua Subsidencias Aire seco Evaporación Resfríamiento AIRE SECO 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 ’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 50 ms-1 10 45 9 DELTA P = 1,6 hPa 40 35 30 8 7 6 DELTA T = 3, 3 ° C FMAX 25 5 Pstation Tempé 20 4 RAFAGAS 15 3 DE 33m/s 2 5 1 0 0 13 :3 0 13 :3 2 13 :3 4 13 :3 6 13 :3 8 13 :4 0 13 :4 2 13 :4 4 13 :4 6 13 :4 8 13 :5 0 13 :5 2 13 :5 4 13 :5 6 13 :5 8 14 :0 0 14 :0 2 14 :0 4 14 :0 6 14 :0 8 10 TROMBA ESTRUCTURA E IMPACTO DEL CD SIN CIZALLADURA H SOLUCION CONVERGENCIA SIMETRICA NO LOCALISADA ESTALLAZO DEL CD CD CON CIZALLADURA DEL VIENTO AIRE SECO DISIMETRIA CONVERGENCIA LOCALISADA Y FUERTE CONVECCION FRENTE DE RAFAGAS 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 ’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. SITUACION DEL 10/12/2000 Identificación de una zona seca Imagen vapor de agua Valor minima de ’w (RS) CORTE VERTICAL (ARPEGE 12H) CURSO DE METEOROLOGIA ORGANISACION I II Presentación de la meteorología Presentación de la atmósfera III Campos medios de los parámetros del aire seco IV Energía radiativa 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 LA CELULA ORDINARIA LA CELULA ORDINARIA : DESCRIPCION Km 12 11 10 9 8 7 6 5 4 3 2 1 10 a 15 km Formación Madurez 2 Disipación CIZALLADURA BAJA 180° 6 CD 10 km 4 8 270° 10 20 m/s Movimiento de la tormenta HODOGRAFO Ciclo de vida: 3 fases, 30 a 50 min Propagación con la celeridad media del medio ambiente Ausencia de fenómenos violentos LA TORMENTA MULTICELULAR LA TORMENTA MULTICELULAR 1 Km 12 11 10 9 8 7 6 5 4 3 2 1 180° 8 6 1 10 12 km 4 2 270° 10 20 30 HODOGRAFO 40 m/s CIZALLADURA FUERTE Y EN UNA SOLA DIRECCION LA TORMENTA MULTICELULAR 2 Km Propagación 12 11 10 9 8 7 6 5 4 3 2 1 CD 180° 8 6 1 10 12 km 4 2 270° 10 20 30 HODOGRAFO 40 m/s CIZALLADURA FUERTE Y EN UNA SOLA DIRECCION LA TORMENTA MULTICELULAR 3 Km Propagación 12 11 10 9 8 7 6 5 4 3 2 1 30 à 50 km 180° 8 6 1 10 12 km 4 2 270° 10 20 30 HODOGRAFO CD 40 m/s CIZALLADURA FUERTE Y EN UNA SOLA DIRECCION PROPAGACION Viento medio Movimiento de las células des cellules 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. Propagación LA TORMENTA SUPERCELULAR ESQUEMA CONCEPTUAL 3D Adapté de Klemp, 1987 et Browning, 1964 10 km 5 km 10 Km 1 km 5 km CD AIRE FRIO 1 km Y SECO 0 100 Km AIRE CALIDO Y HUMEDO Una sola célula « gigante » con estructura estable en la referencia atada a la tormenta Propagación = celeridad de la tormenta Movimientos verticales con vorticidad Movimiento de la tormenta 180° 2 4 6 8 10 12 14 km 1 270° 20 30 HODOGRAFO 40 m/s CISALLADURA FUERTE Y CON GIRACION LA TORMENTA SUPERCELULAR : DIAGNOSTICO DEL RADAR Km 15 14 13 12 11 10 9 8 7 6 5 4 3 D C 50 60 km 40 30 B A 20 2 50 1 40 30 20 dbz 20 km 20 km CORTE VERTICAL (CD) CORTE HORIZONTAL (AB) FIRMAS 180° 2 4 6 8 10 12 14 km 1 270° 20 30 40 m/s Déplacement de l’orage HODOGRAFO . Movimiento siempre diferente del viento medio y muy rápido. . El más violento . Ecos radar « en gancho » . Overshoot QUE VE EL RADAR ? ESQUEMA CONCEPTUAL EN SUPERFICIE Movimiento de la tormenta CORIENTES SUBSIDENTES CORRIENTES ASCENDENTES ECOS CON ROTACION TORNADOS CD 180° 2 4 6 8 10 12 Adapté de Lemon & Doswell, 1979 (cité par Rotunno & Klemp, 1982) 14 km 1 270° 20 30 40 m/s Movimiento de la tormenta HODOGRAFO CISALLADURA FUERTE Y CON ROTACION LA LINEA DE INESTABILIDAD Parte Estratiformia Parte Convectiva Deshielo H CD L L H LINEA DE INESTABILIDAD CARACTERISTICA DE LOS TROPICOS Vr L Vd Perfil de viento H 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)
