La convección atmosférica es el resultado de una inestabilidad parcelaria (capa de diferencia de temperatura) en la atmósfera. [ jerga ] Las diferentes velocidades de caída dentro de las masas de aire secas y húmedas provocan inestabilidad. [ jerga ] La mezcla de aire durante el día expande la altura de la capa límite planetaria , [ jerga ] provocando un aumento de los vientos, el desarrollo de cúmulos y una disminución de los puntos de rocío de la superficie . La convección que involucra masas de aire húmedo conduce al desarrollo de tormentas , que a menudo son responsables de condiciones climáticas severas en todo el mundo. Las amenazas especiales de las tormentas eléctricas incluyen granizo , ráfagas 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 caída ambiental (la tasa de disminución de la temperatura con la altura) sea más pronunciada que la tasa de caída experimentada por una porción de aire ascendente. [ se necesita aclaración ] [ se necesita cita ]
Cuando se cumple esta condición, las partículas de aire desplazadas hacia arriba pueden flotar 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 impulso vertical del paquete puede llevarlo al nivel máximo del paquete (MPL), donde la flotabilidad negativa desacelera el paquete hasta detenerse. La integración de la fuerza de flotabilidad sobre el desplazamiento vertical de la parcela produce 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, basándose en la simple ecuación de energía cinética .
Sin embargo, estos conceptos de aceleración flotante dan una visión demasiado simplificada de la convección. El arrastre es una fuerza opuesta a la flotabilidad, [1] de modo que el ascenso del paquete se produce bajo un equilibrio de fuerzas, como la velocidad terminal de un objeto que cae. La flotabilidad puede reducirse mediante arrastre , que diluye el paquete con el 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 necesaria ] La mayor parte de la convección profunda atmosférica 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 medida ausente en las latitudes medias invernales. Su contraparte en el océano (convección profunda hacia abajo en la columna de agua) sólo 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 debido a la radiación solar. El Sol calienta el suelo, que a su vez calienta el aire directamente encima de él. El aire más cálido se expande, volviéndose menos denso que la masa de aire circundante y creando una depresión 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 subir 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 caliente tiene una densidad menor que el aire frío, por lo que el aire caliente se eleva dentro del aire más frío, [8] [ se necesita mejor fuente ] similar a los globos aerostáticos . [ cita necesaria ] 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 asciende, se enfría, lo que provoca que parte del vapor de agua del 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] [ se necesita mejor fuente ] 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 sustentan los relámpagos y los truenos. Generalmente, las tormentas requieren tres condiciones para formarse: humedad, una masa de aire inestable y una fuerza sustentadora (calor).
Todas las tormentas , 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 promedio tiene un diámetro de 24 km (15 millas). Dependiendo de las condiciones presentes en la atmósfera, estas tres etapas tardan un promedio de 30 minutos en recorrerse. [12]
Hay cuatro tipos principales de tormentas eléctricas: unicelulares, multicelulares, líneas de turbonada (también llamadas líneas multicelulares) y supercélulas. 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 unicelulares se forman en ambientes de baja cizalladura vertical del viento y duran sólo 20 a 30 minutos. Las tormentas organizadas y los grupos/líneas de tormentas pueden tener ciclos de vida más largos, ya que se forman en ambientes con una importante cizalladura vertical del viento, lo que ayuda al desarrollo de corrientes ascendentes más fuertes, así como de diversas formas de clima severo. La supercélula es la más fuerte de las tormentas y se asocia más comúnmente con grandes granizos, fuertes vientos y formación de tornados.
La liberación de calor latente de la condensación es el determinante entre una convección significativa y casi ninguna convección. 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 el calor latente asociado, es la razón por la cual la convección significativa (tormentas eléctricas) es poco frecuente en áreas más frías durante ese período. La nieve tormentosa es una situación en la que los mecanismos de fuerza brindan apoyo a tasas de caída ambiental muy pronunciadas, que, como se mencionó anteriormente, es un arquetipo de convección favorecida. La pequeña cantidad de calor latente liberada por el aire que se eleva y condensa la humedad en una tormenta de nieve también sirve para aumentar este potencial convectivo, aunque mínimamente. También existen tres tipos de tormentas: orográficas, de masas 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 subir a ese nivel, la convección más significativa que ocurre en el FCL no se producirá. 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 fuerza fomentan la velocidad vertical ascendente, caracterizada por una velocidad que es relativamente baja en comparación con la que se encuentra en la corriente ascendente de una tormenta. Debido a esto, no es el aire real que es empujado hacia 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 cobertura.
