Ciclón extratropical

Los ciclones extratropicales, a veces llamados ciclones de latitudes medias o ciclones ondulatorios, son áreas de baja presión que, junto con los anticiclones de las áreas de alta presión, impulsan el clima en gran parte de la Tierra. Los ciclones extratropicales son capaces de producir cualquier cosa, desde nubosidad y lluvias leves hasta fuertes vendavales, tormentas eléctricas, ventiscas y tornados. Estos tipos de ciclones se definen como sistemas meteorológicos de baja presión a gran escala (sinópticos) que se producen en las latitudes medias de la Tierra. A diferencia de los ciclones tropicales, los ciclones extratropicales producen cambios rápidos en la temperatura y el punto de rocío a lo largo de líneas generales, denominadas frentes meteorológicos, alrededor del centro del ciclón.

Terminología

El término "ciclón" se aplica a numerosos tipos de áreas de baja presión, una de las cuales es el ciclón extratropical. El descriptor extratropical significa que este tipo de ciclón generalmente ocurre fuera de los trópicos y en las latitudes medias de la Tierra entre los 30° y los 60° de latitud. Se denominan ciclones de latitudes medias si se forman dentro de esas latitudes, o ciclones postropicales si un ciclón tropical ha irrumpido en las latitudes medias. Los meteorólogos y el público en general a menudo los describen simplemente como "depresiones" o "mínimos". También se utilizan a menudo términos como ciclón frontal, depresión frontal, baja frontal, baja extratropical, baja no tropical y baja híbrida.

Los ciclones extratropicales se clasifican principalmente como ciclones baroclínicos, porque se forman a lo largo de zonas de gradiente de temperatura y punto de rocío conocidas como zonas frontales. Pueden volverse barotrópicos al final de su ciclo de vida, cuando la distribución del calor alrededor del ciclón se vuelve bastante uniforme con su radio.

Formación

Los ciclones extratropicales se forman en cualquier lugar dentro de las regiones extratropicales de la Tierra (generalmente entre 30 ° y 60 ° de latitud desde el ecuador), ya sea a través de la ciclogénesis o la transición extratropical. En un estudio de climatología con dos algoritmos de ciclones diferentes, se detectaron un total de 49 745-72 931 ciclones extratropicales en el hemisferio norte y 71 289-74 229 ciclones extratropicales en el hemisferio sur entre 1979 y 2018 según los datos de reanálisis. Un estudio de ciclones extratropicales en el hemisferio sur muestra que entre los paralelos 30 y 70, existe un promedio de 37 ciclones durante cualquier período de 6 horas. Un estudio separado en el hemisferio norte sugiere que cada invierno se forman aproximadamente 234 ciclones extratropicales significativos.

Ciclogénesis

Los ciclones extratropicales se forman a lo largo de bandas lineales de gradiente de temperatura/punto de rocío con una cizalladura vertical significativa del viento y, por lo tanto, se clasifican como ciclones baroclínicos. Inicialmente, la ciclogénesis, o formación de baja presión, ocurre a lo largo de las zonas frontales cerca de un cuadrante favorable de un máximo en la corriente en chorro del nivel superior conocido como racha en chorro. Los cuadrantes favorables suelen estar en los cuadrantes trasero derecho y delantero izquierdo, donde se produce la divergencia.La divergencia hace que el aire salga rápidamente desde la parte superior de la columna de aire. A medida que se reduce la masa en la columna, se reduce la presión atmosférica a nivel de la superficie (el peso de la columna de aire). La presión reducida fortalece el ciclón (un sistema de baja presión). La presión reducida actúa para atraer aire, creando una convergencia en el campo de viento de bajo nivel. La convergencia en niveles bajos y la divergencia en niveles superiores implican un movimiento ascendente dentro de la columna, lo que hace que los ciclones se nublen. A medida que el ciclón se fortalece, el frente frío barre hacia el ecuador y se desplaza por la parte posterior del ciclón. Mientras tanto, su frente cálido asociado avanza más lentamente, ya que el aire más frío delante del sistema es más denso y, por lo tanto, más difícil de expulsar. Más tarde, los ciclones se ocluyen cuando la porción del frente frío hacia el polo alcanza una sección del frente cálido, forzando una lengua, o trowal, de aire caliente en lo alto. Eventualmente, el ciclón se volverá barotrópicamente frío y comenzará a debilitarse.

