En meteorología , la energía potencial convectiva disponible (comúnmente abreviada como CAPE ), [1] es la cantidad integrada de trabajo que la fuerza de flotabilidad ascendente (positiva) realizaría sobre una determinada masa de aire (llamada parcela de aire ) si se elevara verticalmente a través de toda la atmósfera. El CAPE positivo hará que la parcela de aire se eleve, mientras que el CAPE negativo hará que la parcela de aire se hunda. El CAPE distinto de cero es un indicador de inestabilidad atmosférica en cualquier sondeo atmosférico determinado , una condición necesaria para el desarrollo de cúmulos y cumulonimbos con los consiguientes riesgos climáticos severos .
CAPE existe dentro de la capa condicionalmente inestable de la troposfera , la capa convectiva libre (FCL), donde una parcela de aire ascendente es más cálida que el aire ambiente. CAPE se mide en julios por kilogramo de aire (J/kg). Cualquier valor superior a 0 J/kg indica inestabilidad y una posibilidad creciente de tormentas y granizo. El CAPE genérico se calcula integrando verticalmente la flotabilidad local de una parcela desde el nivel de convección libre (LFC) hasta el nivel de equilibrio (EL):
¿Dónde está la altura del nivel de convección libre y es la altura del nivel de equilibrio (flotabilidad neutra), dónde está la temperatura virtual de la parcela específica, dónde está la temperatura virtual del medio ambiente (tenga en cuenta que las temperaturas deben estar en grados Kelvin? escala), y dónde está la aceleración debida a la gravedad . Esta integral es el trabajo realizado por la fuerza de flotación menos el trabajo realizado contra la gravedad, por lo tanto, es el exceso de energía el que puede convertirse en energía cinética.
El CAPE para una región determinada se calcula con mayor frecuencia a partir de un diagrama termodinámico o de sondeo (por ejemplo, un diagrama Skew-T log-P ) utilizando datos de temperatura del aire y punto de rocío generalmente medidos por un globo meteorológico .
CAPE es efectivamente flotabilidad positiva, expresada B+ o simplemente B ; lo opuesto a la inhibición convectiva (CIN) , que se expresa como B- , y puede considerarse como "CAPE negativo". Al igual que con CIN, CAPE generalmente se expresa en J/kg pero también se puede expresar como m 2 /s 2 , ya que los valores son equivalentes. De hecho, a veces se hace referencia a CAPE como energía de flotación positiva ( PBE ). Este tipo de CAPE es la energía máxima disponible para una parcela ascendente y para la convección húmeda. Cuando hay una capa de CIN, la capa debe erosionarse mediante calentamiento de la superficie o levantamiento mecánico, de modo que las parcelas de la capa límite convectiva puedan alcanzar su nivel de convección libre (LFC).
En un diagrama de sondeo, CAPE es el área positiva sobre el LFC, el área entre la línea de temperatura virtual de la parcela y la línea de temperatura virtual ambiental donde la parcela ascendente es más cálida que el medio ambiente. Descuidar la corrección de temperatura virtual puede dar como resultado errores relativos sustanciales en el valor calculado de CAPE para valores de CAPE pequeños. [2] CAPE también puede existir debajo del LFC, pero si hay una capa de CIN ( hundimiento ), no está disponible para una convección profunda y húmeda hasta que se agote el CIN. Cuando hay elevación mecánica hasta la saturación , la base de las nubes comienza en el nivel de condensación elevado (LCL); En ausencia de forzamiento, la base de la nube comienza en el nivel de condensación convectiva (CCL), donde el calentamiento desde abajo provoca una elevación flotante espontánea hasta el punto de condensación cuando se alcanza la temperatura convectiva . Cuando CIN está ausente o se supera, las parcelas saturadas en LCL o CCL, que habían sido pequeños cúmulos , se elevarán hasta el LFC y luego se elevarán espontáneamente hasta alcanzar la capa estable del nivel de equilibrio. El resultado es una convección húmeda profunda (DMC), o simplemente una tormenta.
Cuando una parcela es inestable, continuará moviéndose verticalmente, en cualquier dirección, dependiendo de si recibe fuerza hacia arriba o hacia abajo, hasta que alcance una capa estable (aunque el impulso, la gravedad y otras fuerzas pueden hacer que la parcela continúe). Existen múltiples tipos de CAPE, la CAPE de corriente descendente ( DCAPE ), que estima la fuerza potencial de la lluvia y las corrientes descendentes enfriadas por evaporación . Otros tipos de CAPE pueden depender de la profundidad que se considere. Otros ejemplos son CAPE basado en superficie ( SBCAPE ), CAPE de capa mixta o capa media ( MLCAPE ), CAPE más inestable o máximo utilizable ( MUCAPE ) y CAPE normalizado ( NCAPE ). [3]
Los elementos fluidos desplazados hacia arriba o hacia abajo en una atmósfera de este tipo se expanden o comprimen adiabáticamente para permanecer en equilibrio de presión con su entorno y, de esta manera, se vuelven menos o más densos.
Si la disminución o aumento adiabático de la densidad es menor que la disminución o aumento de la densidad del medio ambiente (no movido), entonces el elemento fluido desplazado estará sujeto a una presión hacia abajo o hacia arriba, que funcionará para restaurarlo a su estado original. posición. Por tanto, habrá una fuerza que contrarrestará el desplazamiento inicial. Esta condición se conoce como estabilidad convectiva .
Por otro lado, si la disminución o aumento adiabático de la densidad es mayor que en el fluido ambiental, el desplazamiento hacia arriba o hacia abajo se encontrará con una fuerza adicional en la misma dirección ejercida por el fluido ambiental. En estas circunstancias, las pequeñas desviaciones del estado inicial se amplificarán. Esta condición se conoce como inestabilidad convectiva . [4]
La inestabilidad convectiva también se denomina inestabilidad estática , porque la inestabilidad no depende del movimiento existente del aire; esto contrasta con la inestabilidad dinámica, donde la inestabilidad depende del movimiento del aire y sus efectos asociados, como el levantamiento dinámico.
Las tormentas se forman cuando las masas de aire se elevan verticalmente. La convección profunda y húmeda requiere que se eleve un paquete hasta el LFC, donde luego se eleva espontáneamente hasta alcanzar una capa de flotabilidad no positiva. La atmósfera es cálida en la superficie y en los niveles inferiores de la troposfera donde se produce la mezcla (la capa límite planetaria (PBL) ), pero se vuelve sustancialmente más fría con la altura. El perfil de temperatura de la atmósfera, el cambio de temperatura, el grado en que se enfría con la altura, es la tasa de caída . Cuando la parcela de aire ascendente se enfría más lentamente que la atmósfera circundante, permanece más cálida y menos densa . La parcela continúa ascendiendo libremente ( convectivamente ; sin elevación mecánica) a través de la atmósfera hasta que alcanza un área de aire menos densa (más cálida) que ella misma.
La cantidad y forma del área de flotabilidad positiva modula la velocidad de las corrientes ascendentes , por lo que la CAPE extrema puede provocar el desarrollo de tormentas explosivas; Un desarrollo tan rápido suele ocurrir cuando la capa almacenada mediante una inversión de tapa se libera cuando la "tapa" se rompe mediante calentamiento o elevación mecánica. La cantidad de CAPE también modula cómo la vorticidad de bajo nivel es arrastrada y luego estirada en la corriente ascendente , con importancia para la tornadogénesis . El CAPE más importante para los tornados se encuentra entre 1 y 3 km (0,6 a 1,9 millas) más bajos de la atmósfera, mientras que el CAPE de la capa profunda y el ancho del CAPE en los niveles medios son importantes para las supercélulas . Los brotes de tornados tienden a ocurrir en ambientes con alto CAPE. Se requiere una CAPE grande para la producción de granizo muy grande, debido a la fuerza de la corriente ascendente, aunque una corriente ascendente giratoria puede ser más fuerte con menos CAPE. Un CAPE grande también promueve la actividad de los rayos. [5]
Dos días notables por el clima severo exhibieron valores CAPE superiores a 5 kJ/kg. Dos horas antes de que ocurriera el brote de tornado de Oklahoma de 1999 el 3 de mayo de 1999, el valor CAPE sondeado en la ciudad de Oklahoma era de 5,89 kJ/kg. Unas horas más tarde, un tornado F5 arrasó los suburbios del sur de la ciudad. También el 4 de mayo de 2007 se alcanzaron valores CAPE de 5,5 kJ/kg y un tornado EF5 arrasó Greensburg, Kansas . En estos días, era evidente que las condiciones eran propicias para los tornados y CAPE no era un factor crucial. Sin embargo, el CAPE extremo, al modular la corriente ascendente (y la corriente descendente), puede permitir eventos excepcionales, como los mortales tornados F5 que azotaron Plainfield, Illinois, el 28 de agosto de 1990, y Jarrell, Texas , el 27 de mayo de 1997, en días que no estaban previstos. No es evidente que sea propicio para grandes tornados. Se estimó que la CAPE excedió los 8 kJ/kg en el entorno de la tormenta Plainfield y fue de alrededor de 7 kJ/kg para la tormenta Jarrell .
Se pueden desarrollar condiciones climáticas severas y tornados en un área con valores CAPE bajos. El sorpresivo fenómeno meteorológico severo que ocurrió en Illinois e Indiana el 20 de abril de 2004 es un buen ejemplo. Lo importante en ese caso fue que, aunque la CAPE en general era débil, había una CAPE fuerte en los niveles más bajos de la troposfera, lo que permitió un brote de minisupercélulas que produjeron tornados grandes, intensos y de larga trayectoria. [6]
Un buen ejemplo de inestabilidad convectiva lo podemos encontrar en nuestra propia atmósfera. Si el aire seco de los niveles medios pasa sobre aire muy cálido y húmedo en la troposfera inferior , se produce un hidrolapso (un área donde las temperaturas del punto de rocío decrecen rápidamente con la altura) en la región donde se encuentran la capa límite húmeda y el aire de los niveles medios. A medida que el calentamiento diurno aumenta la mezcla dentro de la capa límite húmeda, parte del aire húmedo comenzará a interactuar con el aire seco del nivel medio encima de ella. Debido a procesos termodinámicos, a medida que el aire seco de nivel medio se satura lentamente, su temperatura comienza a descender, aumentando la tasa de caída adiabática . Bajo ciertas condiciones, la tasa de caída puede aumentar significativamente en un corto período de tiempo, lo que resulta en convección . La alta inestabilidad convectiva puede provocar tormentas eléctricas y tornados severos , ya que el aire húmedo que queda atrapado en la capa límite eventualmente se vuelve muy negativamente flotante en relación con la tasa de caída adiabática y escapa como una burbuja de aire húmedo que asciende rápidamente y desencadena el desarrollo de una nube cúmulo o cumulonimbus. .
Como ocurre con la mayoría de los parámetros utilizados en meteorología , hay algunas advertencias a tener en cuenta, una de las cuales es qué representa físicamente CAPE y en qué casos se puede utilizar CAPE. Un ejemplo en el que el método más común para determinar el CAPE podría comenzar a descomponerse es en presencia de ciclones tropicales (como depresiones tropicales, tormentas tropicales o huracanes ). [7] [8]
El método más común para determinar el CAPE puede descomponerse cerca de ciclones tropicales porque el CAPE supone que el agua líquida se pierde instantáneamente durante la condensación . Por tanto, este proceso es irreversible durante el descenso adiabático . Este proceso no es realista para los ciclones tropicales (TC para abreviar). Para hacer que el proceso sea más realista para los ciclones tropicales es utilizar CAPE reversible (RCAPE para abreviar). RCAPE asume el extremo opuesto a la convención estándar de CAPE y es que no se perderá agua líquida durante el proceso. Este nuevo proceso confiere a las parcelas una mayor densidad relacionada con la carga de agua.
RCAPE se calcula usando la misma fórmula que CAPE, siendo la diferencia en la fórmula la temperatura virtual . En esta nueva formulación, reemplazamos la proporción de mezcla de saturación de la parcela (que conduce a la condensación y desaparición del agua líquida) con el contenido de agua de la parcela. Este ligero cambio puede cambiar drásticamente los valores que obtenemos a través de la integración.
RCAPE tiene algunas limitaciones, una de las cuales es que RCAPE asume que no hay evaporación y se mantiene constante para su uso dentro de un TC, pero debe usarse con moderación en otros lugares.
Otra limitación tanto de CAPE como de RCAPE es que actualmente ambos sistemas no consideran el arrastre .
