Introducción

Esta lección abarca los siguientes temas:

• El rol de la energía radiante (radiación de onda corta y de onda larga) y los efectos de las nubes, la humedad y los gases traza en la transferencia radiativa en la atmósfera.
• El rol de las características de superficie para determinar la cantidad y separación de la radiación solar que incide en la superficie (tierra firme y agua, nieve y hielo; y los efectos de la vegetación y la humedad del suelo en los balances hídrico y de energía en la superficie).
• El rol de la transferencia turbulenta en la capa límite planetaria (entre la superficie y la atmósfera libre) y en la atmósfera libre (difusión vertical y horizontal) en respuesta al forzamiento radiativo.

A medida que estudie este material, usted:

• Adquirirá una comprensión básica de la emulación de la radiación y los procesos relacionados en los modelos de PNT.
• Comprenderá en qué circunstancias la física del modelo es el aspecto más importante para el pronóstico del modelo (en oposición a la dinámica del modelo).
• Comprenderá que la física del modelo ha sido optimizada específicamente para funcionar en determinadas situaciones y con ciertos modelos específicos.
• Comprenderá que las parametrizaciones de la física del modelo afectan otras parametrizaciones, la dinámica del modelo y la asimilación de datos, todo lo cual puede producir retroalimentaciones.
• Identificará los impactos de la física del modelo y los errores que produce en los pronósticos del modelo en y cerca del lugar del pronóstico.
• Identificará los efectos que son demasiado pequeños para que se puedan emular en el modelo (por ejemplo, la resolución de las características de superficie es gruesa, mientras que los resultados en el mundo real ocurren con una resolución fina).

La lección está estructurada de la forma siguiente:

• Procesos físicos: una descripción general de los procesos radiativos, de la superficie terrestre, de la superficie del mar y turbulentos.
• Parámetros de física: presenta un entorno interactivo para explorar el efecto de los parámetros de física en el pronóstico de superficie. Dado que a lo largo del día la importancia de la física del modelo para problemas de pronóstico específicos varía mucho de una estación o una masa de aire a otra, esta sección se centra en cómo los modelos emulan el ciclo diurno y cómo la física del modelo afecta los pronósticos del tiempo sensible. En esta parte se utilizan los datos de un modelo de una columna forzado con datos de advección obtenidos de observaciones reales.
• Sugerencias operativas: ofrece sugerencias relacionadas con la física del modelo que le ayudarán a hacer un mejor uso de los pronósticos del modelo.
• Ejercicios: una serie de preguntas que le ayudarán a integrar la información presentada en la lección y aplicarla en sus operaciones.
• Referencias bibliográficas: lista de materiales que apoyan la temática de la lección.

Procesos físicos

Definición y clasificación de la física del modelo

En términos generales, cuando hablamos de la «física del modelo» nos referimos a todos los procesos que se tratan en los modelos numéricos aparte de la dinámica, la convección y la microfísica de nubes y precipitación. En última instancia, estos procesos están principalmente vinculados al tratamiento de la radiación solar entrante (de onda corta) y terrestre saliente (de onda larga) en el modelo, tanto en la atmósfera como en la superficie.

Los efectos que pretendemos simular con las parametrizaciones de física del modelo suelen ser imposibles de resolver a escala de malla y se pueden categorizar de la forma siguiente:

• Radiación de onda corta (solar) y de onda larga (terrestre) en la atmósfera, que incluye los efectos de las nubes, el vapor de agua, los gases traza y los aerosoles.
• Características de las superficies marinas y terrestres y su impacto en cómo la radiación entrante afecta los balances del agua y la energía en la superficie; esto incluye los efectos producidos por el tipo de vegetación, el tipo de suelo, la cantidad de humedad en el suelo, la nieve, los cuerpos de agua y el hielo marino y terrestre.
• Transferencia mecánica de calor, humedad y momento entre el suelo y la capa límite planetaria (CLP) y entre la CLP y la atmósfera libre, por turbulencia; esto se ve afectado por el tratamiento de la radiación en la atmósfera y en el suelo.

Importancia de la física para el pronóstico del modelo

La medida en que la física del modelo influye en el pronóstico del tiempo sensible varía considerablemente según la situación meteorológica. En términos generales, sus efectos son:

• importantes cuando hay poco forzamiento dinámico o cuando los procesos físicos son intensos, como ocurre cerca del centro de un sistema de alta presión o durante una noche despejada sin viento;
• menores cuando hay mucho forzamiento dinámico, como durante el paso de un frente o cerca de la zona de desarrollo de una depresión.

Para ilustrar la importancia de la física del modelo para los pronósticos del tiempo sensible, consideremos la ecuación de predicción de la temperatura en un punto fijo.

Los términos de la derecha representan los cambios de temperatura producidos por la física del modelo en el interior de una parcela de aire que pasa sobre el punto fijo y la advección de las temperaturas hacia el punto fijo, respectivamente. Cualquiera de los dos términos puede dominar, algo que depende de las características del régimen de flujo.

La ecuación nos permite ver que el efecto de la física del modelo en la temperatura es más importante cuando:

• hay poca advección (vientos de baja velocidad y/o gradientes de temperatura poco intensos), o
• los procesos físicos son fuertes (cuando una parcela de aire individual experimenta grandes cambios de temperatura por calentamiento o enfriamiento sensible, condensación, evaporación, enfriamiento radiativo, etc.).

Cerca de la superficie terrestre, por ejemplo, la advección suele dominar el cambio de temperatura:

• cuando se produce un cambio de masas de aire o tras el paso de un frente, o bien
• en invierno, cuando los gradientes de temperatura y los vientos tienen a ser más fuertes.

Por otra parte, los efectos de la física normalmente dominan cuando:

• el ciclo diurno de radiación solar es fuerte (en verano),
• las parcelas están muy cerca del suelo y, por tanto, pueden sufrir un calentamiento o enfriamiento sensible, o
• los procesos de precipitación son considerables (liberación de calor latente y enfriamiento evaporativo).

*Pregunta sobre la ecuación de tendencia de la temperatura

Pregunta

Estas preguntas comparan los valores relativos de los términos de la ecuación de tendencia de la temperatura en verano con los de invierno después del paso de un frente frío típico. (Use los cuadros de selección para elegir la mejor respuesta para el enunciado.)

a) Situación típica de invierno: los valores de gradiente de temperatura representativos durante un evento posfrontal frío continental en latitudes medias son T = 3 °C/100 km, con una velocidad del viento de (V) = 10 m/s. En este caso, el término de advección V x T tiene un valor aproximado de -- 1 °C/h 0,5 °C/h 0,1 °C/h 0,01 °C/h en comparación con el índice de calentamiento de la física (dT/dt) de 1 °C/h para un típico día soleado en invierno sin manto de nieve.

1 °C/h

b) Situación típica de verano: los valores de gradiente de temperatura representativos durante un evento posfrontal pueden ser T = 0,5 °C/100 km con una velocidad del viento (V) = 4 m/s. En este caso, el término de advección V x T para verano tiene un valor aproximado de -- 1 °C/h 0,5 °C/h 0,1 °C/h 0,01 °C/h en comparación con un índice de calentamiento de la física (dT/dt) de 3 °C/h para una típica mañana soleada en verano.

0,1 °C/h

Las respuestas correctas son 1 °C/h para (a) y 0,1 °C/h para (b).

Si comparamos los términos de física y de advección a la hora de calentamiento máximo, el término de física es 30 veces mayor (0,1 °C/h en comparación con 3 °C/h) que el término de advección en verano, mientras que en invierno los valores de los términos de física y de advección casi se compensan (cada uno equivale a casi 1 °C/h). Como resultado de esto, en invierno prácticamente no hay diferencia de temperatura después de un evento posfrontal en un día soleado (algo que se observa a menudo), porque la dinámica cancela los efectos de la física. En verano, el calentamiento solar domina sobre la advección, de modo que aunque las temperaturas máxima y mínima cambien de un día para otro como resultado de la advección (dinámica), los efectos del ciclo diurno (física) en la temperatura siguen dominando. Pueden hacerse argumentos similares respecto de otras variables de pronóstico, como el contenido de humedad atmosférica.

Escoja una opción.

Errores en los pronósticos del tiempo sensible introducidos por la física del modelo

Gracias a los muchos años de estudio que se han realizado, estamos en grado de comprender y predecir bastante bien la dinámica de la atmósfera real, especialmente a escala sinóptica. ¿Podemos decir lo mismo sobre la física de la atmósfera real? La respuesta es afirmativa y negativa a la vez, por una serie de motivos.

Pese a que comprendemos bien varios de los procesos involucrados en la física atmosférica a las escalas temporales y espaciales diminutas a las que ocurren, es difícil transferir estos conocimientos de forma exacta para emular dichos procesos de pequeña escala a la escala grande de los actuales modelos de PNT. Esto se debe a que:

• Los valores de algunos parámetros importantes que afectan la física del modelo no se conocen bien a las escalas representadas por los modelos. Por ejemplo, aunque comprendemos cabalmente el proceso diurno en lugares individuales, no sabemos aplicar estos conocimientos de forma general para obtener buenas emulaciones del ciclo diurno en cualquier lugar y circunstancia.
• Hay muchos procesos físicos que no comprendemos bien a las escalas empleadas por los modelos. Para entender mejor el reto de emular la física del mundo real en los modelos de PNT, vamos a considerar tres ejemplos. Haga clic en cada proceso o característica para ver cómo se emula en los modelos.

1. Radiación que incide y escapa de la superficie terrestre
2. Humedad del suelo
3. Características de superficie

*Emulación de la radiación en el modelo

Sabemos cuánta energía solar llega hasta el límite superior de la atmósfera a escalas temporales climáticas diurnas, sinópticas y de corto plazo. Pero surgen incertidumbres al emular los efectos de la atmósfera y la superficie terrestre en la radiación solar entrante y la radicación terrestre saliente, algo que implica estos procesos:

• En la atmósfera:
  • transmisión/absorción;
  • reemisión (para la radiación de onda larga atmosférica);
  • reflexión;
  • dispersión.
• En la superficie terrestre:
  • transformación de la energía de onda corta en otras formas de energía en la superficie terrestre, de acuerdo con las condiciones de esa superficie en el área cubierta por la celda de malla del modelo;
  • emisión neta de radiación de onda larga hacia el espacio desde la superficie terrestre.

Estas incertidumbres existen porque:

• solo podemos emular de forma muy aproximada los efectos de la atmósfera y sus componentes (p. ej.: nubes, aerosoles y gases absorbentes) en el haz de luz solar entrante y la radiación de onda larga (terrestre) saliente;
• solo podemos estimar el estado de la superficie del mar y del suelo en los modelos, y sus efectos en la absorción de la radiación entrante de onda corta y su conversión posterior en formas de energía.
  • Los datos del mundo real que necesitamos para perfeccionar la emulación de la física en las superficies del mar y del suelo (por ejemplo: humedad del suelo y flujos superficiales) son incompletos.

Incluso si contáramos con un modelo de radiación perfecto, los pronósticos del modelo estarían sujetos a errores en:

• los análisis iniciales de humedad y nubosidad;
• las predicciones de la ubicación y el espesor de las nubes;
• las predicciones de la cantidad de humedad, aerosoles y gases traza en la atmósfera;
• los análisis, las predicciones y/o la definición del estado de las superficies oceánicas y terrestres.

*Emulación de la humedad del suelo en el modelo

La emulación de los procesos de la superficie terrestre en el modelo, que incluye la evolución de las condiciones de humedad del suelo, a menudo sufre debido a ciertos sesgos y errores sistemáticos del modelo que pueden producir retroalimentaciones las cuales, a su vez, agudizan el sesgo original. Si bien tales retroalimentaciones pueden tener poca importancia cuando la dinámica del modelo es fuerte y el forzamiento físico es débil (por ejemplo, durante el invierno), se vuelven muy importantes cuando la física del modelo domina sobre la dinámica. A modo de ejemplo para comprender cómo funcionan estos efectos de retroalimentación, supongamos que un sesgo positivo y sistémico en la precipitación del modelo ocasiona la humectación excesiva de los suelos de una región.

• Esto causa un exceso de evaporación que conduce a condiciones más frías y más húmedas en la superficie y la capa límite de lo que indican las observaciones.
• El aumento en la evaporación produce índices de humedad relativa más altos tanto en la región como en las áreas contiguas a sotavento.
• Esto da como resultado un aumento en la nubosidad y precipitación.
• El aumento en la precipitación intensifica el sesgo hacia un nivel alto de humedad del suelo y temperatura baja que ya existe en el modelo.
• El aumento en la nubosidad intensifica el sesgo hacia temperaturas bajas producto del mayor grado de evaporación.

Este ejemplo muestra la interconexión de las componentes de física del modelo y la reacción en cadena que provocan los errores de pronóstico. Como veremos a lo largo de la lección, los pronósticos del tiempo sensible pueden verse afectados por diferencias relativamente pequeñas en las condiciones en la superficie y la atmósfera y las técnicas de emulación empleadas.

*Emulación de las características de superficie en el modelo

El método empleado en el modelo de pronóstico para determinar las características de superficie puede inducir a errores que afectan los pronósticos del tiempo sensible. En esta figura, las imágenes de arriba muestran las características de la superficie real correspondientes a las celdas de la malla, que se pueden comparar con la emulación del modelo, que se muestra en las figuras de abajo. Podemos hacer varias observaciones:

• La celda de malla 1 del modelo (izquierda) contiene suelo desnudo definido como arena, pero además del área arenosa desnuda, la superficie real correspondiente a la celda de malla contiene una superficie de agua y un bosque. En tales situaciones no cabe esperar que el modelo capture los impactos en las variables de superficie o la atmósfera suprayacente provocados por las variaciones de temperatura y humedad del aire de superficie a una escala inferior a la malla.
• De forma análoga, en la celda de malla 2 (derecha), que el modelo trata exclusivamente como un bosque caducifolio, vemos una zona urbana.
• La celda de malla 2 del modelo también ilustra otro tipo de error. Observe que los árboles de la superficie real tienen hojas, mientras que en el modelo están desnudos. La cantidad de vegetación viva suele definirse de acuerdo con un valor climatológico que se basa en observaciones remotas. En este caso, posiblemente debido al brote temprano de la vegetación por una primavera más cálida de lo normal, hay un error considerable en las condiciones de vegetación, lo cual redunda en la temperatura y humedad cerca de la superficie, y en la profundidad y estabilidad de la capa límite planetaria.

Finalmente, las emulaciones individuales de la física del modelo (parametrizaciones) se ajustan u «optimizan» para producir los mejores resultados en los modelos en los cuales se utilizan y para las situaciones que ocurren CON MAYOR FRECUENCIA. Esto provoca errores cuando se emulan procesos físicos en situaciones extremas, ¡que son precisamente las que necesitamos pronosticar correctamente! Este es uno de los motivos por los cuales los esfuerzos futuros para mejorar los modelos de predicción numérica del tiempo se centrarán, al menos en parte, en mejorar la física. (Además, nos estamos acercando al límite de nuestra capacidad de mejorar los pronósticos del tiempo sensible aumentando la resolución para los cálculos dinámicos.)

Radiación atmosférica

Procesos de radiación de onda corta y de onda larga

Los procesos de radiación de onda corta (solar) y de onda larga (terrestre) ocurren a escalas temporales y espaciales muy pequeñas y se ven fuertemente afectados por la composición local de la atmósfera. Aunque la energía solar abarca las frecuencias ultravioletas, visibles y de infrarrojo cercano, alcanza su pico (aproximadamente la mitad de la energía solar total) en las longitudes de onda visibles. A medida que un haz de radiación solar directa atraviesa la atmósfera, su intensidad disminuye debido a:

• la absorción por las nubes, los aerosoles y diversos gases;
• la reflexión y dispersión por las nubes, los aerosoles y las moléculas de todos los gases.

Parte de la radiación solar reflejada y dispersada también alcanza la superficie en forma de radiación solar difusa. En promedio, aproximadamente la mitad de la radiación solar entrante en el tope de la atmósfera incide en el suelo.

El planeta emite energía de vuelta hacia el espacio, pero a longitudes de onda más largas. Conforme esta energía se desplaza hacia regiones más altas de la atmósfera, la absorben los gases de efecto invernadero, las nubes y los aerosoles. A su vez, dichos absorbentes atmosféricos reemiten esta energía de onda larga, pero en cualquier dirección y a una intensidad que viene determinada por la temperatura del objeto irradiante. Como resultado de la absorción y reemisión de la radiación de onda larga en la atmósfera, la temperatura media de la superficie terrestre es 33 °C más alta de lo que sería sin este proceso.

*Espectro electromagnético de onda corta (solar)

Esta gráfica compara el espectro de la energía de onda corta en el tope de la atmósfera con la energía que incide en la superficie terrestre, bajo condiciones promedio.

Los diferentes colores destacan las longitudes de onda específicas a las cuales el ozono, el oxígeno, el vapor de agua y el dióxido de carbono absorben la radiación solar entrante de onda corta. En la atmósfera real, la radiación de onda corta se absorbe a longitudes de onda preferenciales conocidas como líneas de absorción. La cantidad de absorción en cada línea depende de la cantidad total de gas absorbente a lo largo de la trayectoria directa del haz de luz solar entre el tope de la atmósfera y la superficie. Las demás diferencias que se observan entre el espectro de energía en el tope de la atmósfera (línea celeste) y el espectro de energía en la superficie (línea parda) de la gráfica son producto de la dispersión y reflexión provocadas por las moléculas del aire, los aerosoles y las nubes, que también se deben emular en los modelos numéricos. Observe que la energía de onda corta capturada por los absorbentes se reemite hacia arriba y hacia abajo en forma de radiación de onda larga.

*Espectro electromagnético de onda larga (terrestre)

Junto con una pequeña cantidad de radiación solar en el infrarrojo cercano, la radiación de onda larga emitida por la Tierra también se ve afectada en líneas de absorción preferenciales que están distribuidas de forma irregular a lo largo del espectro de onda larga.

Esta gráfica muestra las líneas de absorción de la radiación de onda larga entre 3,7 y 16,7 micrómetros y los agrupamientos o bandas de los principales gases absorbentes. La absorción de la radiación de onda larga es una función de la presión, la temperatura y la cantidad de gas absorbente. La radiación de onda larga absorbida se reemite hacia arriba y hacia abajo, pero a una longitud de onda y una intensidad diferentes, según la temperatura del absorbedor. Debido a que en el mundo real los procesos de absorción y reemisión suceden a escalas moleculares que no podemos simular con precisión en los modelos de PNT, necesitamos usar esquemas de parametrización de la radiación.

Lea la nota especial sobre la absorción de ozono en la página siguiente.

*Absorción de ozono

Quizás parezca un detalle de poca importancia contar con concentraciones de ozono correctas en la estratosfera, pero el uso cada vez más extendido de observaciones satelitales de radiancia en los sistemas de asimilación de datos requiere concentraciones exactas de todos los gases absorbentes en todos los niveles de la atmósfera, porque los datos satelitales se deben usar junto con la estructura vertical de concentraciones de absorbentes pronosticada para obtener la estructura vertical de temperatura en la columna atmosférica. La especificación inexacta de la concentración de gases absorbentes puede provocar errores en las temperaturas verticales y el rechazo incorrecto de los datos de teledetección en áreas con muchos datos o la incorporación de datos erróneos en áreas que carecen de datos. En ambos casos, la calidad de las condiciones iniciales del modelo y del pronóstico se degrada.

Limitaciones e impactos de los procesos de radiación en PNT

La parametrización de los procesos de radiación atmosféricos en los modelos de PNT implica:

• Dividir la atmósfera en capas verticales (como para los cálculos dinámicos) y pronosticar, diagnosticar o predefinir la cantidad de nubes, gas absorbente y/o aerosoles en cada capa.
• A continuación se hace un cálculo aproximado del efecto de todos los agentes absorbentes, dispersantes y reflectores en cada capa para determinar la cantidad de radiación entrante absorbida por cada capa y la cantidad total de radiación de onda corta que llega a la superficie.
  • Con el fin de acelerar los cálculos de radiación, en algunos modelos los efectos de las nubes se calculan para un conjunto agregado de capas gruesas.
• La cantidad de radiación de onda larga absorbida y reemitida en cada capa del modelo se calcula sobre la base de los valores medios de temperatura, presión y cantidad de sustancias absorbentes en la capa. Debido a que la radiación de onda corta absorbida afecta la temperatura de la capa, se incluyen también sus efectos en las emisiones de onda larga.

Debido a la gran cantidad de tiempo de cómputo que requieren, los esquemas de radiación de los modelos numéricos se suelen invocar con una frecuencia mucho menor que el paso de tiempo de la dinámica. Por ejemplo, el modelo WRF-NMM invoca el esquema de radiación solamente para cada hora simulada, mientras que calcula la dinámica a intervalos de 60 segundos. Por lo tanto, puede darse el caso de que en el modelo sigue haciendo sol después de que se hayan generado nubes y/o lluvia, especialmente en el caso de la convección. Para reducir la cantidad de error introducida por la poca frecuencia de los cálculos de radiación, el efecto de los cambios en el ángulo de incidencia solar en la intensidad de la radiación se toma en cuenta entre los pasos de tiempo del esquema de radiación.

Es posible que se necesiten algunas suposiciones de simplificación sobre las nubes y otros componentes atmosféricos radiativamente activos para acelerar el modelo, pero estas limitan la capacidad del modelo de manejar la radiación entrante de onda corta y saliente de onda larga. Estas suposiciones abarcan:

• el solapamiento de las nubes en diferentes capas del modelos;
• la geometría de las nubes, las partículas nubosas y los aerosoles;
• la fase del agua (líquida o hielo) de las nubes en las capas nubosas;
• la combinación las líneas de absorción de onda corta y de onda larga a frecuencias específicas en bandas absorción anchas para calcular la radiación;
• la relación entre la HR y la razón de mezcla del agua de las nubes de la capa del modelo y la nubosidad fraccional;
• la relación entre la cantidad de precipitación convectiva y la fracción de la celda de malla cubierta por nubes convectivas.

Los errores más grandes en los cálculos de radiación de onda corta y de onda larga son producto de errores que ocurren al predecir o diagnosticar la presencia de nubes en el modelo. También pueden surgir errores grandes a raíz de deficiencias del modelo al determinar los efectos de la nubosidad parcial, especialmente la relación entre la HR y razón de mezcla del agua en las nubes del modelo y la cantidad de nubosidad en el modelo. Las suposiciones de simplificación antes indicadas contribuyen a otros errores de transferencia radiativa en la atmósfera.

Procesos de superficie

Importancia de los procesos de superficie

En el mundo real, la superficie terrestre interactúa con la radiación solar entrante que queda después de la dispersión, reflexión y absorción por parte de la atmósfera. El balance de energía resultante en la superficie depende de factores tales como el albedo de la superficie, la cantidad de agua disponible en la superficie para producir evaporación, la vegetación en la superficie, la rugosidad de la superficie, el tipo de superficie (es decir, suelo, agua o hielo), la presencia de nieve y otras características. El balance de energía neto en la superficie determina en forma directa las temperaturas superficiales y las características de la capa atmosférica que siente los efectos directos de la superficie terrestre (la capa límite planetaria o CLP).

Los elementos del balance de energía en la superficie incluyen:

• la radiación solar entrante neta absorbida en la superficie (determinada por el ángulo solar y el albedo de la superficie);
• la cantidad de radiación de onda larga emitida por la superficie y reemitida por la atmósfera de vuelta hacia la superficie (radiación de onda larga neta);
• la cantidad de energía absorbida usada para calentar la superficie (calentamiento sensible), y para la evaporación y el calentamiento del suelo subsuperficial (flujo de calor del suelo);
• la facilidad con que la superficie se desprende del calor a través de los flujos de calor sensible y latente.

La verdadera absorción de radiación solar y el subsiguiente intercambio de calor sensible, humedad y momento entre la superficie y la atmósfera (y entre la superficie y el suelo) se ven afectados por una configuración detallada de estos factores:

• tipo de superficie (suelo, agua o hielo);
• tipo y cantidad de vegetación (a través del albedo, las características de evapotranspiración y la cantidad de vegetación viva, que se conoce como fracción de verdor);
• tipo de suelo (que determina la porosidad y las propiedades térmicas);
• rugosidad de la superficie (determinada por la vegetación y la topografía en tierra firme, y por la velocidad del viento sobre el agua).

Debido a que el balance hídrico en la superficie viene determinado en parte por la precipitación menos la evaporación, los balances de energía y de agua en la superficie terrestre están interconectados por la evaporación. La evaporación de la superficie se ve afectada por:

• la cantidad de energía solar entrante disponible;
• la cantidad de humedad del suelo disponible para evapotranspiración a través de la vegetación;
• la cantidad de agua retenida en las hojas de la vegetación que puede volver a evaporar;
• la existencia de un manto de nieve y su masa.

Cómo se emulan las características de superficie en el modelo

En los modelos de PNT, las parametrizaciones de la superficie terrestre emulan la interacción entre la superficie y la radiación entrante para:

• intercambiar calor, humedad y momento entre la superficie y la atmósfera, e
• impulsar la evolución de la CLP.

Para hacerlo, los modelos deben tener en cuenta los efectos de algunas o todas las características antes mencionadas.

En lo referente a la capacidad de un modelo de emular la superficie terrestre y representar los procesos radiativos con exactitud, hágase las siguientes preguntas:

• ¿Qué características se toman en cuenta en el esquema de superficie del suelo? ¿Cómo se modelizan? ¿Qué magnitud tienen sus efectos en relación con los procesos dinámicos tales como la advección?
• ¿De dónde provienen los datos iniciales de cada característica de superficie del modelo? ¿En qué medida son los datos de origen representativos de las diversas partes del área de pronóstico?
• ¿Cómo se maneja cada característica a medida que evoluciona el pronóstico del modelo? Por ejemplo, ¿se trata de una característica fija, o bien de una característica pronosticada según la interacción con la atmósfera del modelo?
• ¿En qué medida es realista la forma en que el modelo considera los procesos de superficie? Por ejemplo, para emular los cambios en la temperatura y humedad subsuperficial, muchos modelos separan el suelo en capas discretas. La cantidad de capas en el modelo de la superficie del suelo, y su espesor, afecta su capacidad de calcular con precisión la humedad y temperatura del suelo.

Los errores que ocurren al emular los procesos de superficie provocan errores en los pronósticos de temperatura y humedad cerca de la superficie y son producto de:

• Cantidades incorrectas de radiación de onda corta y de onda larga incidente en el suelo debido a pronósticos incorrectos de nubes y humedad atmosférica, etc.
• Albedo de superficie incorrecto debido a errores de representación de la superficie (ver abajo).
• Errores de representación de la superficie:
  • es posible que el tipo de vegetación y la fracción de verdor prescritos en la parte del modelo relacionada con la superficie del suelo no sean representativos de la zona a la hora del pronóstico;
  • es posible que el tipo de suelo (grosor y albedo) no sea representativo;
  • en invierno, es posible que el manto de nieve no se pronostique o prescriba con exactitud.
• Evaporación incorrecta debido a errores en la humedad del suelo, errores de precipitación o errores de representación de las condiciones de la superficie relacionados con la cantidad de vegetación o el tipo de suelo; o de errores de energía entrante.
• Retroalimentaciones provocadas por otros errores. Por ejemplo, la evaporación incorrecta puede causar errores en la nubosidad, los cuales provocarán errores en la radiación solar neta, que a su vez amplificará los errores ya existentes de temperatura en la superficie.

Procesos turbulentos en la atmósfera real

El calentamiento de la atmósfera por radiación ocurre principalmente gracias al transporte de calor, humedad y momento de la superficie terrestre a la CLP y la atmósfera libre. Esto es principalmente producto de la mezcla turbulenta generada a numerosas escalas temporales y espaciales pequeñas por remolinos impulsados en forma mecánica o hidrostática. Los procesos turbulentos producen estos transportes verticales de forma mucho más eficiente que los procesos moleculares como la conducción. Entre otras cosas, estos procesos ocasionan la modificación de las masas de aire polares que pasan sobre superficies más cálidas a medida que se desplazan hacia el ecuador, el desarrollo de la convección diurna y la frontogénesis a lo largo de los bordes horizontales de las superficies que tienen características contrastantes, como las interfases o zonas de contacto tierra-mar.

La CLP presenta fuertes variaciones diurnas, sinópticas (3 a 5 días) y estacionales. En términos generales, la profundidad de la CLP depende de:

• la cantidad de calor sensible y latente liberado por la superficie, que determina la estabilidad estática y el crecimiento de los remolinos turbulentos;
• la cantidad de cizalladura vertical del viento, que determina la cantidad de turbulencia mecánica disponible para alimentar el crecimiento de los remolinos turbulentos.

La temperatura en la superficie y los gradientes verticales de temperaturas y vientos en la parte más baja de la atmósfera dan impulso a la evolución diurna de la CLP. El resultado es que la CLP observada y el transporte vertical asociado entre la superficie y la atmósfera libre adquieren su mayor profundidad en días de mucho viento o cuando la temperatura de la capa superficial es mucho más alta que la de la atmósfera suprayacente (por ejemplo, un día soleado de verano cuando la superficie del suelo está seca o un día de invierno con intensa advección de aire frío sobre una superficie caliente). La CLP también tiende a ser más profunda sobre superficies rugosas, porque existe una relación directa entre el tamaño de los obstáculos en la superficie y el tamaño de los remolinos turbulentos cerca del suelo.

