Ciclón de media latitud

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Un ciclón de media latitud es un fenómeno meteorológico asociado con una baja presión atmosférica que tiene lugar en las regiones templadas entre el trópico y los polos. Por ello, se conocen también como ciclones templados. En el hemisferio Norte un ciclón rota en sentido opuesto a las agujas del reloj, y en sentido de las agujas del reloj en el hemisferio Sur. La rotación es causada por el efecto Coriolis.

Los ciclones de latitud media dependen de procesos baroclínicos, como el contraste de temperatura entre masas de aire frío y cálido.

[editar] Características

El agua cálida en latitudes altas proporciona la energía que se necesita para la generación de ciclones de latitud media que muestran características que los diferencian de los ciclones extratropicales.

Normalmente superan los 10 km de altura.
Sobre la superficie de la tierra, la temperatura del aire cerca del dentro de la tormenta es más fría que el aire que la rodea. Por ese motivo, se las llama "borrascas de núcleo frío". Un mapa bueno para examinar es el de 700 hPa (hectopascales).
Inicialmente, las tormentas se mueven desde latitudes altas a más bajas, por ejemplo, viajan hacia el sureste sobre América del Norte y Europa, y después en dirección este.
A medida que la tormenta entra en tierra, la presión atmosférica puede caer rápidamente por debajo de los 980 hPa (hectopascales).

A veces, pueden aparecer tormentas similares en latitudes muy altas. Estas tormentas se llaman ciclones subárticos o células de baja presión en el Hemisferio Norte y ciclones subantárticos células de baja presión en el Hemisferio Sur.

Ocasionalmente, ocurre la transición inversa, de ciclón de media latitud a ciclón tropical. Normalmente este proceso implicará a una tormenta subtropical que tenga características tanto de media latitud como tropicales.

[editar] Formación

Un frente estacionario entre masas de aire frío y cálido en el que se ha formado la perturbación.

Los meteorólogos noruegos, desarrollaron un modelo de formación ideal durante la Segunda Guerra Mundial. Este modelo es conocido normalmente como el "Modelo Noruego". En la gráfica se muestra un desarrollo idealizado. Como se explicaba anteriormente, la tormenta se inicia en un frente estacionado entre dos masas de aire cálido y frío mostradas en la figura A. Nótese que estas dos masas de aire se moverán en direcciones opuestas, lo que crea una cizalladura horizontal necesaria para que la inestabilidad tenga lugar. El flujo ciclónico comienza alrededor de la sección perturbada del frente estacionario. Esta perturbación podría tener una variedad de causas, incluyendo efectos como la topografía del suelo, o un flujo convectivo pequeño. Si se asume que las condiciones son correctas para que la inestabilidad ocurra entonces la perturbación se convertirá en una formación similar a una onda dentro del frente y en la cresta aparecerá una baja presión. Alrededor de esta baja presión aparecerá circulación ciclónica. Este flujo rotacional empujará al aire polar al sudeste a través de un frente frío, y aire tropical al nordeste a través del frente cálido (B). Habitualmente, el frente frío se moverá a mayor velocidad que el cálido y se “atrapará” con el mismo (C). En este punto, un “frente ocluído” se forma donde la masa de aire cálido es empujada a en altura, a través de aire caliente (D). En el momento de la oclusión, la tormenta ha alcanzado su madurez y el flujo ciclónico está en su máxima intensidad. Más adelante, la fuerza de la tormenta se desvanece. Debe especificarse que las tormentas raramente se desvanecen por disipación friccional. Los sistemas pasando sobre grandes cadenas montañosas son una demostración evidente. En su lugar, el desaceleracimiento de los ciclones, puede entenderse desde una perspectiva energética. Según la oclusión ocurre y el aire cálido es empujado en altura por el aire frío subyacente, la atmósfera se vuelve verticalmente estable, y el centro de gravedad del sistema baja. A medida que el proceso de oclusión se extiende hacia superficie, mueve al frente cálido y lo aleja de la baja presión central, por lo que más energía pontecial se agota. Este disipador potencial de energía crea una fuente de energía cinética que inyecta un último impulso en el movimiento de las tormentas. Después de que este proceso ocurra, el período de crecimiento del ciclón, o ciclogénesis, termina, y la baja presión comienza a girar.