Convección atmosférica

De Wikipedia, la enciclopedia libre
Ir a la navegación Ir a la búsqueda
Condiciones favorables para los tipos y complejos de tormentas eléctricas

La convección atmosférica es el resultado de la inestabilidad parcial del ambiente, o diferencia de temperatura, en la capa atmosférica. Debido a un gradiente adiabatico en el aire húmedo y seco provoca la inestabilidad. Una mezcla de aire durante el día el cual expande la altura de la capa límite planetaria provocando corrientes de aire, desarrolla cúmulus, y disminución de los puntos de rocío de la superficie. La convección húmeda provoca el desarrollo de tormentas eléctricas, el cual es a menudo responsable de un tiempo severo alrededor del mundo. Especialmente amenazas de tormentas eléctricas incluyendo granizo, vientos fuertes, y tornado.

Visión general[editar]

Hay unos cuantos arquetipos generales de inestabilidad atmosférica que corresponden a convección y carencia del mismo. Con un gradiente adiabtico positivo y/ó una pendiente casi vertical (el aire del ambiente se enfría más rápido con la altura) sugiere una convección atmosférica más probable, mientras más débil y/o gradientes ambientales negativos sugieren que es menos probable. Esto es porque cualquier desplazamiento parcial de aire traerá consigo más (menos) capacidad para elevarse, dando una señal de cambio de temperatura adiabática, en el gradiente empinado (débil) del ambiente.

La convección empieza en el nivel de convección libre (LFC), donde empieza su ascenso a través de la capa de libre convección (FCL), y entonces se detiene en el nivel de equilibrio (EL). El aumento parcial, si habiendo suficiente momentum, continuará aumentando hasta alcanzar el máximo nivel parcial (MPL) hasta una flotabilidad negativa desacelerandolo parcialmente hasta detenerlo totalmente.

La aceleración es de poca relevancia para la convección. La resistencia producida por la elevación crea una fuerza opositora que contrarresta la flotabilidad .[1] Esto podría pensarse de similar a la velocidad terminal de un objeto en descenso. Esta fuerza de flotabilidad puede ser medida por el Potencial de Energía Convectible Disponible (CAPE), o los joules de energía disponible por kilogramo de potencial de aire flotante. Una elevación de la velocidad teórica puede ser derivada de este valor vía sustitución en la ecuación de energía cinética, a pesar de que este valor será un subestimado dado el antedicho efecto de arrastrar o capturar prolongando el efecto de la aceleración en algún punto.

Dentro de la atmósfera, esto significa de la superficie hasta por encima de los 500 hPa nivel, generalmente parando o definiendo la tropopausa en alrededor de los 200 hPa.[1]​ La mayor caída de convección atmosférica ocurre en la Zona intertropical, esto representa un fuerte acoplamiento entre la superficie y la parte más alta de la atmósfera.la cual es en gran medida ausente en latitudes medias. La convección aceanica solo ocurre en algunos pocos lugares.[2]​ Mientras que menos dinámicamente importante, que en la atmósfera, es responsable de le extension de agua fría a través de las capas bajas del océano. Como tal, es importante para la estructura de la temperatura de larga-escala del océano entero.

Iniciación[editar]

Una columna térmica es una sección vertical de aumento de aire en las altitudes más bajas de la atmósfera de la Tierra. Las columnas térmicas están creadas por la calefacción desigual de la superficie de la Tierra por la radiación solar. El sol calienta la tierra, el cual cambia directamente la temperatura del aire sobre ella. El aire más tibio se expande, volviéndose menos denso que la masa de aire circundante, y creando una Depresión térmica.[3][4]​ La masa del aire más ligero aumenta, y cuando lo hace, enfría debido a su expansión en presiones de menor alta-altitud. El aumento se detiene cuando se ha enfriado a la misma temperatura que el aire circundante. Es un flujo descendente que rodea la columna térmica. El descenso exterior es causado por el aire más frío que se desplaza en la parte superior de la columna térmica. Otra efecto de convección de tiempo es la brisa de mar .[5][6]

Nube de Tormenta[editar]

Etapas del ciclo de tomenta eléctrica.

