La convección atmosférica es el resultado de una inestabilidad de la parcela -entorno (capa de diferencia de temperatura) en la atmósfera. [ jerga ] Diferentes tasas de gradiente térmico dentro de las masas de aire seco y húmedo conducen a la inestabilidad. [ jerga ] La mezcla de aire durante el día expande la altura de la capa límite planetaria , [ jerga ] lo que lleva a un aumento de los vientos, el desarrollo de cúmulos y la disminución de los puntos de rocío superficial . La convección que involucra masas de aire húmedo conduce al desarrollo de tormentas eléctricas , que a menudo son responsables del clima severo en todo el mundo. Las amenazas especiales de las tormentas eléctricas incluyen granizo , ráfagas descendentes y tornados .
Hay algunos arquetipos generales de inestabilidad atmosférica que se utilizan para explicar la convección (o la falta de ella); [¿ según quién? ] una condición necesaria pero insuficiente para la convección es que la tasa de disminución de la temperatura ambiental (la tasa de disminución de la temperatura con la altura) sea más pronunciada que la tasa de disminución experimentada por una porción de aire ascendente. [ aclaración necesaria ] [ cita necesaria ]
Cuando se cumple esta condición, las parcelas de aire desplazadas hacia arriba pueden volverse flotantes y, por lo tanto, experimentar una fuerza ascendente adicional. La convección flotante comienza en el nivel de convección libre (LFC) , por encima del cual una parcela de aire puede ascender a través de la capa convectiva libre (FCL) con flotabilidad positiva. Su flotabilidad se vuelve negativa en el nivel de equilibrio (EL) , pero el momento vertical de la parcela puede llevarla al nivel máximo de parcela (MPL), donde la flotabilidad negativa desacelera la parcela hasta detenerse. La integración de la fuerza de flotabilidad sobre el desplazamiento vertical de la parcela produce la energía potencial convectiva disponible (CAPE) , los julios de energía disponibles por kilogramo de aire potencialmente flotante. CAPE es un límite superior para una parcela ideal sin diluir, y la raíz cuadrada del doble de CAPE a veces se denomina límite de velocidad termodinámica para corrientes ascendentes, según la simple ecuación de energía cinética .
Sin embargo, estos conceptos de aceleración boyante ofrecen una visión simplificada de la convección. La resistencia es una fuerza opuesta a la flotabilidad, [1] de modo que el ascenso de la parcela se produce bajo un equilibrio de fuerzas, como la velocidad terminal de un objeto que cae. La flotabilidad puede reducirse por arrastre , que diluye la parcela con aire ambiental.
La convección atmosférica se denomina "profunda" cuando se extiende desde cerca de la superficie hasta por encima del nivel de 500 hPa, deteniéndose generalmente en la tropopausa alrededor de los 200 hPa . [ cita requerida ] La mayor parte de la convección atmosférica profunda ocurre en los trópicos como la rama ascendente de la circulación de Hadley y representa un fuerte acoplamiento local entre la superficie y la troposfera superior que está en gran parte ausente en las latitudes medias invernales. Su contraparte en el océano (convección profunda hacia abajo en la columna de agua) solo ocurre en unos pocos lugares. [2] [3]
Una columna térmica (o térmica) es una sección vertical de aire ascendente en las altitudes más bajas de la atmósfera terrestre. Las térmicas se crean por el calentamiento desigual de la superficie de la Tierra a causa de la radiación solar. El Sol calienta el suelo, que a su vez calienta el aire directamente sobre él. El aire más cálido se expande, volviéndose menos denso que la masa de aire circundante y creando una baja térmica . [4] [5] La masa de aire más ligero se eleva y, a medida que lo hace, se enfría debido a su expansión a presiones más bajas a gran altitud. Deja de ascender cuando se ha enfriado a la misma temperatura que el aire circundante. Asociado con una térmica hay un flujo descendente que rodea la columna térmica. El exterior que se mueve hacia abajo es causado por el aire más frío que se desplaza en la parte superior de la térmica. Otro efecto meteorológico impulsado por la convección es la brisa marina . [6] [7]
El aire cálido tiene una densidad menor que el aire frío, por lo que el aire cálido se eleva dentro del aire más frío, [8] [ mejor fuente necesaria ] similar a los globos aerostáticos . [ cita requerida ] Las nubes se forman cuando el aire relativamente más cálido que transporta humedad se eleva dentro del aire más frío. A medida que el aire húmedo se eleva, se enfría, lo que hace que parte del vapor de agua en el paquete de aire ascendente se condense . [9] Cuando la humedad se condensa, libera energía conocida como calor latente de vaporización que permite que el paquete de aire ascendente se enfríe menos que el aire circundante, [10] [ mejor fuente necesaria ] continuando la ascensión de la nube. Si hay suficiente inestabilidad en la atmósfera, este proceso continuará el tiempo suficiente para que se formen nubes cumulonimbus , que favorecen los relámpagos y los truenos. Generalmente, las tormentas eléctricas requieren tres condiciones para formarse: humedad, una masa de aire inestable y una fuerza de sustentación (calor).
