Frente ocluido

Aprox. Quasi-geostrófica

VORTICIDAD POTENCIAL

ADVECCIÓN DE VORTICIDAD CICLÓNICA y DIVERGENCIA EN ALTURA

La advección de vorticidad positiva (ciclónica) en la vaguada determina el ascenso y succión de aire de niveles bajos hacia la troposfera superior. Si en niveles bajos hay humedad, este efecto produce un aumento de humedad en la columna vertical troposférica debido al forzamiento dinámico. Sin embargo, aunque no es el caso que nos conlleva, la humedad en cualquier estrato también puede aumentar por advección.

Balance ciclostrófico

Ecuación termodinámica

Gradiente superadiabático. Estratificación del aire junto al suelo.

El calentamiento del suelo por radiación solar favorece el gradiente superadiabático, es decir, la temperatura desciende muy rápido con la altitud , lo que hace que el aire sea muy inestable y se eleve. Este hecho favorece la convección, que será más o menos profunda según las condiciones de inestabilidad, medible con índices de inestabilidad.Los cúmulos pueden llegar a ser cumulonimbos , dando lugar a tormentas de masa de aire. Las tormentas de masa de aire son tormentas individuales o agrupaciones de ellas que tienen lugar en las masas de aire cálido y húmedo y se desarrollan localmente cuando el gradiente térmico estático vertical es grande, como resultado del calentamiento diurno y/o de la entrada de aire frío en capas medias y altas de la atmósfera, por lo que estas tormentas pueden gestarse por efectos advectivos, ya sea advección de aire frío en capas medias y altas o advección de aire cálido en capas bajas. Tienen frecuencia máxima en las horas del mediodía o de la tarde.

El índice CAPE tiene en cuenta la temperatura y la humedad  en superficie, se vería aumentado por este hecho.

CHORRO ADVECTIVO Y CHORRO CANALIZADO

FORZAMIENTO NO QUASI-GEOSTRÓFICO

Descarga frìa . Corte vertical e imagen de satélite.

En la imagen se observa como la convección pasa de ser profunda a somera , hasta que acaba limitándose a un estrato pequeño. Conforme nos alejamos de la zona de mayor forzamiento dinámico, el espesor de la nubosidad va disminuyendo hasta que adquiere niveles bajos y a medida que nos alejamos del nucleo frío en niveles medios y altos, la nubosidad pasa de ser convectiva a acabar siendo estratiforme, según se van calentando las capas medias y altas atmosféricas y aumenta la subsidencia.  El espesor nuboso va cambiando de forma progresiva de norte a sur, como vemos en la imagen. Es un clásico de latitudes medias.

Otra curiosidad es que la tropopausa cae hasta unos 5300 m en el sondeo de Bret, evitando que la convección abarque niveles más altos.