Por otra parte, cuando hay condiciones calmas y la superficie terrestre es más fría que la atmósfera suprayacente (por ejemplo, una noche calma o un día calmo con un manto de nieve profundo), la CLP es poco profunda y estable, con poco o ningún transporte vertical entre la superficie y la atmósfera libre suprayacente (están desacopladas).

En la atmósfera real, el transporte turbulento es más importante cerca de la superficie terrestre, donde los factores de calentamiento de la superficie, evaporación y fricción son más pronunciados. No obstante, la mezcla turbulenta del calor, la humedad y especialmente el momento también ocurre en la atmósfera libre y sus efectos acumulativos también se deben tomar en cuenta mediante parametrizaciones.

*Componentes de capa límite planetaria (CLP)

Esta página presenta información detallada sobre los elementos de la CLP observados en la atmósfera real y cómo se representan en los modelos de PNT.

La variedad de estructuras de la CLP y su evolución diurna son más evidentes en la estación cálida, cuando en las latitudes medias el ciclo diurno de radiación solar entrante produce las diferencias más grandes en la cantidad de energía disponible para los procesos de superficie durante el día y por la noche.

Esta gráfica muestra de forma esquemática los componentes que pueden estructurar la CLP y los cambios en su profundidad y orientación que ocurren a lo largo del ciclo diurno. Observe que conforme la profundidad de la CLP real y del modelo cambia, también cambia la cantidad de niveles que la forman en el modelo y la capacidad del modelo de capturar los procesos de la CLP. Los componentes diurnos son impulsados por conducción, convección y turbulencia. Los componentes nocturnos son impulsados por conducción y enfriamiento radiativo. Haga clic en cada elemento de la figura para obtener más información sobre las características de las capas y cómo se emulan en los modelos.

Capa de contacto

Características reales

• Situada en el fondo de la CLP; una capa fina (centímetros de profundidad) que está en contacto directo con la superficie terrestre.
• Transfiere calor y humedad verticalmente por conducción y procesos moleculares.
• Se halla en el punto donde comienza el intercambio entre la superficie terrestre y la atmósfera.
• Las diferencias de temperatura y humedad entre el aire y la superficie física determinan la dirección del intercambio (por ejemplo, aire caliente sobre una superficie fría produce la conducción de calor del aire a la superficie, el enfriamiento del aire y el calentamiento de la superficie).

Emulación numérica

• Normalmente, los flujos de la capa de contacto se estiman:
  • usando las diferencias entre los valores de temperatura y humedad de la superficie y la primera capa (o los valores de temperatura y humedad a la altura de la garita meteorológica extrapolados a partir de la primera capa del modelo, si la resolución vertical del modelo cerca del suelo es demasiado gruesa) para obtener cálculos aproximados de los gradientes verticales de temperatura y humedad;
  • usando las diferencias entre los valores del viento de la superficie y la primera capa (o un nivel de 10 m extrapolado como en el punto anterior) para obtener cálculos aproximados de los efectos aerodinámicos en el flujo de calor sensible y latente.
    • Por lo general, un fuerte gradiente vertical del viento producirá flujos más intensos. Un fuerte gradiente vertical de temperatura y humedad producirá flujos verticales más grandes de calor y humedad, respectivamente.
    • La exactitud de los gradientes verticales de temperatura, humedad y viento (y, por tanto, de los flujos) depende de:
      • la temperatura pronosticada de la capa superficial del suelo, la cual depende de la emulación exacta de los balances de energía y de agua en la superficie);
      • la temperatura, la humedad y el viento pronosticados para la primera capa (y extrapolación al nivel de la garita, si corresponde);
      • la rugosidad asignada a la superficie, que determina en parte el gradiente vertical del viento. Según el modelo, la rugosidad de la superficie puede ser fija, pasar por un ciclo anual (p. ej.: vegetación caducifolia) o variable según la velocidad del viento (p. ej.: emulación del efecto de las olas oceánicas en la rugosidad de la superficie). Sobre tierra firme, es posible que la rugosidad de la superficie se asigne de acuerdo con el tipo de vegetación o a partir de un conjunto de datos independiente.

Atmósfera libre

Características reales

• Situada más allá de la cima de la CLP, donde la superficie no afecta el flujo directamente.
• En su parte inferior se producen intercambios de calor, humedad y momento con la CLP.
• No está sujeta a forzamientos directos por parte de los procesos radiativos.
• Aunque el transporte horizontal y vertical por movimientos de escala inferior a la malla (por ejemplo, remolinos turbulentos horizontales y verticales y ondas de gravedad) es menor que en la CLP, se debe tener en cuenta.
  • En términos generales, los remolinos son forzados por la cizalladura horizontal y vertical del viento.
  • Las ondas de gravedad de rápida propagación son forzadas en topografía de superficie muy variada, con picos muy marcados, un comportamiento muy distinto del flujo de momento en la CLP creado por la cizalladura vertical del viento.
    • El rozamiento que afecta el momento horizontal cuando la topografía de superficie es muy variable se coloca donde la velocidad de la onda de gravedad equivale a la velocidad horizontal del viento.

Emulación numérica

• Los procesos dinámicos dominan.
• Determina la velocidad de la mezcla turbulenta a partir de parámetros de estabilidad y cizalladura del viento (esto es importante, por ejemplo, en regiones con fuertes gradientes de temperatura y en proximidad de un máximo de velocidad de corriente en chorro).
• Usa los gradientes verticales de humedad, calor y momento para determinar el resultado final de la mezcla. Aunque la mezcla tiende a ser leve en la atmósfera libre, puede ser intensa en la zona de contacto entre la CLP y la atmósfera libre.
• Ondas de gravedad (un caso especial de turbulencia).
  • Normalmente, los efectos se emulan mediante las variaciones topográficas dentro de cada celda de malla.
    • La velocidad de la onda de gravedad se estima con base en criterios de estabilidad y la rugosidad de la topografía.
    • Se precisa la velocidad de la onda de gravedad para determinar la cantidad y distribución vertical del momento generado por dicha onda (donde la velocidad estimada de la onda coincide con el viento horizontal).
      • Los errores de gradiente vertical de temperatura y viento (estabilidad) y los errores de velocidad del viento (ubicación de las regiones donde se debe colocar el momento generado por la onda de gravedad) producirán ciertos efectos en la posición de la corriente en chorro en proximidad y a sotavento de las montañas, la ciclogénesis a sotavento y el movimiento de aire frío al lado de sotavento de las cordilleras.

Capa límite estable (CLE)

Características reales

• Se forma en noches calmas y despejadas y cuando aire más cálido pasa sobre una superficie más fría.
• Evoluciona principalmente por conducción con el aire en la capa de contacto, con cierto aporte adicional por enfriamiento radiativo.
• Se forma después de la descomposición de la capa superficial superadiabática que ocurre a medida que el suelo se enfría después del calentamiento máximo de media tarde.
• A la puesta del Sol, la capa superficial, la capa de contacto y la capa límite de superficie pueden fusionarse. Conforme avanza la noche y continúa el enfriamiento por conducción de la superficie fría, la capa superficial se convierte en una fracción más pequeña de la capa límite de superficie, con flujos de humedad, calor y momento constantes y normalmente pequeños y/o negativos.
• La capa límite de superficie no tiene un tope marcado, sino que hay una transición gradual en la parte superior de la inversión térmica nocturna.

Emulación numérica

Indirecta:

• Estimando las tasas de conducción entre las capas inferiores del modelo y el suelo sobre la base de los gradientes verticales de temperatura, humedad y momento.
• Normalmente se usa el mismo esquema empleado para una capa mezclada.

Capa superficial

Características reales

• El calor, la humedad y el momento se transportan por convección (inestabilidad térmica) durante el día y, por la noche, por conducción con la capa de contacto.
• Comprende aproximadamente el próximo 10 % de la CLP arriba de la capa de contacto en una CLP diurna bien desarrollada o una capa límite estable (CLE) nocturna bien desarrollada.
• La magnitud de los transportes en la capa de superficie depende de los flujos salientes de la capa de contacto y, por tanto, es sensible a los perfiles de temperatura, humedad y vientos cerca de la superficie.
• Es la fuente de los remolinos ascendentes o térmicas que dan impulso a la capa mezclada durante el día.
• Actúa como un «amortiguador» entre la capa de contacto y la capa superficial del suelo y el resto de la atmósfera, por turbulencia, con transportes de calor, humedad y momento casi constantes entre la capa de contacto y la capa mezclada durante el día y la capa límite de superficie por la noche.
• Por la noche, la evolución es un poco más complicada: inmediatamente después de la puesta del Sol, la capa de contacto, la capa superficial y la capa límite de superficie se fusionan, pero posteriormente se desarrollan las tres entidades individuales.

Emulación numérica

• Asigna o determina la profundidad de la capa superficial de acuerdo con el comportamiento observado de la capa superficial y la resolución vertical del modelo.
• Se supone que el flujo de la capa de contacto es constante a través de la capa superficial.
• La exactitud depende del cálculo de flujo de la capa de contacto (vea capa de contacto).

Capa mezclada

Características reales

• El modo de transporte principal es por turbulencia durante el día, cuando la superficie es más caliente que la atmósfera suprayacente.
• Situada entre la capa superficial y el área donde se incorpora el aire seco de la atmósfera libre en la CLP (la zona de efecto de arrastre).
• Los transportes verticales varían y dependen del tamaño y la intensidad de los remolinos turbulentos.
• El tamaño vertical de los remolinos turbulentos depende del gradiente térmico vertical, la distancia de la superficie y la cizalladura vertical del viento (de modo que la velocidad de evolución de la capa mezclada depende de la cantidad de calentamiento en la superficie).
  • Nota: los remolinos grandes individuales creados por el calentamiento diferencial de la superficie a escalas pequeñas (entre decenas y centenas de metros) pueden efectuar transportes en sentido contrario al gradiente predominante de gran escala antes de que los gradientes verticales de gran escala se tornen inestables, como ya observamos en la descripción de la evolución de la CLP; esto produce el transporte de aire cálido y húmedo de una capa que a escala de malla es fría, a las capas suprayacentes más cálidas. Este flujo contragradiente rompe la inversión nocturna y permite la evolución de la CLP antes de los que se hubiera esperado.
• Tiene una superficie superior o tope bien marcada que se caracteriza por una capa estable o inversión térmica.