Todas las tormentas eléctricas , independientemente del tipo, pasan por tres etapas: la etapa de desarrollo , la etapa de madurez y la etapa de disipación . [11] [ Se necesita una mejor fuente ] La tormenta eléctrica promedio tiene un diámetro de 24 km (15 mi). Dependiendo de las condiciones presentes en la atmósfera, estas tres etapas tardan un promedio de 30 minutos en atravesarse. [12]
Existen cuatro tipos principales de tormentas eléctricas: de una sola célula, multicelulares, de línea de turbonadas (también denominada línea multicelular) y supercelulares. El tipo que se forma depende de la inestabilidad y de las condiciones relativas del viento en las diferentes capas de la atmósfera (" cizalladura del viento "). Las tormentas eléctricas de una sola célula se forman en entornos de baja cizalladura vertical del viento y duran solo entre 20 y 30 minutos. Las tormentas eléctricas organizadas y los grupos/líneas de tormentas eléctricas pueden tener ciclos de vida más largos, ya que se forman en entornos de cizalladura vertical del viento significativa, lo que favorece el desarrollo de corrientes ascendentes más fuertes, así como de diversas formas de clima severo. La supercélula es la más fuerte de las tormentas eléctricas, y se asocia más comúnmente con granizo grande, vientos fuertes y formación de tornados.
La liberación de calor latente de la condensación es el factor determinante entre una convección significativa y una convección casi nula. El hecho de que el aire sea generalmente más frío durante los meses de invierno y, por lo tanto, no pueda retener tanto vapor de agua y calor latente asociado, es la razón por la que la convección significativa (tormentas eléctricas) es poco frecuente en áreas más frías durante ese período. La nevada con truenos es una situación en la que los mecanismos de forzamiento brindan apoyo para tasas de gradiente térmico ambiental muy pronunciadas, lo que, como se mencionó anteriormente, es un arquetipo de convección favorecida. La pequeña cantidad de calor latente liberado por el aire que se eleva y condensa la humedad en una nevada con truenos también sirve para aumentar este potencial convectivo, aunque mínimamente. También hay tres tipos de tormentas eléctricas: orográficas, de masa de aire y frontales.
A pesar de que puede haber una capa en la atmósfera que tenga valores positivos de CAPE, si la parcela no alcanza o comienza a ascender a ese nivel, la convección más significativa que ocurre en el FCL no se realizará. Esto puede ocurrir por numerosas razones. Principalmente, es el resultado de una capa o inhibición convectiva (CIN/CINH) . Los procesos que pueden erosionar esta inhibición son el calentamiento de la superficie de la Tierra y el forzamiento. Tales mecanismos de forzamiento fomentan la velocidad vertical ascendente, caracterizada por una velocidad que es relativamente baja a la que se encuentra en una corriente ascendente de tormenta eléctrica. Debido a esto, no es el aire real que se empuja a su LFC el que "rompe" la inhibición, sino que el forzamiento enfría la inhibición adiabáticamente. Esto contrarrestaría o "erosionaría" el aumento de temperatura con la altura que está presente durante una inversión de capa.
Los mecanismos de fuerza que pueden conducir a la erosión de la inhibición son los que crean algún tipo de evacuación de masa en las partes superiores de la atmósfera, o un excedente de masa en los niveles bajos de la atmósfera, lo que conduciría a la divergencia de nivel superior o la convergencia de nivel inferior, respectivamente. A menudo seguirá un movimiento vertical ascendente. Específicamente, un frente frío , una brisa de mar/lago , un límite de salida o un forzamiento a través de la dinámica de vorticidad ( advección de vorticidad positiva diferencial ) de la atmósfera, como con los valles, tanto de onda corta como de onda larga . La dinámica de las vetas en chorro a través del desequilibrio de las fuerzas de Coriolis y del gradiente de presión, que causan flujos subgeostróficos y supergeostróficos , también pueden crear velocidades verticales ascendentes. Hay muchas otras configuraciones atmosféricas en las que se pueden crear velocidades verticales ascendentes.
