Convección atmosférica

La convección atmosférica es el resultado de una inestabilidad del entorno de la parcela o una capa de diferencia de temperatura en la atmósfera. Las diferentes tasas de caída dentro de las masas de aire seco y húmedo conducen a la inestabilidad. La mezcla de aire durante el día que expande la altura de la capa límite planetaria conduce a un aumento de los vientos, al desarrollo de cúmulos y a una disminución de los puntos de rocío en la superficie. La convección húmeda conduce al desarrollo de tormentas eléctricas, que a menudo es responsable del clima severo en todo el mundo. Las amenazas especiales de las tormentas eléctricas incluyen granizo, ráfagas y tornados.

Visión general

Hay algunos arquetipos generales de inestabilidad atmosférica que se utilizan para explicar la convección (o la falta de ella). Una condición necesaria (pero no suficiente) 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. Cuando se cumple esta condición, las parcelas de aire desplazadas hacia arriba pueden volverse flotantes y, por lo tanto, experimentar una mayor fuerza ascendente. 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 de convección 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. Al integrar la fuerza de flotabilidad sobre el desplazamiento vertical de la parcela, se obtiene 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 ecuación de energía cinética simple.

Sin embargo, estos conceptos de aceleración flotante dan una visión demasiado simplificada de la convección. El arrastre es una fuerza opuesta a la de contrarrestar la flotabilidad [1], por lo 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 por arrastre, que diluye el paquete con aire ambiental. Consulte los enlaces CAPE, flotabilidad y parcela para obtener una explicación matemática más detallada de estos procesos.

La convección atmosférica se denomina profunda cuando se extiende desde cerca de la superficie hasta por encima del nivel de 500 hPa, y generalmente se detiene en la tropopausa alrededor de los 200 hPa. 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 ausente en gran medida en las latitudes medias de invierno. Su contraparte en el océano (convección profunda hacia abajo en la columna de agua) solo ocurre en unos pocos lugares. Si bien es menos importante desde el punto de vista dinámico que en la atmósfera, esa convección oceánica es responsable de la existencia mundial de agua fría en las capas más bajas del océano.

Iniciación

Una columna térmica (o térmica) es una sección vertical de aire ascendente en las altitudes más bajas de la atmósfera terrestre. Las térmicas son creadas 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 sobre él. El aire más cálido se expande, se vuelve menos denso que la masa de aire circundante y crea una baja térmica. La masa de aire más liviano se eleva y, al hacerlo, 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 desplazamiento de aire más frío en la parte superior de la térmica. Otro efecto meteorológico impulsado por la convección es la brisa marina.

Tormentas eléctricas

El aire caliente tiene una densidad más baja que el aire frío, por lo que el aire caliente se eleva dentro del aire más frío, de forma similar a los globos aerostáticos. Las nubes se forman a medida que el aire relativamente más cálido que transporta humedad se eleva dentro del aire más frío. A medida que el aire húmedo asciende, se enfría y hace que parte del vapor de agua del paquete de aire ascendente se condense. 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 que lo rodea, 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 soportan rayos y truenos. Generalmente, las tormentas eléctricas requieren tres condiciones para formarse: humedad, una masa de aire inestable y una fuerza de elevación (calor).

Todas las tormentas eléctricas, independientemente del tipo, pasan por tres etapas: la etapa de desarrollo, la etapa madura y la etapa de disipación. La tormenta eléctrica promedio tiene un diámetro de 24 km (15 millas). Dependiendo de las condiciones presentes en la atmósfera, estas tres etapas toman un promedio de 30 minutos para pasar.

Hay cuatro tipos principales de tormentas eléctricas: unicelular, multicelular, línea de turbonada (también llamada línea multicelular) y supercélula. El tipo que se forma depende de la inestabilidad y las condiciones relativas del viento en diferentes capas de la atmósfera ("cizalladura del viento"). Las tormentas eléctricas unicelulares se forman en entornos de baja cizalladura vertical del viento y duran solo 20 a 30 minutos. Las tormentas eléctricas organizadas y los grupos/líneas de tormentas eléctricas pueden tener ciclos de vida más prolongados, ya que se forman en entornos con una cizalladura vertical significativa del viento, lo que ayuda al desarrollo de corrientes ascendentes más fuertes, así como a diversas formas de clima severo. La supercélula es la más fuerte de las tormentas eléctricas, más comúnmente asociada 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 casi ninguna convección. El hecho de que el aire sea generalmente más fresco 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 las áreas más frías durante ese período. Thundersnow es una situación en la que los mecanismos de forzamiento brindan soporte para tasas de caída ambiental muy pronunciadas, que, como se mencionó anteriormente, es un arquetipo para la convección favorecida. La pequeña cantidad de calor latente liberado del aire que se eleva y condensa la humedad en una tormenta también sirve para aumentar este potencial convectivo, aunque mínimamente. También hay tres tipos de tormentas eléctricas: orográficas, de masa de aire y frontales.

Límites y forzamiento

A pesar de que pueda haber una capa en la atmósfera que tenga valores positivos de CAPE, si la parcela no alcanza o empieza a subir a ese nivel, la convección más importante que se produce en la FCL no se realizará. Esto puede ocurrir por numerosas razones. Principalmente, es el resultado de una tapa o inhibición convectiva (CIN/CINH). Los procesos que pueden erosionar esta inhibición son el calentamiento de la superficie terrestre y el forzamiento. Dichos mecanismos de fuerza fomentan la velocidad vertical ascendente, caracterizada por una velocidad que es relativamente baja a la que se encuentra en una corriente ascendente de tormenta. Debido a esto, no es el aire real que se empuja a su LFC lo que "rompe" la inhibición, sino que el forzamiento enfría la inhibición adiabáticamente. Esto contrarrestaría o "erosionaría"

Los mecanismos de forzamiento 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 exceso de masa en los niveles bajos de la atmósfera, lo que conduciría a una divergencia en el nivel superior o inferior. convergencia de niveles, respectivamente. A menudo seguirá un movimiento vertical hacia arriba. Específicamente, un frente frío, brisa de mar/lago, límite de flujo de salida o fuerza a través de la dinámica de vorticidad (advección de vorticidad positiva diferencial) de la atmósfera, como con vaguadas, tanto de onda corta como de onda larga. La dinámica de las corrientes en chorro a través del desequilibrio de Coriolis y las fuerzas 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.

Preocupaciones con respecto a la convección húmeda profunda severa

La flotabilidad es clave para el crecimiento de las tormentas eléctricas y es necesaria para cualquiera de las amenazas graves dentro de una tormenta eléctrica. Hay otros procesos, no necesariamente termodinámicos, que pueden aumentar la fuerza de la corriente ascendente. Estos incluyen la rotación de la corriente ascendente, 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.

Granizo

Al igual que otras precipitaciones en las nubes cumulonimbus, el granizo comienza como gotas de agua. A medida que las gotas ascienden 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 a través de una gran piedra de 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 el responsable de las sucesivas capas del 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 velocidades del viento dirigidas hacia arriba de hasta 180 kilómetros por hora (110 mph), empuja los granizos que se forman hacia la nube. A medida que el granizo asciende, pasa a áreas de la nube donde varía la concentración de humedad y gotas de agua sobreenfriada. La tasa de crecimiento del granizo cambia según la variación de la humedad y las gotas de agua sobreenfriada 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, las capta y adquiere una capa translúcida. Si el granizo se mueve hacia un área donde la mayor parte del vapor de agua está disponible, adquiere una capa de hielo blanco opaco.

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 del 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, por lo general, los granizos más grandes se formarán a cierta distancia de la corriente ascendente más fuerte, donde pueden pasar más tiempo creciendo. A medida que el granizo crece, libera calor latente, lo 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 al chocar con otros granizos más pequeños, formando una entidad más grande con una forma irregular.

El granizo seguirá subiendo en la tormenta hasta que su masa ya no pueda ser soportada por la corriente ascendente. Esto puede demorar 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 sin dejar de crecer, en base a los mismos procesos, hasta salir de la nube. Más tarde comenzará a derretirse a medida que pasa al aire por encima de la temperatura de congelación.

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 discutir múltiples trayectorias es en una tormenta eléctrica multicelular donde el granizo puede ser expulsado desde la parte superior de la celda "madre" y capturado en la corriente ascendente de una "célula hija" más intensa. Sin embargo, este es un caso excepcional.

Estallido

Un downburst es creado por una columna de aire que se hunde que, después de tocar el 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), a menudo produciendo daños similares, pero distinguible de la causada por los tornados. Esto se debe a que las propiedades físicas de un estallido son completamente diferentes a las de un tornado. El daño por estallido descendente se irradiará desde un punto central a medida que la columna descendente se expande al impactar en la superficie, mientras que el daño por tornado tiende hacia un daño convergente consistente con los vientos giratorios. Para diferenciar entre el daño de un tornado y el daño de un estallido descendente, el término vientos en línea recta se aplica al daño de microrráfagas.

Los downbursts 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; los que van acompañados de precipitaciones se conocen como lluvias torrenciales. La mayoría de las ráfagas descendentes tienen una extensión de menos de 4 kilómetros (2,5 millas): se denominan microrráfagas. Los downbursts de más de 4 kilómetros (2,5 millas) de extensión a veces se denominan macrobursts. Los downbursts 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 1600 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 de línea,pero el proceso generativo es algo diferente al de la mayoría de los downbursts.

Tornados

Un tornado es una peligrosa columna giratoria de aire en contacto con la superficie de la tierra y la base de una nube cumulonimbus (nube de tormenta), o una nube cúmulo en casos raros. Los tornados vienen en muchos tamaños, pero normalmente forman un embudo de condensación visible cuyo extremo más angosto toca la tierra y está rodeado por una nube de escombros y polvo.

Las velocidades del viento de los tornados generalmente promedian 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).

Los tornados, a pesar de ser uno de los fenómenos meteorológicos más destructivos, son generalmente de corta duración. 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 Tri-state). Debido a su duración relativamente corta, se conoce menos información sobre el desarrollo y la formación de tornados. Generalmente cualquier ciclón en base a su tamaño e intensidad tiene diferente dinámica de inestabilidad. El número de onda azimutal más inestable es mayor para los ciclones más grandes.

Medición

El potencial de convección en la atmósfera a menudo se mide mediante un perfil de temperatura atmosférica/punto de rocío con altura. Esto a menudo se muestra en un gráfico Skew-T u otro diagrama termodinámico similar. Éstos se pueden trazar mediante un análisis de sondeo medido, que es el envío de una radiosonda conectada a un globo a la atmósfera para tomar las medidas con la altura. Los modelos de pronóstico también pueden crear estos diagramas, pero son menos precisos debido a las incertidumbres y los sesgos del modelo, y tienen una resolución espacial más baja. Si bien, la resolución temporal de los sondeos del modelo de pronóstico es mayor que las mediciones directas, donde los primeros pueden tener parcelas para intervalos de hasta cada 3 horas,

Otras preocupaciones de pronóstico

La convección atmosférica también puede ser responsable y tener implicaciones en otras condiciones climáticas. Algunos ejemplos en una escala más pequeña incluirían: Convección que mezcla la capa límite planetaria (CLP) y permite que el aire más seco suba a la superficie, lo que reduce los puntos de rocío, crea nubes tipo cúmulo que pueden limitar una pequeña cantidad de luz solar, aumentar los vientos superficiales, haciendo 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. En una escala más grande, el ascenso del aire puede provocar bajas temperaturas en la superficie del núcleo, que a menudo se encuentran en el desierto del suroeste.