¿Cómo predecir el tamaño del granizo? Autor: RAM meteorología

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Este artículo esta tomado de la Revista del Aficionado a la Meteorologia. Enlace al ARTICULO ORIGINAL

Para estimar el tamaño del granizo, se necesita estimar la intensidad de las corrientes ascendentes del aire dentro de las tormentas. Para calcular la intensidad de dichas corrientes es fundamental  medir el grado de inestabilidad potencial en la atmósfera que apoya a la tormenta  en su desarrollo. Y por último, para estimar inestabilidad atmosférica,  debe utilizar los datos de los radiosondeos que miden la variación vertical de la temperatura y la humedad (Nota de la RAM. Estas variaciones en la vertical  de la T y humedad se pueden predecir mediante modelos numéricos de predicción, allí donde no hay sondeos o en los campos previstos). Los tres pasos en esta progresión merecen una más completa explicación.

El tamaño del granizo depende de la fuerza de la corriente aérea ascendente

El granizo se debe suspender en la corriente aérea ascendente de la tormenta para que tenga tiempo para crecer. Generalmente cuanto más grande es el granizo, más rápidamente cae; por lo tanto, corrientes aéreas ascendentes más fuertes se requieren para suspender granizos más grandes. El agua líquida en la nube tormentosa  que  va a cubrir el granizo debe estar en temperaturas por debajo de la congelación. El agua se congela sobre el granizo, aumentando  su tamaño. Eventualmente, o el granizo llega a ser demasiado grande para que la corriente aérea ascendente la suspenda en la región del crecimiento de la nube, o la corriente aérea ascendente se debilita.  De cualquier manera, el granizo cae. El laboratorio y los cálculos teóricos relacionan la velocidad de la caída del granizo (equivalente, la velocidad de la corriente aérea ascendente) con tamaño del granizo.

Algunos programas de tratamiento de datos de sondeos presentan valores estimados del tamaño del granizo, basados fundamentalmente en el valor del CAPE, área de color naranja y rojo, y bajo suposiciones básicas.

La fuerza de la corriente aérea ascendente depende de cuánta inestabilidad potencial está disponible en la atmósfera

Primero, algunas palabras sobre estabilidad. Imagínese un volumen de aire aislado hipotéticamente de sus alrededores. Si tal volumen de aire se fuerza hacia arriba, se refrescará a una razón conocida, basada sobre consideraciones termodinámicas. Si la elevación forzada cesa y el volumen de aire vuelve espontáneamente a su posición de salida, la estratificación de la temperatura (cómo la temperatura varía con altitud) de sus alrededores resulta estable. Esto sucede si, a la elevación, llega a ser más fresca (más densa) que la temperatura de su alrededor. Pero si acelera hacia arriba, lejos de su posición de salida, la estratificación de temperatura de su alrededores resulta ser inestable. Esto sucede si,  al elevarla, el volumen de aire llega a ser más cálido (menos denso) que su alrededor. La mayor parte del tiempo la inestabilidad atmosférica, si existe, es solamente potencial.

Para liberar esta inestabilidad, el aire cerca de la superficie tiene que ser elevado y ayudado hasta que llegue a flotar y pueda comenzar a elevarse  por sus propios medios o por si mismo. Hay un número de formas por las cuales el aire de abajo se puede forzar a subir a lo alto: el paso de un frente frío,  una vaguada en altura,  aire que fluye hacia  un terreno inclinado y se ve obligado a ascender, o, al igual que a menudo el caso, de las corrientes de aire convergentes cerca de la tierra. El aire elevado llega a ser más liviano y solamente después  su vapor de agua comienza a condensarse, generalmente a una cierta distancia sobre base de nube. Una nube una vez formada, el calor de la condensación  liberado se lanza internamente dentro del aire de la corriente aérea ascendente de la nube y favorece un empuje adicional. Si se libera bastante calor, la temperatura de la corriente aérea ascendente puede exceder la del aire fuera de la nube en el mismo nivel. A este punto, el aire de la corriente aérea ascendente de la nube llega a ser  más ligero y comenzará a elevarse por sus propios medios: ¡se observa la inestabilidad! Cuando sucede esto, las nubes de cúmulo adquieren una forma de  coliflor; burbujean e hierven hacia arriba.