Emulación numérica

• Según el modelo, la altura del tope de la CLP se diagnostica de acuerdo con criterios de estabilidad de las capas inferiores del modelo.
• Calcula o establece coeficientes de mezcla para cada capa entre la capa superficial y el tope de la CLP.
• Puede permitir la mezcla entre capas no contiguas en un solo paso de tiempo o limitar la mezcla exclusivamente a capas contiguas.
• Puede emular la mezcla vertical por remolinos de pequeña escala antes de que lo permitan los gradientes verticales de temperatura y humedad de gran escala (compensa el flujo contragradiente).

Zona de arrastre

Características reales

• Área donde las parcelas de la «atmósfera libre» se pueden incorporar a la CLP por mezcla turbulenta; crece hacia arriba a medida que aumenta la profundidad de la capa superadiabática.
• Si se ha alcanzado el nivel de condensación por ascenso (NCA), contendrá cúmulos o estratocúmulos.
• A menudo, el tope de la zona de arrastre se caracteriza por una inversión térmica producto de subsidencia de gran escala y el enfriamiento y la humectación producto de la evaporación de los cúmulos poco desarrollados. La existencia de una inversión térmica tiende a suprimir el desarrollo vertical de la CLP y permite la acumulación de energía húmeda estática en la CLP.
• El enfriamiento y la humectación de la zona de arrastre a través de intercambio turbulento o del ascenso de gran escala puede reducir la intensidad de esta capa e incluso eliminarla, y provocar convección explosiva si la CLP es suficientemente inestable.

Emulación numérica

• No se emula directamente, aunque en los modelos de PNT suele existir una zona de transición entre la CLP y la atmósfera libre, la cual puede incluir a capa de inversión estable.
• Algunos modelos usan un esquema de convección poco profunda como una extensión del esquema de CLP para manejar la zona de arrastre.
• Si la resolución vertical del modelo es demasiado baja, es posible que esto no se capture en absoluto y que no se observe la inversión.

Capa de inversión

Características reales

• Una capa estable arriba de una capa mezclada residual después del desacoplamiento de la superficie y la atmósfera producido por el efecto de arrastre anterior en la CLP activa de día.
• La inversión se mantiene hasta que la capa mezclada alcance su nivel al día siguiente.
• Impide la interacción con la atmósfera libre.
• La advección y subsidencia afectan la intensidad de la inversión limitante.

Emulación numérica

• No se emula directamente, aunque en los modelos de PNT suele aparecer una capa de inversión estable como zona de transición entre la CLP y la atmósfera libre.
• A menudo es demasiado poco profunda para poderse representar bien en los modelos, especialmente donde la resolución del modelo es relativamente baja debido a la elevación y cuando la CLP es mucho más profunda de lo acostumbrado.

Capa residual

Características reales

• La capa bien mezclada e inactiva (ya no se produce mezcla) que queda después del anochecer, una vez que la atmósfera se desacople de la superficie. La mezcla turbulenta se vuelve insignificante poco después de la puesta del Sol.
• Conserva las características de la capa mezclada diurna, y solo se modifica por enfriamiento radiativo o advección horizontal.
• Sigue existiendo hasta que el calentamiento de la superficie del día siguiente vuelva a acoplar la superficie y la capa mezclada residual, produciendo un rápido «salto» en la altura de la CLP.

Emulación numérica

• Suele emularse bien cuando la superficie terrestre se desacopla de la atmósfera, pero depende de la capacidad del modelo de describir la estructura de la capa límite.

Interfase entre la CLP y la atmósfera libre, convección poco profunda

Características reales

El intercambio de calor, humedad y momento entre la CLP y la atmósfera libre ocurre en la capa de arrastre. En el mundo real, tales intercambios ocurren por acción de remolinos turbulentos a un ritmo que depende de la cizalladura vertical del viento y los gradientes verticales de temperatura y humedad a las escalas horizontales y verticales de dichos remolinos. Los cúmulos de buen tiempo que se notan con frecuencia en días soleados, especialmente durante la estación cálida, ofrecen evidencia visual de la existencia de estos remolinos turbulentos.

Emulación en modelos numéricos

En la predicción numérica del tiempo, la capa de arrastre se parametriza a través del esquema de convección poco profunda. Tales esquemas pueden ser una extensión del esquema de la CLP o un esquema de convección poco profunda independiente.¹ En ambos casos, el modelo debe considerar la mezcla hacia abajo del calor y momento y la mezcla hacia arriba de la humedad entre la CLP y la atmósfera libre. De no tener en cuenta estos aspectos, veríamos errores considerables en el pronóstico de la CLP y la zona de transición entre la CLP y la atmósfera libre del modelo, con ramificaciones para las predicciones de temperatura y humedad, de los índices de estabilidad tales como CAPE y CIN, y de la nubosidad de la CLP.

En el caso de los modelos no hidrostáticos que representan los procesos convectivos de forma explícita, sin recurrir a un esquema de parametrización de la convección, es necesario usar un esquema de convección poco profunda, ya que en caso contrario el modelo no incluye este proceso.

Impacto en los modelos numéricos

Un esquema de convección poco profunda subactivo producirá una CLP:

• excesivamente húmeda,
• demasiado poco profunda,
• excesivamente fría,
• con demasiadas nubes estratus.

Un esquema de convección poco profunda hiperactivo produce los efectos opuestos en la CLP.

Errores del modelo en la predicción de la CLP

La exactitud de los transportes verticales entre la superficie del modelo y la atmósfera libre a través de la CLP simulada se basa en parte en la precisión de los pronósticos del modelo de la temperatura de la capa superficial del suelo y de la temperatura, la humedad y el viento cerca de la superficie a escala de malla. Esto puede parecer un reto insuperable, especialmente:

• si consideramos la escala de los procesos turbulentos que se están emulando;
• porque la exactitud del balance energético y la temperatura en la superficie depende de:
  • suposiciones adicionales necesarias en las parametrizaciones de la radiación y la física de superficie;
  • el aporte de la dinámica al pronóstico de estructura vertical de temperatura, humedad y viento.

De hecho, al cabo de pocas horas las celdas de malla individuales pueden verse muy afectadas por los errores de física del modelo. No obstante, la experiencia demuestra que a menos que se produzcan errores considerables en la nubosidad o temperatura de superficie a gran escala, los efectos sinópticos de los procesos turbulentos se emulan bastante bien. Aun así, los errores locales provocados por las insuficiencias en la parametrización de la CLP y de otros aspectos de física en el modelo pueden ir acumulándose y, con el tiempo, causar retroalimentaciones de alcance sinóptico.

Los errores del modelo relacionados con la CLP pueden deberse a errores de física y dinámica, como:

• los errores que producen un balance energético superficial incorrecto y, por consiguiente, temperaturas de la capa superficial incorrectas en el modelo, entre los cuales se incluyen:
  • errores nubosidad,
  • errores de manto de nieve,
  • errores de humedad del suelo,
  • errores de difusión del calor del suelo,
  • errores de descripción de la superficie, como el tipo y la cantidad de vegetación, y el manto de nieve y su equivalente en agua;
• los errores que producen gradientes térmicos o índices de cizalladura vertical del viento incorrectos, entre los cuales se incluyen:
  • errores de advección de temperatura,
  • errores de temperatura de la capa superficial del suelo,
  • errores de pronóstico del viento,
  • determinación incorrecta de la rugosidad de superficie en el modelo;
• faltas de exactitud en la emulación de la superficie y de la CLP en sí, incluidos los errores de:
  • flujos de humedad y/o calor en el modelo de suelos,
  • posición supuesta o diagnosticada de la parte superior de la CLP,
  • perfil supuesto o diagnosticado del viento, la temperatura y la humedad cerca de la superficie,
  • mezcla de calor, humedad y momento por una parametrización hipoactiva o hiperactiva de la convección poco profunda (ya sea dentro del esquema de CLP o aparte);
• las suposiciones necesarias para cerrar el ciclo de cálculo de la CLP, como:
  • el perfil de tasas de difusión de calor, humedad y momento en la CLP, y
  • la medida en que coinciden el tamaño real de los remolinos turbulentos y las hipótesis de cierre (cierre local o no local). Vea la explicación del concepto de cierre más adelante.

En la próxima sección veremos cómo los cambios en los parámetros usados para los procesos de emulación física de radiación y superficie afectan el pronóstico del modelo, incluido el desarrollo de la CLP en el modelo.

Hipótesis de cierre

En términos generales, el cierre es el lazo entre las suposiciones de parametrización del modelo y las variables pronosticadas. En el caso de la CLP, los vientos, las temperaturas y la humedad pronosticados para la superficie y cerca de la superficie se usan para estimar la cantidad de energía hidrostática y mecánica que estará disponible para crear la CLP del el modelo. A continuación, los transportes producidos en la CLP se usan para ajustar aún más las variables pronosticadas. La exactitud de cierre depende en parte del nivel de interacción interna que se incluye en los cálculos (orden de cierre). Por ejemplo, el cierre de primer orden solo estima el efecto de los remolinos turbulentos en el crecimiento de la CLP, pero el cierre de segundo orden estima estos efectos y además el efecto mutuo de los remolinos turbulentos. Además, la parametrización de la CLP puede suponer que se producirá la mezcla de toda la CLP o solo de capas contiguas en determinado punto de la CLP durante un paso de tiempo (cierre no local o local, vea la representación gráfica de la figura).

En teoría, el cierre local de orden superior debería producir resultados más exactos para la CLP (por ejemplo, mejores pronósticos de turbulencia o parámetros usados para estimar la turbulencia, como el número de Reynolds). No obstante, resulta que las resoluciones verticales y temporales necesarias para obtener mejoras exceden las resoluciones actualmente empleadas en los modelos operativos. Es de esperar que a medida que aumenta la resolución de la representación de la troposfera inferior y de la atmósfera cerca de la superficie, veremos una mejora de la emulación de la CLP.

