Fundamentos de la convección atmosférica 1/3 (V)

Figura 2.- (después Clarke et al, 1971). 

Cuatro sondeos de temperatura soltados en Hay, Nueva Gales del Sur, Australia, 

el 16ago67 (es decir, en invierno). 

La hora del día es la Estandar del Este (Eastern Standard Time) 

y se muestra en cada línea de sondeo. 

La naturaleza adiabatica seca aproximadamente de la capa convectiva 

se puede ver claramente en los sondeos de mediodía y sus posteriores.

GVTAm DE LA CAPA DE CONVECCIÓN

Hasta ahora sólo hemos tenido en cuenta el GVTAm de primera hora de la mañana. A medida que la convección se va desarrollando, su acción modifica significativamente la estructura de temperatura de la atmósfera hasta la altura a la que llegan las térmicas. La fig.2 muestra cuatro sondeos de temperatura reales tomados a intervalos de tres horas a lo largo del día. Este diagrama se ha incluido porque es típico de lo que ocurre dentro y justo por encima de la capa de convección. El dibujo de las “0900” es tan solo el GVTAm de primera hora de la mañana. Hacia las 1200 horas la actividad convectiva había modificado esto en una capa por encima del suelo hasta un GVTAS. En los dos últimos sondeos, a medida que las térmicas llegaban más alto, las temperaturas, dentro de esta capa de convección, se incrementaban, pero el GVTAm continuaba próximo a una adiabática seca. Por encima de la capa de convección, el GVTAm quedaba básicamente inalterado.

El porqué la capa de convección debe tener un Gradiente Vertical de Temperaturas Adiabático Seco puede ser entendido considerando la circulación generada alrededor de una térmica. En la fig.3 el techo de una térmica está representado por la intersección del GVTAm y una adiabática seca dibujada desde la temperatura superficial. En la atmósfera real, este punto de intersección representa a una superficie cuasiplana que es el techo de la capa de convección. Cuando el aire llega al techo de una térmica no puede penetrar esta superficie cuasiplana porque se lo impide el aire más cálido de la capa superior. A medida que más aire llega a lo alto desde abajo, el aire que está en lo alto tiene que irse a algún sitio y el único lugar es hacia fuera y hacia abajo. Se puede extender radialmente hacia fuera en todas las direcciones desde la fuente central de la térmica. Haciendo esto, se mezclará y desplazará aire en esa capa. Pero esta no es la única térmica existente en ese momento. Habrá otras espaciadas alrededor y cada una tendrá aire divergiendo radialmente desde su techo. El flujo hacia fuera de térmicas adyacentes se encontrarán a mitad del camino entre ellas forzando a los dos flujos a girar hacia abajo. Este movimiento de hundimiento será ayudado por el enfriamiento resultado de la mezcla con el aire exterior a la térmica.

Cerca del suelo tiene que haber un flujo de entrada de aire para reponer el aire que se ha ido hacia arriba en las térmicas. En ausencia de vientos fuertes, este flujo de entrada vendrá de todas partes, pero este a su vez también debe ser repuesto en algún otro lugar. El influjo radial de aire a nivel del suelo será repuesto por aire descendente procedente de las capas exteriores a las que llega la cabeza de la térmica. Al moverse por el suelo el aire de ese influjo, es calentado de nuevo por la superficie.

Este modelo simple de circulación aproximada de una térmica nos sirve para mostrar cómo funciona la sección característica de temperaturas de la capa de convección. De todos modos, es útil para los pilotos de vuelo libre como una forma de ver la distribución de ascendencias y descendencias en la atmósfera en condiciones de viento suaves. Es válido estrictamente sólo para casos de viento nulo y está corroborado por experimentos de laboratorio, modelos numéricos y esas visiones maravillosas desde aeronaves de vuelos a gran altura que muestran claros cúmulos meteorológicos como lunares homogéneos a lo ancho de grandes áreas de terreno. Esto no es aplicable a los casos de viento relevante porque entonces las células térmicas se llegan a organizar en calles de ascendencia y hundimiento. Se escribirá otro artículo para desarrollar ideas acerca de los modelos de circulación de térmicas.

Figura 3.- Simplificación de la circulación 

de flujo entre térmicas en condiciones sin viento.

INTERCAMBIO DE CALOR EN LA CAPA DE CONVECCIÓN

De este modelo de convección simple se puede ver que para que suba la temperatura superficial, no es suficiente sólo que sea calentada la capa superficial. En ese caso, una vez que la superficie calentada se haya separado en forma de térmica, descendería aire mucho más frió para reemplazarla y la temperatura superficial caería. Lo que ocurre debe ser algo parecido a lo siguiente: a medida que en una térmica el aire sube a través de la capa de convección, hay una cierta cantidad que se mezcla en los bordes de la térmica y esto calienta el aire exterior hasta una distancia determinada. De todas formas, excepto en las últimas fases de su vida, una térmica mantendrá su identidad como estructura diferenciada debido al vigor de su ascenso de forma que el efecto de su mezcla inicial es limitado. Por otra parte, en el flujo (n.d.t. aquí también valdría desagüe) en lo alto del aire descendente de entre térmicas, el movimiento sería generalmente más lento, permitiendo la mezcolanza y la liberación, a la capa de convección, del calor llevado hacia arriba por las térmicas. Dentro de las térmicas, el aire se enfriará de forma seca y adiabática a medida que asciende. Fuera de la térmica se mezclará con el aire circundante, calentándolo y, por ello, siendo enfriada. En el descenso el aire mezclado se calentará adiabáticamente. Si, de todos modos, el aire mezclado no está lo suficientemente cálido como para alcanzar la capa de superficie, esto provocará la caída de la temperatura superficial. Por lo tanto, para que la temperatura superficial permanezca constante, o sea capaz de subir, la temperatura del aire mezclado de entre térmicas debe ser tal como ese, acerca de ser traído a la superficie de forma seca y adiabática, es tan sólo ligeramente por debajo de la temperatura de superficie ambiental. Este estado se logrará sólo cuando el calor suficiente haya sido transportado hacia arriba mediante térmicas. El perfil de temperatura de la capa de convección se organizó tal que así todos los niveles puedan ser bajados seca y adiabáticamente hasta la superficie y que tengan una temperatura igual, o sólo ligeramente inferior, que la temperatura superficial debe ser aproximadamente un gradiente vertical de temperaturas adiabático seco.

Como se hará evidente más abajo, esta descripción de intercambio de calor dentro de la capa de convección está simplificada en exceso, pero de verdad demuestra la esencia del proceso.

Experimentar y razonar así muestra que a medida que la capa convectiva crece en el día, el Gradiente Vertical de Temperaturas Ambiental en toda su espesor (excepto los 200 pies más bajos, más o menos. Ver más adelante) es aproximadamente adiabático seco. Este hecho provoca inconsistencias teóricas en la técnica de predicción del techo de las térmicas descrita previamente y desafía a nuestro entendimiento de la naturaleza de las térmicas. Exploraremos estas dificultades en la segunda parte de esta serie de artículos después de completar la descripción del proceso de convección general diurno con un debate acerca los rasgos característicos de los indicios efímeros de primera hora de la mañana. Para sacar toda la esencia de estos artículos, completaremos éste con la introducción del concepto de estabilidad.

(Serie Fundamentos de la convección atmosférica de Robert Dorning: 1 2 3 4 5 6 7)