La presión atmosférica puede caer muy rápidamente cuando hay fuertes fuerzas de nivel superior en el sistema. Cuando las presiones caen más de 1 milibar (0,030 inHg) por hora, el proceso se denomina ciclogénesis explosiva y el ciclón puede describirse como una bomba. La presión de estas bombas cae rápidamente por debajo de los 980 milibares (28,94 inHg) en condiciones favorables, como cerca de un gradiente de temperatura natural como la Corriente del Golfo, o en un cuadrante preferido de una racha de chorro en el nivel superior, donde la divergencia en el nivel superior es mejor. Cuanto más fuerte sea la divergencia del nivel superior sobre el ciclón, más profundo puede llegar a ser el ciclón. Es más probable que se formen ciclones extratropicales con fuerza de huracán en los océanos Atlántico norte y Pacífico norte en los meses de diciembre y enero.El 14 y 15 de diciembre de 1986, un ciclón extratropical cerca de Islandia se profundizó por debajo de los 920 milibares (27 inHg), que es una presión equivalente a un huracán de categoría 5. En el Ártico, la presión promedio de los ciclones es de 980 milibares (28,94 inHg) durante el invierno y de 1000 milibares (29,53 inHg) durante el verano.

Transición extratropical

Los ciclones tropicales a menudo se transforman en ciclones extratropicales al final de su existencia tropical, generalmente entre los 30° y los 40° de latitud, donde hay suficiente fuerza de vaguadas en los niveles superiores u ondas cortas sobre los vientos del oeste para que comience el proceso de transición extratropical. Durante este proceso, un ciclón en transición extratropical (conocido en los océanos Pacífico Norte oriental y Atlántico Norte como la etapa postropical), invariablemente se formará o se conectará con frentes y/o valles cercanos consistentes con un sistema baroclínico. Debido a esto, el tamaño del sistema generalmente parecerá aumentar, mientras que el núcleo se debilita. Sin embargo, una vez completada la transición, la tormenta puede volver a fortalecerse debido a la energía baroclínica, según las condiciones ambientales que rodean el sistema.El ciclón también distorsionará su forma, volviéndose menos simétrico con el tiempo.

Durante la transición extratropical, el ciclón comienza a inclinarse hacia la masa de aire más fría con altura, y la fuente de energía primaria del ciclón se convierte de la liberación de calor latente de la condensación (de tormentas eléctricas cerca del centro) a procesos baroclínicos. El sistema de baja presión finalmente pierde su núcleo cálido y se convierte en un sistema de núcleo frío.

El momento pico de la ciclogénesis subtropical (el punto medio de esta transición) en el Atlántico Norte es en los meses de septiembre y octubre, cuando la diferencia entre la temperatura del aire en altura y la temperatura de la superficie del mar es mayor, lo que genera el mayor potencial. por inestabilidad En raras ocasiones, un ciclón extratropical puede transitar a un ciclón tropical si llega a un área del océano con aguas más cálidas y un entorno con menos cizalladura vertical del viento. Un ejemplo de esto está sucediendo en la Tormenta Perfecta de 1991. El proceso conocido como "transición tropical" implica el desarrollo generalmente lento de un vórtice central extratropicalmente frío en un ciclón tropical.

El Centro Conjunto de Alerta de Tifones utiliza la técnica de transición extratropical (XT) para estimar subjetivamente la intensidad de los ciclones tropicales que se vuelven extratropicales en base a imágenes satelitales visibles e infrarrojas. La pérdida de convección central en los ciclones tropicales en transición puede hacer que falle la técnica de Dvorak; la pérdida de convección da como resultado estimaciones bajas poco realistas utilizando la técnica de Dvorak. El sistema combina aspectos de la técnica de Dvorak, utilizada para estimar la intensidad de los ciclones tropicales, y la técnica de Hebert-Poteat, utilizada para estimar la intensidad de los ciclones subtropicales. La técnica se aplica cuando un ciclón tropical interactúa con un límite frontal o pierde su convección central mientras mantiene su velocidad de avance o acelera.La escala XT corresponde a la escala Dvorak y se aplica de la misma manera, excepto que se usa "XT" en lugar de "T" para indicar que el sistema está experimentando una transición extratropical. Además, la técnica XT solo se usa una vez que comienza la transición extratropical; la técnica de Dvorak todavía se usa si el sistema comienza a disiparse sin transición. Una vez que el ciclón ha completado la transición y se ha convertido en un núcleo frío, la técnica ya no se utiliza.