El aire tibio tiene una densidad más baja que aire frío, entonces el aire tibio aumenta dentro del aire frío, similar a los globos de aire caliente.[7][8]​ Las nubes forman aire relativamente más caliente que lleva consigo un aumento de humedad con el aire más frío. Cuando aumenta la humedad del aire, se enfría causando un aumento de vapor de agua en el aire a punto de condensar.[9]​ Cuándo el aire húmedo se condensa, libera la energía como calor latente de fusión que permite el aumento de aire para enfriar menos de su aire circundante, continuando el ascenso de las nubes.[10]​ Si bastante inestabilidad esta presente en la atmósfera, este proceso continuará bastante tiempo para formar nubes cumulonimbus, las cuales provocan relámpagos y truenos. Generalmente, las tormentas eléctricas requieren tres condiciones para formarse: humedad, una masa de aire inestable, y una fuerza de elevación (calor).

Toda tormenta, independientemente del tipo, pasa por tres etapas: la etapa en desarrollo, la etapa madura, y la etapa de disipación.[11]​ La tormenta promedio tiene un diámetro de 24 km (15 mi). Dependiendo de las condiciones presentes en la atmósfera, estas tres etapas toman una promedio de 30 minutos atravesar.[12]

Hay cuatro tipos principales de tormentas eléctricas: unicelda, multicelda, chubasco y supercelda. Los cuales dependen las de la inestabilidad y las condiciones relativas del viento en las diferentes capas de la atmósfera (Cizalladura). Tormentas eléctricas de unicelda se forman en entornos de viento vertical y bajo corte y solo de 20–30 minutos. Tormentas eléctricas y tormentas y líneas o grupos de tormentas eléctricas organizadas pueden tener ciclos de vida más largos cuando se forman en entornos de cortes de viento vertical significativo, el cual ayuda al desarrollo de corrientes ascendentes más fuertes así como varias formas de climas severos. La supercelda es la más fuerte de las tormentas eléctricas, más comúnmente asociado con granizo grande, vientos altos, y formación de tornados.

La liberación de calor latente de condensación es el determinado entre convección significativa y casi ninguna convección en absoluto. El hecho que el aire es generalmente más fresco durante los meses de invierno, y por tanto no puede soportar tanto vapor de agua y calor latente asociado, es porque la convección significativa (tormentas eléctricas) es infrecuente en áreas más frescas durante aquel periodo. La tormenta invernal es una situación donde forzando los mecanismos proporcionan soporte para lapsos de índices muy inclinados ambientales, el cual anteriormente mencionado es un arquetipo para convección favorecida. La pequeña cantidad de calor latente liberado del aire aumenta y condensa la humedad en la tormenta invernal también sirve para aumentar este potencial convectivol, a pesar de ser minima.

Fronteras y forzamiento[editar]

A pesar del hecho que podría haber una capa en la atmósfera que tiene valores positivos de CAPE, si el paquete no logra empezar a aumentando el nivel, la mayor significancia de convección que ocurre en el FCL no será realizado. Esto puede ocurrir por numerosas razones. Principalmente, es el resultado de una capa, o inhibición de convección (CIN/CINH). El proceso que puede erosionar esta inhibición es calentando la superficie de la Tierra y forzándola. Tales mecanismos de forzamiento instan una velocidad vertical ascendente, caracterizado por una velocidad que es relativamente baja a qué encuentras en una corriente eléctrica de una corriente ascendente. Debido a esto, realmente no es el aire que es empujado a su LFC el que "el que corta a través de" la inhibición, sino el forzamiento el que enfría la inhibición adiabaticamente. Esto contrarrestaría, o "erosiona" el aumento de temperatura con altura que esta presente durante una inversión térmica.

El forzamiento mecánico que puede dirigir al erosionamiento de la inhibición es aquella que crea alguna clase de evacuación de masa en las partes más altas de la atmósfera, o un excedente de masa en los niveles bajos de la atmósfera, el cual podría dirigir a los niveles más altos a la divergencia de los más bajos niveles de convergencia, respectivamente. Arriba el movimiento vertical a menudo seguirá. Específicamente, un frente frío, brisa de mar/lago, Frente de ráfaga, o forzamiento a través de vorticidad dinámica (adveccion diferencial positiva de vorticidad) de la atmósfera tal como sus depresiones, ambas longitudes cortas y largas, Corriente en chorro dinámica a través del imbalance de Coriolis y gradientes de presión forzados, causando Viento geostrófico, también puede crear velocidades verticales ascendentes. Hay otras numerosas configuraciones con las cuales pueden crearse velocidades verticales ascendentes..

Preocupaciones severas de convección húmeda[editar]

La flotabilidad es la clave para el crecimiento de tormentas y es necesaria para cualquiera de las severas amenazas dentro de una tormenta. 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 de nivel bajo, y la evacuación de masa fuera de la parte superior de la corriente de aire ascendente a través de niveles altos de vientos y corrientes en chorros.

Granizo[editar]

Eje de granizo
Una severa lluvia que conteniendo granizo puede mostrar una coloración verde característica.[13]

Como otra precipitación en cumulonimbus granizo de nubes empieza como gotas de agua.Cuando aumentan las gotas y la temperatura pasa por debajo de la congelación, se convierte en un estado de sobrefusion y podrá congelar en contacto con núcleos de condensación. Una sección transversal a través de una gran piedra de granizo muestra una estructura en forma de cebolla. Esto significa que la piedra de granizo esta hecha de gruesas y translucidas capas, alternando con capas que son delgadas, blancas y opacas. La teoría anterior sugirió que las piedras de granizo eran sometidas a varios ascensos y descensos, cayendo en una zona de humedad y re-congelamiento ya que eran levantadas. Este movimiento ascendente y descendente se pensaba que era el responsable por las capas sucesivas de la piedra de granizo.Una nueva búsqueda ( basada en la teoría y estudio de campo) ha mostrado que esto no es necesariamente cierto.

La corriente ascendente de la tormenta, con viento dirigido hacia arriba tan alto como 180 kilómetros por hora (110 mph), sopla la formación de piedras de granizo hacia las nubes. Cuando la piedra de granizo asciende, ésta pasa a través de áreas de nubes donde la concentración de humedad y gotas de agua subfundidas varían. La tasa de crecimiento de granizo cambia dependiendo de la variación en la humedad y de las gotas de agua subfundidas que se encuentren.El índice de acreción de estas gotas de agua es otro factor en el crecimiento de granizo. Cuándo el granizo se mueve a un área con una concentración de gotas de agua, éste captura la última capa y adquiere una capa traslucida.La piedra de granizo debe de moverse dentro de un área donde mayoritariamente vapor de agua este disponible, esta adquiere una capa opaca de hielo blanco.[14]

Además, la velocidad de la piedra de granizo depende de su posición en la corriente ascentente de la nube y de su masa. Esto determina el diferente grosor de las capas de la piedra de granizo. El índice de acreción de gotas de agua subfundidas sobre la piedra de granizo depende en las velocidades relativas entre estas gotas de agua y la piedra de granizo. Esto significa que generalmente entre más grande la piedra de granizo podrá formar alguna distancia desde la corriente ascendiente más fuerte donde podrá pasar más tiempo creciendo. mientras que la piedra de granizo crece, ésta libera calor latente, el cual mantiene su exterior en una fase líquida.[14]​ Al someterse a un "crecimiento húmedo", la capa exterior es pegajosa, o más adhesiva, así que una sola piedra de granizo podría crecer debido a una colisión con una piedra de granizo más pequeña, formando una entidad larga con una forma irregular.[15]

La piedra de granizo podrá mantenerse aumentando en una tormenta hasta que su masa no pueda ser soportada por la corriente. Esto podría tomar al menos 30 minutos basado en las fuerzas de los corrientes en el granizo productora de tormentas, cuyos limite superior es usualmente más grande que 10 km (6.2 millas). entonces ésta se cae hacia el suelo mientras continua creciendo, basado en el mismo proceso, hasta que deja la nube. Después podrá comenzar a derretirse mientras pasa a través del aire por encima de la temperatura de congelación[16]

Así, una única trayectoria en la tormenta es suficiente para explicar la estructura de capas similares de la piedra de granizo .El caso único en qué podemos hablar de múltiples trayectorias en una tormenta multicelular donde la piedra de granizo puede ser expulsada de la parte superior de la célula "madre" y capturada en la corriente ascendente de una "célula hija" más intensa. Esto, sin embargo es un caso excepcional.[14]

Corrientes bajas[editar]

Una corriente baja está creada por una columna de aire que se hunde, después golpear la superficie de la tierra, se extiende fuera en todas direcciones y es capaz de producir dañinas líneas de vientos por encima de 240 kilómetros por hora (150 mph), a menudo produciendo el daño similar, pero distinguidamente diferente de aquello causado por un Tornado. Esto es porque las propiedades físicas de las corrientes bajas son completamente diferentes de las de un tornado. El daño de las corrientes bajas se irradia desde un punto central como una columna que se extiende cuándo impacta la superficie, mientras el que el tornado tiende a un daño convergente compatible con la rotación del viento. Para diferenciar entre daño de tornado y daño de una corriente baja, el plazo de las líneas de viento está aplicado para el daño de micro corrientes.