Parámetros de física

En la sección Parámetros de física del menú a la izquierda, seleccione el subtema correspondiente a cada parámetro, cada uno de los cuales comprende tres páginas:

• Introducción: una descripción del impacto del parámetro en otras variables en el mundo real y en el pronóstico del modelo.
• Caso de estudio: casos ejecutados con un modelo de una columna que ilustran el efecto producido por la aplicación de valores distintos a los parámetros en el sondeo de pronóstico de temperatura y punto de rocío del modelo.
• Pregunta: un escenario de pronóstico en el cual usted evalúa el efecto del parámetro en las variables de pronóstico importantes.

Aunque recomendamos leer todas las subsecciones por completo, si usted considera que sus conocimientos respecto de un parámetro son suficientes, puede comenzar con la pregunta para ver si la puede contestar y luego estudiar las demás páginas según le parezca conveniente.

Nubes: introducción

La emulación de la nubosidad afecta la cantidad de energía que queda disponible para calentar la superficie del modelo después de la reflexión, dispersión y absorción de la radiación solar entrante antes de que incida en la superficie. Los modelos operativos actuales pronostican las nubes de forma explícita en el esquema de precipitación y pasan la información de agua en las nubes resultante al esquema de radiación.

Las nubes se pueden manejar de forma distinta según se trate de usos de radiación o de precipitación. Algunos modelos no pueden «percibir» los cúmulos poco profundos parametrizados que afectan la radiación, por ejemplo, porque no hay precipitación del esquema de parametrización de la convección a partir de la cual se puedan diagnosticar tales nubes.

La presencia o ausencia de nubes en un pronóstico específico puede afectar profundamente la cantidad de energía disponible para el balance de energía en la superficie. Las nubes son notoriamente difíciles de predecir con exactitud en los modelos.

Los modelos también pueden diagnosticar otras características de las nubes que son importantes para los procesos de radiación. Por ejemplo, la fracción de una capa de la malla que contiene nubes (fracción de nubosidad) se puede estimar sobre la base de un valor crítico de razón de mezcla del agua en las nubes. Donde se diagnostique nubosidad parcial, se debe recurrir a hipótesis sobre cómo están superpuestas las zonas de nubosidad de las diferentes capas. Además, como el comportamiento radiativo de las nubes de hielo y de agua es diferente, los efectos de la fase del agua en las nubes se deben emular, incluso si la fase del agua en las nubes no recibe tratamiento en la parametrización de precipitación y nubes.

Para examinar el efecto de la capa nubosa en el pronóstico del modelo, el modelo de una columna fue forzado en tiempo real con datos para junio y julio obtenidos en la región al sur de los Grandes Llanos de Norteamérica y una cantidad moderada de humedad del suelo. Los ciclos de ejecución se iniciaron a las 12 UTC/6 hora local. La única condición inicial que se cambió fue la nubosidad en los niveles medios, de acuerdo con el diagnóstico del esquema de radiación del modelo. Por lo tanto, las diferencias entre los ciclos de ejecución del modelo son producto de las diferencias en la nubosidad diagnosticada en el modelo y los efectos de estas en la física del modelo. Se utilizaron las siguientes tres condiciones de nubosidad:

• cielos despejados
• nubes gruesas en niveles medios
• nubes delgadas en niveles medios

En la página siguiente pasaremos por las etapas de un ciclo diurno de cada experimento y utilizaremos diagramas oblicuos T - log p para examinar la evolución de la superficie y la CLP que resulta de las diferencias en las capas nubosas y el grosor de las nubes.

Nubes: caso de estudio

Cada uno de estos tres casos (cielos despejados; nubes delgadas en niveles medios; y nubes gruesas en niveles medios) se presenta mediante un gráfico interactivo de dos paneles (gráfico conceptual y diagrama termodinámico) y una tabla con explicaciones escritas.

En el gráfico interactivo, debajo del diagrama termodinámico, haga clic en «Siguiente» y «Anterior» para pasar por los diferentes intervalos temporales o en «Reproducir» para ver toda la secuencia animada. A fines de comparación, los diagramas termodinámicos se trazan junto al caso de cielo despejado. En el diagrama termodinámico, conforme evolucionan la capa límite planetaria (CLP) y la capa límite estable (CLE) o de superficie, el nivel superior de cada una se identifica mediante una línea horizontal a la derecha del perfil de temperatura. Como verá, los efectos de las distintas capas nubosas en la estructura vertical de temperatura durante la primera hora de simulación son mínimos, pero en el transcurso del día las diferencias se vuelven bastante pronunciadas. Cuando termine de estudiar un caso, desplácese hasta el final de la tabla correspondiente para ver el ciclo diurno detallado de la temperatura en la capa superficial.

Una vez que termine de estudiar los tres casos, haga clic en el botón para pasar a la página siguiente; tendrá que contestar una pregunta relacionada con los casos.

1. CASO DE CIELOS DESPEJADOS

Caso de cielos despejados, ciclo diurno

La gráfica muestra estructuras adicionales cerca de la superficie que no son visibles en el diagrama termodinámico oblicuo T - log p. Dichas estructuras determinan en qué medida el calentamiento superficial impulsará la evolución de la CLP y son indicaciones importantes de la inestabilidad de la capa límite.

• La evolución de la CLP/capa mezclada durante el día es impulsada por un gradiente de temperatura superadiabático en la capa superficial.
  • La diferencia de temperatura entre la superficie y el nivel de 995 hPa, que se usa para determinar el flujo de calor sensible en la superficie, se desarrolla para las 08 hora local (14 UTC), se mantiene hasta las 17 hora local (23 UTC) y alcanza un máximo de 2,5 grados (superadiabática).
  • La temperatura máxima a la altura de la garita meteorológica (2 m) es 34,5 °C.
• El desarrollo de una CLP estable se ve facilitado por una superficie que es más fría que la temperatura del aire después de las 17 hora local (23 UTC).
  • La inversión térmica entre el nivel de 995 hPa y la capa superficial del suelo comienza a desarrollarse alrededor de las 18 hora local (00 UTC) y se intensifica con el transcurso de la noche, hasta alcanzar un máximo de 4,5 grados al amanecer (hora local).
  • La temperatura mínima a la altura de la garita meteorológica (2 m) llega a 24,4 °C.

2. CASO DE NUBES GRUESAS EN NIVELES MEDIOS

Caso de nubes gruesas en niveles medios, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que no se pueden detectar fácilmente en un diagrama termodinámico, pero que son importantes porque indican inestabilidad en la capa superficial y, por consiguiente, la medida en que el calentamiento en la superficie impulsará la evolución de la CLP.

• Con una capa de nubes gruesas, el gradiente de temperatura en la capa superficial es menos intenso (y la CLP será menos profunda y evolucionará más despacio).
  • La diferencia de temperatura entre la superficie y el nivel de 995 hPa no se desarrolla hasta las 09 hora local (15 UTC) y solo se mantiene hasta las 16 hora local (22 UTC); solo abarca 1 a 1,5 grados.
  • La temperatura máxima a la altura de la garita meteorológica (2 m) solo llega a 29,5 °C.
  • El desarrollo de una CLP estable se ve facilitado por la superficie más fría.
  • Hay diferencias más pequeñas (de 1 a 1,5 grados) en la temperatura entre la superficie y el nivel de 995 hPa después de las 17 hora local (23 UTC) que en el caso de cielos despejados.
  • La temperatura mínima a la altura de la garita meteorológica (2 m) es 24,7 °C, levemente más alta que en el caso de cielos despejados.

3. CASO DE NUBES DELGADAS EN NIVELES MEDIOS

Caso de nubes delgadas en niveles medios, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que no se pueden detectar fácilmente en un diagrama termodinámico, pero que son importantes porque indican inestabilidad en la capa superficial y, por consiguiente, la medida en que el calentamiento en la superficie impulsará la evolución de la CLP.

• Con nubes más delgadas se obtienen resultados entre los del caso de nubes gruesas y el de cielos despejados.
  • La diferencia de temperatura entre la superficie y el nivel de 995 hPa no se desarrolla hasta las 09 hora local (15 UTC) pero se mantiene hasta las 17 hora local (23 UTC) y oscila entre 1,25 y 1,75 grados.
  • La diferencia de temperatura entre 2 metros de altura y el nivel de 995 hPa abarca aproximadamente el mismo marco temporal y oscila entre 0,5 y 0,7 grados.
  • La temperatura máxima al nivel de la garita meteorológica (2 m) es 31°C.
  • Observe el pequeño «salto» en la temperatura que ocurre a las 17 hora local (23 UTC). Esto se debe al aumento en la radiación solar entrante causado por un adelgazamiento temporal de la capa nubosa de niveles medios relativamente poco espesa.
• Después de las 17 hora local (23 UTC), la evolución de la inversión nocturna se ve facilitada por temperaturas superficiales más bajas que las temperaturas en 995 hPa. Los gradientes de temperatura nocturnos son más fuertes que en el caso con nubes gruesas, pero más débiles que en el caso de cielos despejados.
  • La inversión térmica entre la temperatura de la capa superficial del suelo y el nivel de 995 hPa surge aproximadamente a las 18 hora local (00 UTC), alcanza un máximo cerca del anochecer y luego oscila a lo largo de la noche entre 1,5 y 2 grados.
  • La temperatura mínima a la altura de la garita meteorológica (2 m) de 24,8 °C es la más alta de los tres casos. Esto se debe a la energía adicional introducida durante el día por la capa nubosa más delgada en los niveles medios.

Nubes: pregunta

Superficies acuáticas: introducción

Superficies acuáticas en el mundo real

Si bien las temperaturas superficiales más altas y la actividad de evapotranspiración adicional de la vegetación que se notan en las superficies terrestres casi saturadas pueden permitir un mayor grado de evaporación durante el día, por la noche, las superficies acuáticas permiten más evaporación que las superficies terrestres casi saturadas, por sus temperaturas más altas y la interrupción de la evapotranspiración de las plantas.

El calor que la luz solar introduce en las superficies acuáticas puede alcanzar una profundidad considerable gracias a la mezcla causada por la energía mecánica del viento y, a veces, cuando la superficie de agua está enfriándose, por la circulación del agua provocada por la convección. El agua es también un mejor reservorio de calor que el suelo, debido a:

• su alta capacidad calorífica,
• la profundidad a la cual el calor puede llegar por acción de mezcla,
• su pérdida de calor por enfriamiento sensible y evaporativo de onda larga relativamente lenta en la interfase agua-atmósfera, debido a temperaturas de superficie normalmente más bajas.

Por lo tanto, normalmente las temperaturas superficiales de los lagos y los mares cambian más despacio que las temperaturas superficiales en tierra firme.

Finalmente, al igual que la atmósfera, el agua puede transportar el calor a través de las corrientes superficiales y subsuperficiales de los lagos y océanos.

Tratamiento de las superficies acuáticas en los modelos de PNT

Por necesidad, los modelos de PNT no acoplados a un modelo oceánico o lacustre simplifican enormemente las superficies acuáticas, ya que:

• establecen la temperatura de la superficie del agua durante el pronóstico en un valor inicial fijo observado, una temperatura de la superficie del agua basada en climatología o alguna combinación de ambos;
• suponen que la atmósfera no se verá afectada por los cambios que pueden producirse en la temperatura de la superficie del agua durante la evolución del pronóstico,
• suponen que durante la evolución del pronóstico la atmósfera real no puede afectar la temperatura de la superficie del agua en medida considerable.

Como el suelo suele ser más rugoso que el agua, el efecto de las fuerzas friccionales es mayor sobre tierra firme. Por lo tanto, en términos generales la misma cantidad de mezcla de momento hacia abajo sobre tierra firme producirá en vientos de superficie más débiles y orientados más hacia zonas de presión más baja de lo que ocurre sobre los océanos. Sin embargo, no debemos olvidarnos de los efectos del agua en la estabilidad durante la estación cálida: si el agua es más fría que el aire suprayacente, la mezcla hacia abajo por momento y las velocidades del viento serán menores.

Los modelos de PNT con acoplamiento a océanos y lagos usan los pronósticos de vientos, temperaturas y radiación de onda corta y de onda larga para forzar un modelo oceánico o lacustre, que puede ser muy simple, como un modelo SLAB, o más complejo, como el modelo oceánico híbrido de océano acoplado (Hybrid Coupled Ocean Model, HYCOM) usado con el modelo WRF para huracanes. Encontrará más información sobre el modelado de la atmósfera/océano acoplados al final de esta página.

Problemas de pronóstico relacionados con el tratamiento de las superficies acuáticas en los modelos de PNT

Es importante tener conciencia de los siguientes factores:

• La proveniencia de los datos de temperatura de la superficie del agua en el pronóstico.
• La frecuencia de actualización de la temperatura de la superficie del agua (es decir, diaria, semanal, etc.).
• La representación de litorales y celdas de malla que abarcan litorales.
• Los efectos de estructuras resueltas pero pequeñas (menos de cinco a siete celdas de malla de longitud) que no se pueden representar y pronosticar plenamente.
• Los cuerpos de agua de escala inferior a la malla que a menudo no se representan en el modelo. Una zona con numerosos cuerpos de agua pequeños que no están representados en la superficie del modelo de pronóstico presentará errores similares a los que ocurren cuando el modelo contiene demasiado poca humedad del suelo o vegetación. Las condiciones reales deben fusionar las condiciones de las superficies acuáticas y terrestres.
• Los cuerpos de agua subrepresentados que pueden crear discontinuidades potenciales sobre las cuales puede producirse convección.

Dado el mismo forzamiento radiativo inicial, el pronóstico para una superficie acuática será muy diferente del pronóstico para una superficie terrestre. Para examinar estas diferencias, ejecutamos una simulación de superficies de agua y tierra firme forzando el modelo de una columna con datos de investigación observados en la región al sur de los Grandes Llanos de Norteamérica. El caso sobre tierra firme fue tomado del caso de suelo seco del ejemplo sobre humedad del suelo. Los ciclos de ejecución se iniciaron a las 12 UTC. Para el caso sobre agua, la frontera inferior se cambió de tierra firme a agua, pero se mantuvieron inalterados los forzamientos dinámico y solar y todas las demás condiciones iniciales (incluida la temperatura inicial de la capa superficial del suelo). Recuerde que en el modelo de una columna, cuando se define la superficie terrestre como agua, la temperatura en la superficie se mantiene fija en todas las fases del pronóstico.

En la página siguiente pasaremos por las etapas de un ciclo diurno de cada experimento y examinaremos las diferencias que se producen en el diagrama oblicuo T - log p a raíz del cambio del tipo de superficie de tierra firme a agua.

Nota: en este caso, se trata de aguas relativamente cálidas (26,5 °C), pero se obtienen efectos similares con otras temperaturas del agua si la temperatura de la superficie del mar (TSM) y la temperatura diurna media del aire en el caso para tierra firme son más o menos iguales. Los resultados serán muy diferentes cuando hay grandes diferencias entre la temperatura del aire y del agua, como ocurre con:

• aire caliente sobre agua fría (por ejemplo, estratos marinos junto a la costa de California);
• aire frío sobre agua caliente (por ejemplo, invasiones de aire ártico sobre los Grandes Lagos, las cuales producen nieve por efecto lago en las regiones a sotavento de los cuerpos de agua).

Acoplamiento de la atmósfera a océanos y/o lagos

Interacción entre la atmósfera y la superficie acuática en la naturaleza

La atmósfera y los océanos o lagos del mundo se intercambian calor, humedad en diversas fases y momento en la interfase o zona de contacto aire-agua. Los vientos atmosféricos dan impulso a corrientes en la superficie de los océanos y lagos, al tiempo que las diferencias de densidad producto de los gradientes de temperatura y salinidad mueven las corrientes en las aguas oceánicas profundas. Pero en última instancia estas diferencias también vienen siendo producto de la interacción entre la atmósfera y la superficie acuática, a través de flujos de calor sensible y latente, energía solar entrante, el efecto de arrastre de la tensión o fuerza del viento en la superficie del agua y la introducción de agua dulce en forma de precipitación, escorrentía y fusión del hielo desde tierra firme.

Además, los océanos y lagos tienen una capa mezclada, similar a capa límite planetaria de la atmósfera, impulsada por la interacción aire-agua. El empuje hidrostático (flotabilidad) puede jugar un rol primordial cuando el agua se enfría por efectos radiativos o del aire, o cuando el agua más salobre se vuelve más densa que el agua subyacente. En tales circunstancias, el agua más fría y/o salada desciende por convección, de forma análoga a como una parcela de aire caliente asciende, con lo cual se establece y profundiza la capa mezclada. Sin embargo, lo más normal es que la capa mezclada sea impulsada y mantenida por mezcla mecánica debido a la tensión del viento en la superficie.

De forma análoga a como la atmósfera imparte movimiento a las aguas de los océanos, también el océano produce movimientos atmosféricos, especialmente en los trópicos, donde las interacciones atmósfera-agua y los gradientes de temperatura oceánicos afectan las circulaciones y la convección de gran escala que en última instancia dan impulso a toda la atmósfera. Las interacciones atmósfera-océano son importantes para fenómenos atmosféricos de muchas escalas, desde los complejos convectivos que generan ráfagas de viento del oeste en el Pacífico ecuatorial, hasta las circulaciones monzónicas y los fenómenos interanuales que abarcan cuencas oceánicas enteras, como el fenómeno El Niño-Oscilación del Sur.

El océano es un enorme reservorio de calor y sus corrientes transportan tremendas cantidades de calor hacia los polos de ambos hemisferios. A una escala entre estacional e interanual, el transporte de calor por las corrientes oceánicas es un aspecto esencial del clima mundial. A las escalas temporales de los modelos de PNT, sin embargo, no se trata de un proceso importante.

Acoplamiento de la atmósfera con los cuerpos de agua en los modelos de PNT

Para acoplar la atmósfera y los cuerpos de agua en un modelo de PNT se necesita un modelo del cuerpo de agua y la capacidad de comunicar las condiciones atmosféricas a la superficie acuática a intervalos regulares para determinar los equilibrios de energía y salinidad (en el caso de los océanos). Debido a que los cuerpos de agua responden mucho más despacio al forzamiento que la atmósfera, la comunicación del océano a la atmósfera debe ocurrir con mayor frecuencia que de la atmósfera al océano. Esto no entra en conflicto con la práctica de mantener fija la temperatura de la superficie del agua durante la totalidad del pronóstico de PNT, para pronósticos a corto y a mediano plazo; en los modelos no acoplados, se da por sentado que cualquier cambio que ocurra en la superficie acuática no es considerable para el pronóstico.

La superficie acuática del modelo intercambia humedad y calor con la atmósfera a través de flujos de calor latente y sensible, momento a través de rozamiento con la superficie (depende del tamaño de las olas en la superficie) y radiación a través de energía de onda corta reflejada y energía de onda larga irradiada. La atmósfera del modelo genera una previsión del vector tensión del viento en la superficie, de la cantidad neta de agua dulce entrante por precipitación menos evaporación (y, a veces, la escorrentía de la superficie del suelo) y flujos descendentes de energía de onda corta y de onda larga.

¿Cuándo es importante el acoplamiento atmósfera-océano/lago?