Estructura

Presión superficial y distribución del viento

El campo de viento de un ciclón extratropical se contrae con la distancia en relación con la presión a nivel de la superficie, y la presión más baja se encuentra cerca del centro, y los vientos más altos suelen estar justo en el lado frío/hacia el polo de los frentes cálidos, las oclusiones y los frentes fríos, donde la la fuerza del gradiente de presión es máxima. El área hacia el polo y al oeste de los frentes frío y cálido conectados a los ciclones extratropicales se conoce como sector frío, mientras que el área hacia el ecuador y al este de sus frentes frío y cálido asociados se conoce como sector cálido.

El flujo de viento alrededor de un ciclón extratropical es en sentido contrario a las agujas del reloj en el hemisferio norte y en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio sur, debido al efecto de Coriolis (esta forma de rotación se conoce generalmente como ciclónica). Cerca de este centro, la fuerza del gradiente de presión (desde la presión en el centro del ciclón comparada con la presión fuera del ciclón) y la fuerza de Coriolis deben estar en un equilibrio aproximado para que el ciclón evite colapsar sobre sí mismo como resultado de la diferencia de presión.La presión central del ciclón disminuirá con el aumento de la madurez, mientras que fuera del ciclón, la presión a nivel del mar está en el promedio. En la mayoría de los ciclones extratropicales, la parte del frente frío por delante del ciclón se convertirá en un frente cálido, dando a la zona frontal (como se dibuja en los mapas meteorológicos de superficie) una forma de onda. Debido a su aparición en las imágenes de satélite, los ciclones extratropicales también pueden denominarse ondas frontales en las primeras etapas de su ciclo de vida. En los Estados Unidos, un antiguo nombre para dicho sistema es "onda cálida".

En el hemisferio norte, una vez que un ciclón ocluye, una vaguada de aire cálido en la parte superior, o " trowal " para abreviar, será causada por fuertes vientos del sur en su periferia oriental que giran en lo alto alrededor de su noreste y, en última instancia, en su noroeste. periferia (también conocida como cinta transportadora cálida), lo que obliga a un canal de superficie a continuar hacia el sector frío en una curva similar al frente ocluido. El trowal crea la porción de un ciclón ocluido conocida como cabeza de coma., debido a la forma de coma de la nubosidad de la troposfera media que acompaña a la característica. También puede ser el foco de fuertes precipitaciones locales, con posibles tormentas eléctricas si la atmósfera a lo largo del camino es lo suficientemente inestable para la convección.

Estructura vertical

Los ciclones extratropicales se inclinan hacia masas de aire más frías y se fortalecen con la altura, a veces superando los 30 000 pies (aproximadamente 9 km) de profundidad. Sobre la superficie de la tierra, la temperatura del aire cerca del centro del ciclón es cada vez más fría que el ambiente circundante. Estas características son directamente opuestas a las que se encuentran en sus contrapartes, los ciclones tropicales; por lo tanto, a veces se les llama "mínimos de núcleo frío". Se pueden examinar varios gráficos para comprobar las características de un sistema de núcleo frío con altura, como el gráfico de 700 milibares (20,67 inHg), que se encuentra a unos 10.000 pies (3.048 metros) de altitud. Los diagramas de fase de ciclones se utilizan para saber si un ciclón es tropical, subtropical o extratropical.

Evolución del ciclón

Hay dos modelos de desarrollo de ciclones y ciclos de vida de uso común: el modelo noruego y el modelo Shapiro-Keyser.

Modelo de ciclón noruego

De las dos teorías sobre la estructura y el ciclo de vida de los ciclones extratropicales, la más antigua es el modelo de ciclones noruegos, desarrollado durante la Primera Guerra Mundial. En esta teoría, los ciclones se desarrollan a medida que se mueven hacia arriba y a lo largo de un límite frontal, ocluyéndose finalmente y alcanzando un ambiente barotrópicamente frío.. Fue desarrollado completamente a partir de observaciones meteorológicas en superficie, incluidas descripciones de nubes encontradas cerca de los límites frontales. Esta teoría aún conserva su mérito, ya que es una buena descripción de los ciclones extratropicales sobre masas de tierra continentales.