Los mecanismos de fuerza que pueden conducir a la erosión de la inhibición son aquellos 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 una divergencia o divergencia en los niveles superiores. convergencia de nivel inferior, respectivamente. A menudo seguirá un movimiento vertical hacia arriba. Específicamente, un frente frío , brisa de mar/lago , límite de flujo de salida o forzamiento a través de dinámicas de vorticidad ( advección diferencial de vorticidad positiva ) de la atmósfera, como con vaguadas, tanto de onda corta como de onda larga . La dinámica de la racha en chorro a través del desequilibrio de Coriolis y las fuerzas del gradiente de presión, que causan flujos subgeostróficos y supergeostróficos , también puede crear velocidades verticales ascendentes. Existen muchas otras configuraciones atmosféricas en las que se pueden crear velocidades verticales ascendentes.
La flotabilidad es clave para el crecimiento de las tormentas y es necesaria para cualquiera de las amenazas graves dentro de una tormenta. Existen otros procesos, no necesariamente termodinámicos, que pueden aumentar la fuerza de las corrientes ascendentes. Estos incluyen la rotación de las corrientes ascendentes , la convergencia en niveles bajos y la evacuación de masa fuera de la parte superior de la corriente ascendente a través de fuertes vientos en los niveles superiores y la corriente en chorro .
Al igual que otras precipitaciones en las nubes cumulonimbus, el granizo comienza como gotas de agua. A medida que las gotas aumentan y la temperatura desciende por debajo del punto de congelación, se convierten en agua sobreenfriada y se congelarán al entrar en contacto con los núcleos de condensación . Una sección transversal de un gran granizo muestra una estructura similar a una cebolla. Esto significa que el granizo está formado por capas gruesas y translúcidas, que se alternan con capas finas, blancas y opacas. La teoría anterior sugería que los granizos estaban sujetos 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 hacia arriba y hacia abajo era responsable de las sucesivas capas de granizo. Nuevas investigaciones (basadas en teoría y estudios de campo) han demostrado que esto no es necesariamente cierto.
La corriente ascendente de la tormenta , con vientos dirigidos hacia arriba con velocidades de hasta 180 kilómetros por hora (110 mph), [14] hace volar el granizo que se está formando hacia la nube. A medida que el granizo asciende, pasa a zonas de la nube donde varía la concentración de humedad y las gotas de agua sobreenfriada. La tasa de crecimiento del granizo cambia según la variación de la humedad y las gotas de agua superenfriada que encuentra. La tasa de acumulación de estas gotas de agua es otro factor en el crecimiento del granizo. Cuando el granizo se desplaza hacia una zona con alta concentración de gotas de agua, captura estas últimas y adquiere una capa traslúcida. Si el granizo se mueve hacia una zona donde hay principalmente vapor de agua, 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 distintos espesores de las capas de granizo. La tasa de acumulación de gotas de agua sobreenfriada sobre el granizo depende de las velocidades relativas entre estas gotas de agua y el granizo mismo. 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 una 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. [dieciséis]
El granizo seguirá subiendo durante la tormenta hasta que la corriente ascendente ya no pueda sostener su masa. Esto puede tardar al menos 30 minutos según la fuerza de las corrientes ascendentes en la tormenta que produce granizo, cuya cima suele tener más de 10 kilómetros (6,2 millas) de altura. Luego cae hacia el suelo mientras continúa creciendo, siguiendo los mismos procesos, hasta abandonar la nube. Más tarde comenzará a derretirse a medida que pase al aire por encima de la temperatura de congelación [17]
Por tanto, una trayectoria única de la tormenta es suficiente para explicar la estructura en capas del granizo. El único caso en el que podemos discutir trayectorias múltiples es en una tormenta multicelular donde 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. Éste, sin embargo, es un caso excepcional. [15]
Una ráfaga descendente es creada por una columna de aire que se hunde y que, después de tocar el nivel del suelo, se extiende en todas direcciones y es capaz de producir vientos dañinos en línea recta de más de 240 kilómetros por hora (150 mph), que a menudo producen daños similares, pero distinguible del causado por tornados . Esto se debe a que las propiedades físicas de una ráfaga son completamente diferentes a las de un tornado. Los daños por ráfagas se irradiarán desde un punto central a medida que la columna descendente se extiende al impactar la superficie, mientras que los daños de los tornados tienden a ser daños convergentes consistentes con los vientos en rotación. Para diferenciar entre los daños de un tornado y los daños causados por una ráfaga, el término vientos en línea recta se aplica a los daños causados por microrráfagas.