Las tormentas con mayores corrientes ascendentes, contenido de agua líquida entre -10ºC y -30 ºC, y más organizadas, como las supercélulas, tienden a generar granizo de mayor tamaño que el resto de las estructuras convectivas.

La cantidad de inestabilidad potencial depende de la variación vertical de la temperatura y de la humedad

Para determinar inestabilidad potencial, los meteorólogos examinan las medidas de la temperatura y del punto de rocío (un parámetro de la humedad) obtenidos por radiosonda mientras que se eleva a través de la atmósfera. Trazan esta información sobre una carta termodinámica. Usando las características disponibles en esta carta, pueden visualizar qué sucedería a un volumen de aire, elevándose desde la superficie, que tiene una temperatura y un punto de rocío que comienzan a encajarlos con los valores esperados durante el calor del día. El punto de rocío le dice a meteorólogo cuánto vapor de agua hay disponible  para ser condensado. El meteorólogo compara la temperatura del aire elevado, que se refresca a una razón conocida mientras que se eleva, con temperatura del aire de su alrededor. Generalmente en una cierta distancia sobre la base de nube, el calor de la condensación lanzado dentro del volumen elevado de aire lo hace como fuente de calor respecto al aire fuera de la nube. En adelante, se elevan como un globo del aire caliente, acelerándose hacia arriba. Una capa de aire estable en la troposfera retarda y para invariable la corriente aérea ascendente. La cantidad de energía de flotabilidad acumulada por el volumen de la elevación depende de dos cosas: cuánto  más calido es el aire respecto al medioambiente o alrededor en cada nivel, y sobre qué rango de altitud sigue existiendo dicha flotabilidad.

La energía de flotabilidad acumulada es una medida de inestabilidad potencial. Tiene un nombre: Energía Potencial Disponible Convectiva, o CAPE, convective available potential energy. Se mide en términos de energía por unidad de masa, o julios por kilogramo. Un valor grande es 4000 J/Kg. El CAPE se utiliza para calcular velocidad máxima de la corriente aérea ascendente en la tormenta.

Para más detalles sobre el seguimiento de un asenso de  un volumen de aire en una carta termodinámica y la determinación del CAPE, vea el Web site de Weatherwise en www.weatherwise.org.

Resumiendo:

  1. Los datos de un radiosonda son necesarios para el cálculo de la inestabilidad potencial.
  2. Una medida de inestabilidad potencial es necesaria para el cálculo de la velocidad de la corriente aérea ascendente.
  3. Una estimación de la velocidad de la corriente aérea ascendente es necesaria para la estimación del tamaño del granizo.

Diagrama termodinámico conceptual. Variación de la temperatura y humedad medioambiental  con la altura en rojo y azul, respectivamente. Evolución de una burbuja ideal en verde. El área que existe entre la línea roja y verde, siempre que está quede a la derecha, es el valor del CAPE. Fuente: Weatherwise.

Un número de suposiciones se hacen en los cálculos de la inestabilidad potencial, de la velocidad máxima de la corriente aérea ascendente y del tamaño del granizo. Sin embargo, los predictores  generalmente aciertan en la distinción entre los días en que el granizo será pequeño, mediano, o grande

El redactor  que ha respondido es THOMAS SCHLATTER de Weatherwise. Es meteorólogo  jubilado y un voluntario en el Laboratorio de Investigación del Sistema Tierra de la NOAA en Boulder, Colorado.

Texto y figura final:

http://www.weatherwise.org/Archives/Back%20Issues/2009/July-August%202009/full-wqueries.html

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