Modelo Shapiro-Keyser

Una segunda teoría en competencia para el desarrollo de ciclones extratropicales sobre los océanos es el modelo Shapiro-Keyser, desarrollado en 1990. Sus principales diferencias con el modelo de ciclones noruegos son la fractura del frente frío, que trata las oclusiones de tipo cálido y los frentes cálidos como lo mismo. y permitir que el frente frío progrese a través del sector cálido perpendicular al frente cálido. Este modelo se basó en los ciclones oceánicos y su estructura frontal, como se vio en las observaciones de superficie y en proyectos anteriores que utilizaron aviones para determinar la estructura vertical de los frentes en el Atlántico noroeste.

Reclusión cálida

Un aislamiento cálido es la fase madura del ciclo de vida del ciclón extratropical. Esto se conceptualizó después del experimento de campo ERICA de finales de la década de 1980, que produjo observaciones de ciclones marinos intensos que indicaban una estructura térmica de bajo nivel anómalamente cálida, aislada (o rodeada) por un frente cálido inclinado hacia atrás y una banda coincidente en forma de cheurón. de intensos vientos superficiales. El Modelo Noruego de Ciclones, desarrollado por la Escuela de Meteorología de Bergen, observó ciclones en gran medida al final de su ciclo de vida y usó el término oclusión para identificar las etapas de descomposición.

Las reclusiones cálidas pueden tener características similares a ojos sin nubes en su centro (que recuerdan a los ciclones tropicales), caídas de presión significativas, vientos huracanados y convección de moderada a fuerte. Las reclusiones cálidas más intensas a menudo alcanzan presiones inferiores a 950 milibares (28,05 inHg) con una estructura central cálida definitiva de nivel inferior a medio. Una reclusión cálida, el resultado de un ciclo de vida baroclínica, ocurre en latitudes muy hacia el polo de los trópicos.

Dado que las liberaciones de flujo de calor latente son importantes para su desarrollo e intensificación, la mayoría de los eventos de aislamiento cálido ocurren sobre los océanos; pueden impactar a las naciones costeras con vientos huracanados y lluvias torrenciales. Climatológicamente, el hemisferio norte ve reclusiones cálidas durante los meses de la estación fría, mientras que el hemisferio sur puede ver un fuerte ciclón como este durante todas las épocas del año.

En todas las cuencas tropicales, excepto en el norte del Océano Índico, la transición extratropical de un ciclón tropical puede resultar en la reintensificación hacia un aislamiento cálido. Por ejemplo, el huracán María (2005) y el huracán Cristóbal (2014) se reintensificaron cada uno en un sistema baroclínico fuerte y alcanzaron un estado de aislamiento cálido en la madurez (o presión más baja).

Movimiento

Los ciclones extratropicales generalmente son impulsados ​​o "dirigidos" por vientos profundos del oeste en un movimiento general de oeste a este a través de los hemisferios norte y sur de la Tierra. Este movimiento general del flujo atmosférico se conoce como "zonal". Cuando esta tendencia general es la principal influencia directriz de un ciclón extratropical, se conoce como "régimen de flujo zonal".

Cuando el patrón de flujo general cambia de un patrón zonal a un patrón meridional, es más probable un movimiento más lento en dirección norte o sur. Los patrones de flujo meridional presentan valles y crestas fuertes y amplificados, generalmente con un flujo más al norte y al sur.

Los cambios de dirección de esta naturaleza se observan más comúnmente como resultado de la interacción de un ciclón con otros sistemas de baja presión, valles, crestas o anticiclones. Un anticiclón fuerte y estacionario puede bloquear efectivamente el camino de un ciclón extratropical. Dichos patrones de bloqueo son bastante normales y generalmente darán como resultado un debilitamiento del ciclón, el debilitamiento del anticiclón, una desviación del ciclón hacia la periferia del anticiclón o una combinación de los tres hasta cierto punto, dependiendo de las condiciones precisas. También es común que un ciclón extratropical se fortalezca a medida que el anticiclón bloqueador o la dorsal se debilitan en estas circunstancias.