Las ráfagas descendentes son corrientes descendentes particularmente fuertes provenientes de tormentas eléctricas. Las ráfagas en aire libre de precipitaciones o que contienen virga se conocen como ráfagas secas ; [18] los que van acompañados de precipitación se conocen como ráfagas húmedas . La mayoría de las ráfagas descendentes tienen una extensión inferior a 4 kilómetros (2,5 millas): se denominan microrráfagas . [19] Las ráfagas de más de 4 kilómetros (2,5 millas) de extensión a veces se denominan macrorráfagas . [19] Las ráfagas pueden ocurrir en grandes áreas. En el caso extremo, un derecho puede cubrir un área enorme de más de 320 kilómetros (200 millas) de ancho y más de 1.600 kilómetros (990 millas) de largo, con una duración de hasta 12 horas o más, y está asociado con algunas de las rectas más intensas. vientos lineales, [20] pero el proceso generativo es algo diferente al de la mayoría de las ráfagas. [ cita necesaria ]
Un tornado es una peligrosa columna de aire giratoria en contacto tanto con la superficie de la tierra como con la base de una nube cumulonimbus (nube de tormenta), o una nube cúmulo en casos raros. Los tornados vienen en muchos tamaños pero típicamente 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 fuente no primaria ]
La velocidad del viento de los tornados generalmente promedia entre 64 kilómetros por hora (40 mph) y 180 kilómetros por hora (110 mph). Tienen aproximadamente 75 metros (246 pies) de ancho y viajan unos pocos kilómetros antes de disiparse. Algunos alcanzan velocidades del viento superiores a 480 kilómetros por hora (300 mph), pueden extenderse más de 1,6 kilómetros (0,99 millas) de ancho y mantener contacto con el suelo durante más de 100 kilómetros (62 millas). [22] [23] [24]
Los tornados, a pesar de ser uno de los fenómenos meteorológicos más destructivos, suelen tener una duración corta. Un tornado de larga duración generalmente no dura más de una hora, pero se sabe que algunos duran 2 horas o más (por ejemplo, el tornado de los tres estados ). Debido a su duración relativamente corta, se conoce menos información sobre el desarrollo y formación de los tornados. [25]
Generalmente 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 fuente no primaria ]
El potencial de convección en la atmósfera a menudo se mide mediante un perfil de temperatura atmosférica/punto de rocío con la altura. Esto a menudo se muestra en un gráfico Skew-T u otro diagrama termodinámico similar. Estos se pueden trazar mediante un análisis de sondeo medido , que consiste en el envío de una radiosonda adjunta a un globo a la atmósfera para tomar medidas de altura. Los modelos de pronóstico también pueden crear estos diagramas, pero son menos precisos debido a incertidumbres y sesgos del modelo, y tienen una resolución espacial más baja. Si bien, la resolución temporal de los sondeos de los modelos de pronóstico es mayor que las mediciones directas, donde los primeros pueden tener trazados para intervalos de hasta cada 3 horas, y los segundos solo 2 por día (aunque cuando se espera un evento convectivo se requiere una especial el sondeo podría realizarse fuera del horario normal de 00Z y luego 12Z). [27]
La convección atmosférica también puede ser responsable y tener implicaciones sobre otras condiciones climáticas. Algunos ejemplos a menor escala incluirían: la convección mezcla la capa límite planetaria (PBL) y permite que aire más seco suba a la superficie, disminuyendo así los puntos de rocío, creando nubes tipo cúmulo que pueden limitar una pequeña cantidad de luz solar, aumentando los vientos en la superficie, hacer que los límites de flujo 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, la elevación del aire puede provocar bajas temperaturas en la superficie del núcleo, que a menudo se encuentran en el desierto del suroeste.