La flotabilidad es fundamental para el crecimiento de las tormentas eléctricas y es necesaria para cualquiera de las amenazas graves que se presentan en ellas. Existen otros procesos, no necesariamente termodinámicos, que pueden aumentar la fuerza de las corrientes ascendentes. Entre ellos se encuentran la rotación de las corrientes ascendentes , la convergencia en niveles bajos y la evacuación de masas de la parte superior de las corrientes ascendentes a través de fuertes vientos en niveles superiores y la corriente en chorro .
Al igual que otras precipitaciones en las nubes cumulonimbus, el granizo comienza como gotitas de agua. A medida que las gotitas se elevan y la temperatura desciende por debajo del punto de congelación, se convierten en agua superenfriada y se congelan al entrar en contacto con los núcleos de condensación . Una sección transversal de una piedra de granizo grande muestra una estructura similar a una cebolla. Esto significa que la piedra de granizo está formada por capas gruesas y translúcidas, alternadas con capas delgadas, blancas y opacas. La teoría anterior sugería que las piedras de granizo estaban sujetas a múltiples descensos y ascensos, cayendo en una zona de humedad y volviéndose a congelar a medida que se elevaban. Se pensaba que este movimiento ascendente y descendente era responsable de las capas sucesivas de la piedra de granizo. Una nueva investigación (basada en la teoría y el estudio de campo) ha demostrado que esto no es necesariamente cierto.
La corriente ascendente de la tormenta , con vientos ascendentes de hasta 180 kilómetros por hora (110 mph), [14] hace que los granizos que se forman suban a la nube. A medida que ascienden, pasan a áreas de la nube donde la concentración de humedad y gotas de agua superenfriada varía. La tasa de crecimiento del granizo cambia dependiendo de la variación de humedad y gotas de agua superenfriada que encuentra. La tasa de acreción de estas gotas de agua es otro factor en el crecimiento del granizo. Cuando el granizo se mueve hacia un área con una alta concentración de gotas de agua, captura estas últimas y adquiere una capa translúcida. Si el granizo se mueve hacia un área donde hay principalmente vapor de agua disponible, adquiere una capa de hielo blanco opaco. [15]
Además, la velocidad del granizo depende de su posición en la corriente ascendente de la nube y de su masa. Esto determina los diferentes espesores de las capas del granizo. La tasa de acreción de gotas de agua superenfriada sobre el granizo depende de las velocidades relativas entre estas gotas de agua y el propio granizo. Esto significa que, en general, los granizos más grandes se formarán a cierta distancia de la corriente ascendente más fuerte, donde pueden pasar más tiempo creciendo [15]. A medida que el granizo crece, libera calor latente , que mantiene su exterior en fase líquida. Al experimentar un "crecimiento húmedo", la capa exterior es pegajosa o más adhesiva, por lo que un solo granizo puede crecer por colisión con otros granizos más pequeños, formando una entidad más grande con una forma irregular. [16]
El granizo seguirá ascendiendo en la tormenta hasta que su masa ya no pueda ser soportada por la corriente ascendente. Esto puede tardar al menos 30 minutos en función de la fuerza de las corrientes ascendentes en la tormenta que produce el granizo, cuya cima suele tener más de 10 kilómetros (6,2 mi) de altura. Luego cae hacia el suelo mientras continúa creciendo, según los mismos procesos, hasta que abandona la nube. Más tarde comenzará a derretirse a medida que pasa al aire por encima de la temperatura de congelación [17].
Por lo tanto, una trayectoria única en la tormenta es suficiente para explicar la estructura en capas del granizo. El único caso en el que podemos hablar de trayectorias múltiples es en una tormenta multicelular, en la que el granizo puede ser expulsado desde la parte superior de la célula "madre" y capturado en la corriente ascendente de una "célula hija" más intensa. Sin embargo, este es un caso excepcional. [15]
Una ráfaga descendente se crea por una columna de aire que desciende y que, después de tocar el suelo, se extiende en todas direcciones y es capaz de producir vientos en línea recta dañinos de más de 240 kilómetros por hora (150 mph), que a menudo producen daños similares a los causados por tornados , pero distinguibles de ellos . Esto se debe a que las propiedades físicas de una ráfaga descendente son completamente diferentes a las de un tornado. El daño de la ráfaga descendente se irradiará desde un punto central a medida que la columna descendente se extiende al impactar la superficie, mientras que el daño del tornado tiende a ser un daño convergente consistente con vientos giratorios. Para diferenciar entre el daño de un tornado y el daño de una ráfaga descendente, el término vientos en línea recta se aplica a los daños causados por microrráfagas.