Cuando un ciclón extratropical se encuentra con otro ciclón extratropical (o casi cualquier otro tipo de vórtice ciclónico en la atmósfera), los dos pueden combinarse para convertirse en un ciclón binario, donde los vórtices de los dos ciclones giran uno alrededor del otro (conocido como el "efecto Fujiwhara "). En la mayoría de los casos, esto da como resultado la fusión de los dos sistemas de baja presión en un solo ciclón extratropical o, con menor frecuencia, puede resultar en un mero cambio de dirección de uno o ambos ciclones. Los resultados precisos de tales interacciones dependen de factores como el tamaño de los dos ciclones, su fuerza, la distancia entre ellos y las condiciones atmosféricas predominantes a su alrededor.

Efectos

General

Los ciclones extratropicales pueden traer un clima templado con poca lluvia y vientos superficiales de 15 a 30 km/h (10 a 20 mph), o pueden ser fríos y peligrosos con lluvias torrenciales y vientos que superan los 119 km/h (74 mph), (a veces denominadas tormentas de viento en Europa). La banda de precipitación asociada con el frente cálido suele ser extensa. En ciclones extratropicales maduros, un área conocida como cabeza de coma en la periferia noroeste de la superficie baja puede ser una región de fuertes precipitaciones, tormentas frecuentes y tormentas de nieve. Los ciclones tienden a moverse a lo largo de un camino predecible a un ritmo moderado de avance. Durante el otoño, el invierno y la primavera, la atmósfera sobre los continentes puede ser lo suficientemente fría en la profundidad de la troposfera como para causar nevadas.

Tiempo severo

Las líneas de turbonada, o bandas sólidas de fuertes tormentas eléctricas, pueden formarse delante de los frentes fríos y las vaguadas de sotavento debido a la presencia de una cantidad significativa de humedad atmosférica y una fuerte divergencia en los niveles superiores, lo que genera granizo y vientos fuertes. Cuando existe una cizalladura del viento direccional significativa en la atmósfera antes de un frente frío en presencia de una fuerte corriente en chorro en los niveles superiores, es posible la formación de tornados. Aunque los tornados pueden formarse en cualquier parte de la Tierra, la mayor cantidad ocurre en las Grandes Llanuras de los Estados Unidos, porque los vientos descendentes de las Montañas Rocosas orientados de norte a sur, que pueden formar una línea seca, ayudan a su desarrollo con cualquier intensidad.

El desarrollo explosivo de los ciclones extratropicales puede ser repentino. La tormenta conocida en Gran Bretaña e Irlanda como la "Gran Tormenta de 1987" se profundizó a 953 milibares (28,14 inHg) con un viento máximo registrado de 220 km/h (140 mph), lo que resultó en la pérdida de 19 vidas, 15 millones de árboles, daños generalizados a viviendas y un costo económico estimado de £1,200 millones (US$2,300 millones).

Aunque la mayoría de los ciclones tropicales que se vuelven extratropicales se disipan rápidamente o son absorbidos por otro sistema meteorológico, aún pueden retener vientos huracanados o vendavales. En 1954, el huracán Hazel se volvió extratropical sobre Carolina del Norte como una fuerte tormenta de categoría 3. La tormenta del Día de la Raza de 1962, que evolucionó a partir de los restos del tifón Freda, causó graves daños en Oregón y Washington, con daños generalizados equivalentes a por lo menos una categoría 3. En 2005, el huracán Wilma comenzó a perder sus características tropicales aunque aún tenía categoría 3. -vientos de fuerza (y se convirtió completamente extratropical como una tormenta de categoría 1).

En verano, los ciclones extratropicales son generalmente débiles, pero algunos de los sistemas pueden causar inundaciones importantes sobre la tierra debido a las lluvias torrenciales. El ciclón del norte de China de julio de 2016 nunca trajo vientos sostenidos con fuerza de vendaval, pero causó inundaciones devastadoras en China continental, lo que resultó en al menos 184 muertes y daños por valor de 33,19 mil millones de yenes (4,96 mil millones de dólares estadounidenses).