Las corrientes bajas son particularmente fuertes corrientes descendentes de las tormentas eléctricas. Las corrientes bajas en el aire es decir aquella precipitación libre o que contiene virga es conocido como corrientes bajas secas; aquellos acompañados de precipitación es conocida como corrientes bajas húmedas.[17]​ La mayoría de las corrientes bajas son menores a 4 kilómetros (2.5 mi) en extensión: estos son llamadas Microrráfaga.[18]​ Corrientes bajas mayores de 4 kilómetros (2.5 mi) de extensión son llamadas macrorafagas.[18]​ Las corrientes bajas pueden ocurrir en áreas grandes. En el caso extremo, una de ellas puede cubrir un área enorme, más de 320 kilómetros (200 mi) de ancho por encima de 1,600 kilómetros (990 mi) de largo, durando hasta 12 horas o más, y está asociado con algunos de los más intensos vientos de línea recta, pero el proceso general es un poco diferente al de la mayoría de las corrientes bajas.[19]

Tornados[editar]

El tornado F5 que golpeó Elie, Manitoba en 2007.

Un tornado es una peligrosa columna rotante de aire en contacto con la superficie de la tierra y de la basa de una cumulonimbus nube (nube de tormenta) o una nube de cúmulo, en casos raros. los tornados son de diferentes tamaños pero típicamente forman un embudo de condenación visible cuyo fin más estrecho alcanza la tierra y es rodeado por una nube de escombros y polvo.[20]

Las velocidades de viento de los tornados generalmente tienen un promedio de entre 64 km/h (40 mph) y 180 km/h (110 mph). Son aproximadamente 75 metros (246 ft) a través y viajan unos pocos kilómetros antes de disiparse.Algunos logran velocidades de viento que exceden los 480 kilómetros por hora (300 mph), puede extender más de unos 1.6 kilómetros (0.99 mi) a través, y mantener contacto con la tierra par más de 100 kilómetros (62 mi).[21][22][23]

Los Tornados, a pesar de ser uno de los fenómenos mas destructibles del aire son generalmente de vida corta.Un tornando de vida larga dura, generalmente no más de una hora, pero de algunos se ha sabido que duraron por dos horas o más (por ejemplo, el Tri-tornado estatal). Debido a su duración relativamente corta, menos información es sabida sobre el desarrollo y formación de tornados.[24]

Medida[editar]

El potencial para la convección en la atmósfera es a menudo medido por una temperatura atmosférica/punto de rocío en un perfil con altura. Esto es a menudo mostrado en un gráfico Skew-T otro esquema termodinámico similar. Estos pueden ser trazados por un análisis de Aerología, el cual trata sobre el envío de una Radiosonda sujetó a un balón a la atmósfera para tomar las medidas con altura. El pronostico meteorológico también pueden crear estos esquemas, pero es menos cuidadoso debido las a incertidumbres de modelo, y tener una resolución espacial más baja. A pesar de que la resolución temporal de los sondeos del pronostico es más grande que las medidas directas, donde el modelo anterior puede tener parcelas para intervalos de hasta cada 3 horas, y de solo 2 por día (a pesar de que cuando en un acontecimiento convectivo es esperado un sondeo especial y podría ser tomado del exterior del programa normal de 00Z y hasta 12Z.).[2]

Otras preocupaciones de previsión[editar]

La convención atmosférica también puede ser responsable por y tener implicaciones en un número de otras condiciones de tiempo. Unos cuantos ejemplos en la escala más pequeña incluirían: la mezcla de la capa limite planetaria de convención y permitiendo aire más seco arriba a la superficie así puntos de rocío del decrecimiento, creando cúmulo de nubes las cuales pueden limitar una cantidad pequeña de sol, aumentando vientos de superficie, permitiendo fronteras de escape y fronteras más pequeñas y difusas, y la propagación de la línea seca durante el día hacia el este.En la escala más grande, aumentando del aire puede conducir a calentamientos mínimos en la superficie, casi siempre encontrados en el desierto del suroeste.