Las ráfagas descendentes son corrientes descendentes particularmente fuertes de tormentas eléctricas. Las ráfagas descendentes en aire libre de precipitaciones o que contiene virga se conocen como ráfagas descendentes secas ; [18] las que van acompañadas de precipitaciones se conocen como ráfagas descendentes húmedas . La mayoría de las ráfagas descendentes tienen una extensión inferior a 4 kilómetros (2,5 millas): se denominan microrráfagas . [19] Las ráfagas descendentes de más de 4 kilómetros (2,5 millas) de extensión a veces se denominan macrorráfagas . [19] Las ráfagas descendentes pueden ocurrir en áreas extensas. En el caso extremo, un derecho puede cubrir un área enorme de más de 320 kilómetros (200 millas) de ancho y más de 1600 kilómetros (990 millas) de largo, con una duración de hasta 12 horas o más, y está asociado con algunos de los vientos en línea recta más intensos, [20] pero el proceso generativo es algo diferente al de la mayoría de las ráfagas descendentes. [ cita requerida ]
Un tornado es una peligrosa columna de aire giratoria que está en contacto tanto con la superficie de la Tierra como con la base de una nube cumulonimbus (nube de tormenta) o, en casos excepcionales, con un cúmulo . Los tornados son de distintos tamaños, pero normalmente forman un embudo de condensación visible cuyo extremo más estrecho llega a la Tierra y está rodeado por una nube de escombros y polvo . [21] [ Se necesita una fuente no primaria ]
Los tornados tienen una velocidad media del viento de entre 64 y 180 kilómetros por hora (40 mph). Tienen aproximadamente 75 metros (246 pies) de diámetro y recorren varios kilómetros antes de disiparse. Algunos alcanzan velocidades del viento superiores a los 480 kilómetros por hora (300 mph), pueden extenderse más de 1,6 kilómetros (0,99 mi) de diámetro y mantener contacto con el suelo durante más de 100 kilómetros (62 mi). [22] [23] [24]
Los tornados, a pesar de ser uno de los fenómenos meteorológicos más destructivos, suelen tener una duración breve. Un tornado de larga duración no suele durar más de una hora, pero se sabe que algunos han durado dos horas o más (por ejemplo, el tornado triestatal ). Debido a su duración relativamente corta, se conoce menos información sobre el desarrollo y la formación de los tornados. [25]
En general, cualquier ciclón, en función de su tamaño e intensidad, tiene una dinámica de inestabilidad diferente. El número de onda azimutal más inestable es mayor para los ciclones más grandes. [26] [ Se necesita una fuente no primaria ]
El potencial de convección en la atmósfera se mide a menudo mediante un perfil de temperatura atmosférica/punto de rocío con la altura. Esto se suele mostrar en un gráfico Skew-T u otro diagrama termodinámico similar. Estos se pueden representar gráficamente mediante un análisis de sondeo medido , que consiste en enviar una radiosonda acoplada a un globo a la atmósfera para tomar las mediciones con la altura. Los modelos de pronóstico también pueden crear estos diagramas, pero son menos precisos debido a las incertidumbres y sesgos del modelo, y tienen una resolución espacial menor. Sin embargo, la resolución temporal de los sondeos del modelo de pronóstico es mayor que la de las mediciones directas, donde los primeros pueden tener gráficos para intervalos de hasta cada 3 horas, y los segundos tienen solo 2 por día (aunque cuando se espera un evento convectivo, se puede realizar un sondeo especial fuera del cronograma normal de 00Z y luego 12Z). [27]
La convección atmosférica también puede ser responsable de otras condiciones meteorológicas y tener implicaciones en ellas. Algunos ejemplos a menor escala serían: la convección que mezcla la capa límite planetaria (PBL) y permite que el aire más seco suba a la superficie, lo que reduce los puntos de rocío, crea nubes de tipo cúmulo que pueden limitar una pequeña cantidad de luz solar, aumenta los vientos superficiales, hace que los límites de salida y otros límites más pequeños sean más difusos y la propagación hacia el este de la línea seca durante el día. A mayor escala, el ascenso del aire puede provocar depresiones superficiales cálidas en el núcleo, que a menudo se encuentran en el desierto del suroeste.
