L’ equació omega i la velocitat vertical segons la velocitat de desplaçament de l’ona.

Ara podem determinar la distribució de la w segons si el moviment del tàlveg és cap a l’est o cap a l’oest.

Quan el tàlveg es deplaça cap a l’est , hi haurà w positiva ( ω negativa ) entre el tàlveg i la dorsal. Això és així perque suposem que entre el tàlveg i la dorsal de 500 hPa , tenim centrada la baixa de superficie, on l’advecció de vorticitat i de temperatura és negligible. Però en canvi en aquest punt a 500 hPa, l’advecció de vorticitat relativa és màxima ( l’advecció planetaria en canvi no depen de la longitud , només de la latitud ) , fet que farà que la tendència del geopotencial sigui màxima (i en sentit negatiu) . Si el geopotencial disminueix força ràpid, i tornant a insistir en que les adveccions de temperatura són despreciables , pel poc vent de superficie i per que a nivells alts el vent és gairebé paral.lel a les isotermes (segons Holton) , per a que es cumpleixi l’equilibri hidrostàtic, l’aire ha d’estar refredant-se. L’únic mecanisme capaç de fer que l’aire es refredi per tant, és la conversió d’energia interna en treball d’expansió: o sigue el refredament adiabàtic degut a l’ascensió en bloc ( w >0).

En la següent animació veurem una superposició d’imatges del Grads: l’altura geopotencial z a 500 hPa i la tendència de z

(calculada així: tendencia = z(t+1)-z ). En color blau es dibuixen les zones on el geopotencial està baixant ( w>0) i en color roig les zones on està pujant ( w<0 entre dorsal i tàlveg si suposem que a superficie està centrat un anticicló).

A continuació podem veure la formació de núvols del dia en qüestió:

L’equació omega ens diu que si despreciem l’advecció tèrmica, hi hauràn ascensions si a mesura que pugem de nivell , l’advecció de vorticitat absoluta aumenta ( terme d’advecció diferencial de vorticitat segons l’alçada), com és el cas que acabem de veure entre tàlveg i dorsal.

Però què passaria si el tàlveg es desplacés cap a l’oest ? logicament tot estarà invertit: