En meteorología , la energía potencial convectiva disponible (comúnmente abreviada como CAPE ), [1] es una medida de la capacidad de la atmósfera para soportar el movimiento ascendente del aire que puede conducir a la formación de nubes y tormentas. Algunas condiciones atmosféricas, como el aire muy cálido y húmedo en una atmósfera que se enfría rápidamente con la altura, pueden promover un movimiento ascendente fuerte y sostenido del aire, posiblemente estimulando la formación de nubes cúmulos o cumulonimbos (nubes de tormenta). En esa situación, la energía potencial de la atmósfera para causar el movimiento ascendente del aire es muy alta, por lo que la CAPE (una medida de energía potencial) sería alta y positiva. Por el contrario, otras condiciones, como una parcela de aire menos cálida o una parcela en una atmósfera con una inversión de temperatura (en la que la temperatura aumenta por encima de cierta altura) tienen mucha menos capacidad para soportar un vigoroso movimiento ascendente del aire, por lo que el nivel de energía potencial (CAPE) sería mucho menor, al igual que la probabilidad de tormentas eléctricas.
En términos más técnicos, la CAPE es la cantidad integrada de trabajo que la fuerza de flotabilidad ascendente (positiva) realizaría sobre una masa dada de aire (llamada parcela de aire ) si ascendiera verticalmente a través de toda la atmósfera. La CAPE positiva hará que la parcela de aire se eleve, mientras que la CAPE negativa hará que la parcela de aire se hunda. La CAPE distinta de cero es un indicador de inestabilidad atmosférica en cualquier sondeo atmosférico dado , una condición necesaria para el desarrollo de nubes cúmulos y cumulonimbos con los consiguientes peligros meteorológicos severos .
La CAPE existe dentro de la capa condicionalmente inestable de la troposfera , la capa de convección libre (FCL), donde una parcela de aire ascendente es más cálida que el aire ambiente. La CAPE se mide en julios por kilogramo de aire (J/kg). Cualquier valor mayor que 0 J/kg indica inestabilidad y una posibilidad creciente de tormentas eléctricas y granizo. La CAPE genérica se calcula integrando verticalmente la flotabilidad local de una parcela desde el nivel de convección libre (LFC) hasta el nivel de equilibrio (EL):
Donde es la altura del nivel de convección libre y es la altura del nivel de equilibrio (flotabilidad neutra), donde es la temperatura virtual de la parcela específica, donde es la temperatura virtual del entorno (nótese que las temperaturas deben estar en la escala Kelvin), y donde es 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 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 con 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 negativa". Al igual que con CIN, CAPE generalmente se expresa en J/kg pero también puede expresarse como m 2 /s 2 , ya que los valores son equivalentes. De hecho, CAPE a veces se denomina energía de flotabilidad 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 por calentamiento de la superficie o elevación mecánica, 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 por encima del 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 ambiente. Descuidar la corrección de la temperatura virtual puede resultar en errores relativos sustanciales en el valor calculado de CAPE para valores de CAPE pequeños. [2] CAPE también puede existir por debajo del LFC, pero si hay una capa de CIN ( subsidencia ), no está disponible para la convección profunda y húmeda hasta que se agote el CIN. Cuando hay sustentación mecánica hasta la saturación , la base de las nubes comienza en el nivel de condensación elevado (LCL); en ausencia de forzamiento, la base de las nubes comienza en el nivel de condensación convectivo (CCL) donde el calentamiento desde abajo causa una sustentación boyante espontánea hasta el punto de condensación cuando se alcanza la temperatura convectiva . Cuando CIN está ausente o se supera, las parcelas saturadas en el LCL o CCL, que habían sido pequeñas nubes cúmulos , ascenderán al LFC y luego ascenderán espontáneamente hasta alcanzar la capa estable del nivel de equilibrio. El resultado es una convección profunda y húmeda (DMC), o simplemente, una tormenta eléctrica.
Cuando una parcela es inestable, continuará moviéndose verticalmente, en cualquier dirección, dependiendo de si recibe fuerza hacia arriba o hacia abajo, hasta que alcanza una capa estable (aunque el momento, la gravedad y otras fuerzas pueden hacer que la parcela continúe). Hay varios tipos de CAPE, CAPE de corriente descendente ( DCAPE ), 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 la superficie ( SBCAPE ), CAPE de capa mixta o capa media ( MLCAPE ), CAPE más inestable o máxima utilizable ( MUCAPE ) y CAPE normalizado ( NCAPE ). [3]
Los elementos fluidos desplazados hacia arriba o hacia abajo en dicha atmósfera 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 el aumento adiabático de la densidad es menor que la disminución o el 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 posición original. Por lo tanto, habrá una fuerza que contrarreste el desplazamiento inicial. Tal condición se conoce como estabilidad convectiva .
Por otra parte, si la disminución o el aumento adiabático de la densidad es mayor que en el fluido ambiente, el desplazamiento hacia arriba o hacia abajo se verá correspondido con una fuerza adicional en la misma dirección ejercida por el fluido ambiente. En estas circunstancias, las pequeñas desviaciones del estado inicial se verán amplificadas. Esta condición se denomina inestabilidad convectiva . [4]
La inestabilidad convectiva también se denomina inestabilidad estática , porque 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 la elevación dinámica.
Las tormentas eléctricas se forman cuando las parcelas de aire se elevan verticalmente. La convección profunda y húmeda requiere que una parcela se eleve hasta la capa límite planetaria, 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 hay 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 el gradiente térmico . 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 denso (más cálido) que ella misma.
La cantidad y forma del área de flotabilidad positiva modula la velocidad de las corrientes ascendentes , por lo que una CAPE extrema puede dar lugar al desarrollo de una tormenta explosiva; dicho desarrollo rápido suele producirse cuando la CAPE almacenada por una inversión de recubrimiento se libera cuando la "tapa" se rompe por calentamiento o elevación mecánica. La cantidad de CAPE también modula la forma en que la vorticidad de bajo nivel se arrastra y luego se estira en la corriente ascendente , lo que es importante para la tornadogénesis . La CAPE más importante para los tornados se encuentra dentro de los 1 a 3 km más bajos (0,6 a 1,9 mi) de la atmósfera, mientras que la CAPE de capa profunda y el ancho de la CAPE en niveles medios es importante para las supercélulas . Los brotes de tornados tienden a producirse en entornos de CAPE alta. 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. Una CAPE grande también promueve la actividad de rayos. [5]
Dos días notables de clima severo exhibieron valores CAPE superiores a 5 kJ/kg. Dos horas antes de que ocurriera el brote de tornados de Oklahoma de 1999 el 3 de mayo de 1999, el valor CAPE que sondeó en Oklahoma City fue 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 que el CAPE no era un factor crucial. Sin embargo, el CAPE extremo, al modular la corriente ascendente (y descendente), puede permitir eventos excepcionales, como los mortales tornados F5 que golpearon Plainfield, Illinois el 28 de agosto de 1990, y Jarrell, Texas el 27 de mayo de 1997, en días que no eran evidentes como propicios para grandes tornados. Se estimó que el CAPE superó los 8 kJ/kg en el entorno de la tormenta Plainfield y fue de alrededor de 7 kJ/kg para la tormenta Jarrell .
En una zona con valores bajos de CAPE pueden formarse fenómenos meteorológicos extremos y tornados. Un buen ejemplo es el fenómeno meteorológico extremo que se produjo sorpresivamente en Illinois e Indiana el 20 de abril de 2004. En ese caso, lo importante fue que, si bien el CAPE general era débil, había un CAPE fuerte en los niveles más bajos de la troposfera, lo que permitió un brote de minisupercélulas que produjeron tornados grandes, intensos y de largo recorrido. [6]
Un buen ejemplo de inestabilidad convectiva se puede encontrar en nuestra propia atmósfera. Si el aire seco de nivel medio se arrastra sobre aire muy cálido y húmedo en la troposfera inferior , se produce un hidrolapso (un área de temperaturas del punto de rocío que disminuyen rápidamente con la altura) en la región donde se encuentran la capa límite húmeda y el aire de nivel medio. 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 de nivel medio que se encuentra por encima de él. Debido a los procesos termodinámicos, a medida que el aire seco de nivel medio se satura lentamente, su temperatura comienza a bajar, lo que aumenta el gradiente adiabático . En determinadas condiciones, el gradiente adiabático puede aumentar significativamente en un corto período de tiempo, lo que da lugar a convección . Una alta inestabilidad convectiva puede provocar tormentas eléctricas y tornados graves , ya que el aire húmedo que queda atrapado en la capa límite acaba teniendo una flotabilidad muy negativa en relación con el gradiente adiabático y escapa como una burbuja de aire húmedo que asciende rápidamente, lo que desencadena el desarrollo de una nube cúmulo o cumulonimbo .
Como ocurre con la mayoría de los parámetros utilizados en meteorología , hay algunas advertencias que se deben tener en cuenta, una de las cuales es qué representa físicamente la CAPE y en qué casos se puede utilizar. Un ejemplo en el que el método más común para determinar la CAPE podría comenzar a fallar es en presencia de ciclones tropicales (TC), como depresiones tropicales, tormentas tropicales o huracanes . [7] [8]
El método más común para determinar la CAPE puede fallar cerca de los ciclones tropicales porque la CAPE supone que el agua líquida se pierde instantáneamente durante la condensación . Este proceso es, por lo tanto, irreversible en el descenso adiabático . Este proceso no es realista para los ciclones tropicales. Para hacer que el proceso sea más realista para los ciclones tropicales, se utiliza la CAPE reversible (RCAPE, por sus siglas en inglés). La RCAPE supone el extremo opuesto a la convención estándar de la CAPE y es que no se perderá agua líquida durante el proceso. Este nuevo proceso otorga a las parcelas una mayor densidad relacionada con la carga de agua.
La RCAPE se calcula utilizando la misma fórmula que la CAPE, siendo la diferencia en la fórmula la temperatura virtual . En esta nueva formulación, reemplazamos la relación de mezcla de saturación de la parcela (que conduce a la condensación y desaparición del agua líquida) por 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 supone 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 .