Ver también[editar]

Referencias[editar]

  1. «Shallow/Deep Convection». National Centers for Environmental Prediction. 15 de marzo de 1999. 
  2. Helen Jones. «Open-ocean deep convection». 
  3. National Weather Service Forecast Office in Tucson, Arizona (2008). «What is a monsoon?». National Weather Service Western Region Headquarters. Consultado el 8 de marzo de 2009. 
  4. Douglas G. Hahn and Syukuro Manabe (1975). «The Role of Mountains in the South Asian Monsoon Circulation». Journal of Atmospheric Sciences 32 (8): 1515-1541. Bibcode:...32.1515H 1975JAtS ...32.1515H. ISSN 1520-0469. doi:10.1175/1520-0469(1975)032<1515:TROMIT>2.0.CO;2. 
  5. University of Wisconsin.
  6. JetStream: An Online School For Weather (2008).
  7. Albert Irvin Frye (1913). Civil engineers' pocket book: a reference-book for engineers, contractors. D. Van Nostrand Company. p. 462. Consultado el 31 de agosto de 2009. 
  8. Yikne Deng (2005). Ancient Chinese Inventions. Chinese International Press. pp. 112-13. ISBN 978-7-5085-0837-5. Consultado el 18 de junio de 2009. 
  9. FMI (2007). «Fog And Stratus – Meteorological Physical Background». Zentralanstalt für Meteorologie und Geodynamik. Consultado el 7 de febrero de 2009. 
  10. Chris C. Mooney (2007). Storm world: hurricanes, politics, and the battle over global warming. Houghton Mifflin Harcourt. p. 20. ISBN 978-0-15-101287-9. Consultado el 31 de agosto de 2009. 
  11. Michael H. Mogil (2007). Extreme Weather. New York: Black Dog & Leventhal Publisher. pp. 210-211. ISBN 978-1-57912-743-5. 
  12. National Severe Storms Laboratory (15 de octubre de 2006). «A Severe Weather Primer: Questions and Answers about Thunderstorms». National Oceanic and Atmospheric Administration. Archivado desde el original el 25 de agosto de 2009. Consultado el 1 de septiembre de 2009. 
  13. Frank W. Gallagher, III. (October 2000). «Distant Green Thunderstorms - Frazer's Theory Revisited». Journal of Applied Meteorology (American Meteorological Society) 39 (10): 1754. Bibcode:2000JApMe..39.1754G. doi:10.1175/1520-0450-39.10.1754. Consultado el 20 de enero de 2011. 
  14. a b c Stephan P. Nelson (August 1983). «The Influence of Storm Flow Struce on Hail Growth». Journal of Atmospheric Sciences 40 (8): 1965-1983. Bibcode:1983JAtS...40.1965N. ISSN 1520-0469. doi:10.1175/1520-0469(1983)040<1965:TIOSFS>2.0.CO;2. 
  15. Julian C. Brimelow, Gerhard W. Reuter, and Eugene R. Poolman (October 2002). «Modeling Maximum Hail Size in Alberta Thunderstorms». Weather and Forecasting 17 (5): 1048-1062. Bibcode:2002WtFor..17.1048B. ISSN 1520-0434. doi:10.1175/1520-0434(2002)017<1048:MMHSIA>2.0.CO;2. 
  16. Jacque Marshall (10 de abril de 2000). «Hail Fact Sheet». University Corporation for Atmospheric Research. Archivado desde el original el 15 de octubre de 2009. Consultado el 15 de julio de 2009. 
  17. Fernando Caracena, Ronald L. Holle, and Charles A. Doswell III.
  18. a b Glossary of Meteorology.
  19. Peter S. Parke and Norvan J. Larson.
  20. Renno, Nilton O. (August 2008). «A thermodynamically general theory for convective vortices» (PDF). Tellus A 60 (4): 688-99. Bibcode:2008TellA..60..688R. doi:10.1111/j.1600-0870.2008.00331.x. 
  21. Edwards, Roger (4 de abril de 2006). «The Online Tornado FAQ». Storm Prediction Center. Archivado desde el original el 29 de septiembre de 2006. Consultado el 8 de septiembre de 2006. 
  22. «Doppler On Wheels». Center for Severe Weather Research. 2006. Archivado desde el original el 5 de febrero de 2007. Consultado el 29 de diciembre de 2006. 
  23. «Hallam Nebraska Tornado». Omaha/Valley, NE Weather Forecast Office. 2 de octubre de 2005. Archivado desde el original el 4 de octubre de 2006. Consultado el 8 de septiembre de 2006. 
  24. «Tornadoes». 1 de agosto de 2008. Archivado desde el original el 12 de octubre de 2009. Consultado el 3 de agosto de 2009.