Un tema emergente es la concurrencia de vientos y precipitaciones extremos, los llamados eventos extremos compuestos, inducidos por ciclones extratropicales. Dichos eventos compuestos representan del 2 al 3% del número total de ciclones.

Clima y circulación general

En el análisis clásico de Edward Lorenz (el ciclo de energía de Lorenz), los ciclones extratropicales (los llamados transitorios atmosféricos) actúan como un mecanismo para convertir la energía potencial creada por los gradientes de temperatura del polo al ecuador en energía cinética de remolinos. En el proceso, el gradiente de temperatura polo-ecuador se reduce (es decir, la energía se transporta hacia los polos para calentar las latitudes más altas).

La existencia de tales transitorios también está estrechamente relacionada con la formación de las bajas islandesas y aleutianas, las dos características de circulación general más prominentes en las latitudes septentrionales medias y subpolares. Los dos bajos están formados tanto por el transporte de energía cinética como por el calentamiento latente (la energía liberada cuando la fase del agua cambia de vapor a líquido durante la precipitación) de los ciclones extratropicales.

Tormentas históricas

Una violenta tormenta durante la Guerra de Crimea el 14 de noviembre de 1854, naufragó 30 barcos y provocó investigaciones iniciales sobre meteorología y pronóstico en Europa. En los Estados Unidos, la tormenta del Día de Colón de 1962, una de las muchas tormentas de viento del noroeste del Pacífico, provocó la presión medida más baja de Oregón de 965,5 hPa (96,55 kPa; 28,51 inHg), vientos violentos y daños por valor de 170 millones de dólares (dólares de 1964; 1,56 dólares). mil millones en dólares de 2022).

La "tormenta Wahine" fue un ciclón extratropical que azotó Wellington, Nueva Zelanda el 10 de abril de 1968, llamado así por causar que el transbordador entre islas TEV Wahine chocara contra un arrecife y se hundiera en la entrada del puerto de Wellington, lo que provocó 53 muertes.

El 10 de noviembre de 1975, una tormenta extratropical en el lago Superior contribuyó al hundimiento del SS Edmund Fitzgerald cerca de la frontera entre Canadá y EE. UU., 15 millas náuticas al noroeste de la entrada a Whitefish Bay. Una tormenta que se fortaleció rápidamente golpeó la isla de Vancouver el 11 de octubre de 1984 e inspiró el desarrollo de boyas amarradas frente a la costa occidental de Canadá.

La Tormenta Braer de enero de 1993 fue el ciclón extratropical más fuerte conocido en el norte del Océano Atlántico, con una presión central de 913 milibares (27,0 inHg).

La Gran Tormenta de 1703 fue un ciclón particularmente violento, siendo una de las tormentas más severas en la historia británica. Se ha estimado que las ráfagas de viento alcanzaron al menos 170 millas por hora (150 nudos).

En 2012, el huracán Sandy pasó a ser un ciclón postropical la noche del 29 de octubre; unos minutos más tarde tocó tierra en la costa de Nueva Jersey como una tormenta extratropical con vientos similares a los de un huracán de categoría 1 y un campo de viento de más de 1.150 millas (1.850 km).

En 2018, en Italia, Vaia Storm, provoca rachas frecuentes de alrededor de 55 kn en toda la península con picos de 128 kn en las zonas alpinas, provocando la caída de 14 millones de árboles.

En el hemisferio sur, una violenta tormenta extratropical golpeó a Uruguay el 23 y 24 de agosto de 2005 y mató a 10 personas. Los vientos del sistema superaron los 160 km/h (99 mph) mientras que Montevideo, la capital del país con 1,5 millones de habitantes, estuvo afectada por vientos con fuerza de tormenta tropical durante más de 12 horas y vientos con fuerza de huracán durante casi cuatro horas. Se registraron ráfagas máximas en el Aeropuerto Internacional de Carrasco de 172 km/h (107 mph) y en el Puerto de Montevideo de 187 km/h (116 mph). La presión más baja informada fue de 991,7 hPa (99,17 kPa; 29,28 inHg). Los ciclones extratropicales son comunes en esta parte del mundo durante los meses de otoño, invierno y primavera. Los vientos suelen alcanzar un máximo de 80 a 110 km / h (50 a 68 mph) y los vientos de 187 km / h (116 mph) son muy poco comunes.