El acoplamiento de los océanos y lagos a la atmósfera es importante en situaciones estacionales o sinópticas, cuando las temperaturas de la superficie del agua pueden cambiar rápidamente y tales cambios afectarán el pronóstico. La siguiente lista parcial no pretende en absoluto ser exhaustiva:

• durante la temporada de nieve por efecto lago a sotavento de los Grandes Lagos de Norteamérica, cuando los gradientes térmicos verticales son un factor determinante importante de la cantidad de nieve que caerá por efecto lago durante las invasiones de aire frío;
• durante temporada de huracanes, cuando el movimiento de los huracanes sobre las aguas cálidas del océano produce un rápido afloramiento de agua más fría que puede debilitar esas tormentas y afectar el desarrollo de otras tormentas a la zaga;
• durante períodos calmos en los trópicos, cuando la superficie oceánica puede quedar «aislada» de las aguas más profundas debido a la falta de mezcla vertical y el calentamiento es producto de la radiación solar incidente en los centímetros superiores del agua. Bajo tales circunstancias, se han observado rangos diurnos de varios grados en las temperaturas de superficie, algo que puede afectar la evolución y la estabilidad estática de la CLP.

Superficies acuáticas: caso de estudio

Los dos casos siguientes (tierra firme y agua) se presentan mediante un gráfico interactivo de dos paneles (gráfico conceptual y diagrama termodinámico) y una tabla con explicaciones escritas.

En el gráfico interactivo, debajo del diagrama termodinámico, haga clic en «Siguiente» y «Anterior» para pasar por los diferentes intervalos temporales o en «Reproducir» para ver toda la secuencia animada. A fines de comparación, el diagrama termodinámico del caso sobre agua se traza junto con el del caso sobre tierra firme. Los efectos de las distintas superficies en la estructura vertical de temperatura después de menos de una hora son mínimos, con diferencias de menos de 1 grado, pero en el transcurso del día las diferencias se vuelven bastante pronunciadas. En el diagrama termodinámico, el límite superior de la capa límite planetaria está rotulado CLP y su evolución se identifica con una línea horizontal a la derecha del perfil de temperatura. Al final de cada caso, después de la tabla, puede estudiar en detalle el ciclo diurno de las temperaturas de la capa superficial.

Una vez que termine de estudiar ambos casos, haga clic en el botón para pasar a la página siguiente; tendrá que contestar una pregunta relacionada con los casos.

1. CASO SOBRE TIERRA FIRME

Caso sobre tierra firme, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que son difíciles de ver en el diagrama oblicuo T - log p. Sin embargo, son importantes porque indican la inestabilidad de la capa superficial y, por tanto, la medida en que el calentamiento superficial impulsará la evolución de la CLP.

• De mañana a media tarde:
  • se forma una fuerte capa superadiabática arriba de la capa superficial del suelo;
  • las temperaturas de la capa superficial del suelo superan las del nivel de 995 hPa para las 08 hora local (14 UTC);
  • las temperaturas de la capa superficial llegan a ser 4 grados más altas que las del nivel de 995 hPa para las 15 hora local (21 UTC);
  • la temperatura máxima al nivel de la garita meteorológica (2 m) es casi 40 °C.
• Tarde por la tarde y durante la noche:
  • el desacoplamiento de la superficie y la atmósfera (cuando la temperatura de la capa superficial llega a ser menor que la temperatura del aire a 2 m de altura) comienza aproximadamente una hora antes de la puesta del Sol (19 hora local/01 UTC);
  • las temperaturas de la capa superficial son coherentemente 4 a 6 grados más bajas que la temperatura del aire en 995 hPa después de las 19 hora local (01 UTC);
  • la temperatura mínima a la altura de la garita meteorológica (2 m) es aproximadamente 26,5 °C.

2. CASO SOBRE AGUA

Caso sobre agua, ciclo diurno

La gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que son difíciles de ver en el diagrama oblicuo T - log p. Observe la fuerte limitación impuesta en las temperaturas sobre la superficie acuática y que la temperatura de la superficie del agua se mantiene fija en el valor inicial.

• El ciclo diurno cerca de la superficie es casi inexistente.
  • Las temperaturas de la capa superficial del suelo, a 2 m de altura y en la capa inferior modelo (995 hPa) son casi iguales (después de un ciclo de inicialización de 2 h) durante todo el ciclo diurno.
  • Después del ciclo de inicialización, el gradiente de temperatura entre la capa superficial del suelo y el nivel de 995 hPa nunca es superadiabático y, de hecho, a menudo es negativo, de forma que la superficie acuática y la atmósfera están siempre térmicamente desacopladas en el modelo. (La diferencia de temperatura necesaria para un gradiente superadiabático entre 1000 y 995 hPa es 0,44 grados).
  • Prácticamente no se nota una inversión nocturna, ya que las temperaturas de la capa superficial del suelo, a 2 m y en 995 hPa son casi idénticas.
  • Aunque no se muestran, los cambios de humedad reflejados en los puntos de rocío son considerables.

Superficies acuáticas: pregunta

Nieve: introducción

La emulación de manto de nieve en los modelos afecta principalmente la cantidad de radiación solar entrante que estará disponible para calentar la superficie (debido a diferencias de albedo). La extensión y profundidad del manto de nieve se determinan por diversos métodos, dos ejemplos de lo cual se muestran a continuación.

• Se incorporan valores iniciales de manto de nieve y equivalente en agua de la nieve a partir de los análisis disponibles. El equivalente en agua de la nieve se pronostica por medio de un simple programa de cálculo de la nieve que requiere un diagnóstico del tipo de precipitación y de los valores de equivalente en agua de la nieve acumulada, la nieve sublimada y/o la nieve fundida durante el período de pronóstico. Este es el método empleado en el modelo GFS en 2009, por ejemplo. Los efectos del envejecimiento de la nieve en el albedo y el deshielo y los efectos aislantes de la nieve respecto del suelo no se toman en cuenta.
• Se incorporan valores iniciales de manto de nieve y equivalente en agua de la nieve a partir de los análisis disponibles, pero además se diagnostica la densidad de la nieve sobre la base de la temperatura de la primera capa atmosférica durante el período en que la nieve se acumula. El deshielo y la lluvia que cae sobre la nieve se almacenan en la nieve acumulada hasta que la nieve alcance una densidad crítica, momento en el cual se libera la totalidad del agua. Este método se utilizaba en el modelo WRF-NMM en 2009.

La forma en que el modelo determina la cantidad inicial de nieve y pronostica la capa de nieve acumulada afecta el albedo de la superficie en el modelo. Además:

• Algunos modelos basan el albedo de una celda de malla cubierta de nieve en la profundidad de la nieve en el modelo en relación con una rugosidad superficial y topográfica prescrita en el modelo. Esto permite representar el efecto de las superficies potencialmente desnudas, como alrededor de los árboles, las cimas de las colinas y los afloramientos de roca, en el albedo de superficie del modelo en general.
• Algunos modelos también toman en cuenta el efecto de los parches de nieve aislados que existen cuando el manto de nieve es muy fino.

En ambos casos el albedo oscila entre el valor prescrito para la superficie subyacente (un pastizal, por ejemplo) y el de una superficie completamente cubierta de nieve.

Hay algunos efectos de segundo orden, como mayor evaporación (porque las superficies de nieve se consideran superficies acuáticas a los fines de calcular las tasas de evaporación) y la temperatura limitada de la capa superficial del suelo del modelo en presencia de nieve (no puede superar 0 °C hasta que la nieve del modelo desaparezca, aunque cuando hay parches de nieve algunos modelos utilizan una temperatura para una combinación de suelo desnudo y cubierto de nieve que puede ser levemente más alta que 0 °C).

La presencia de nieve en un modelo de pronóstico afecta en forma directa las temperaturas pronosticadas de la superficie y la capa límite, la humedad y otras variables de pronóstico. Por lo tanto, es importante considerar cómo se determinan la extensión y profundidad del manto de nieve en el modelo. El conocimiento de los métodos usados para inicializar y pronosticar el manto de nieve y su masa en modelos operativos específicos (encontrará una descripción en la Operational Models Encyclopedia) le ayudará a determinar si el modelo está representando la extensión y profundidad del manto de nieve de forma razonable en y cerca del área de interés y le brindará ideas sobre cómo corregir el pronóstico del modelo para tener en cuenta los posibles errores de manto de nieve en el modelo.

Para examinar los impactos de la presencia y la profundidad del manto de nieve en el pronóstico del modelo de un lugar específico, forzamos el modelo de una columna con datos de enero obtenidos en tiempo real en la región al sur de los Grandes Llanos de Norteamérica. Los ciclos de ejecución se iniciaron a las 11 UTC. La única condición inicial que se cambió fue la cantidad de nieve en el suelo. Se ejecutaron tres ciclos de pronóstico del modelo:

• sin nieve, con suelo desnudo
• manto de nieve delgado de 2,5 cm de espesor
• manto de nieve profundo de 10 cm de espesor

No se cambió ningún otro forzamiento o condición inicial. En la página siguiente pasaremos por las etapas de un ciclo diurno de cada experimento y utilizaremos diagramas oblicuos T - log p para examinar la evolución de las distintas superficies y capas límites planetarias.

Nieve: caso de estudio

Cada uno de estos tres casos (sin nieve, manto de nieve de 2,5 cm y manto de nieve de 10 cm) se presenta mediante un gráfico interactivo de dos paneles (gráfico conceptual y diagrama termodinámico) y una tabla con explicaciones escritas.

En el gráfico interactivo, debajo del diagrama termodinámico, haga clic en «Siguiente» y «Anterior» para pasar por los diferentes intervalos temporales o en «Reproducir» para ver toda la secuencia animada. A fines de comparación, los diagramas termodinámicos se trazan junto al caso sin nieve. En el diagrama termodinámico, la evolución del límite superior de la capa límite planetaria (CLP) y (para el caso sin nieve) de la capa límite estable (CLE) se identifica mediante una línea horizontal a la derecha del perfil de temperatura. Como verá, los efectos de los diferentes mantos de nieve en la estructura vertical de temperatura son mínimos (mucho menos de 1 grado) después de un paso de tiempo, pero en el transcurso del día se vuelven bastante pronunciados. Cuando termine de estudiar un caso, desplácese hasta el final de la tabla correspondiente para ver el ciclo diurno detallado de la temperatura en la capa superficial.

Una vez que termine de estudiar los tres casos, haga clic en el botón para pasar a la página siguiente; tendrá que contestar una pregunta relacionada con los casos.

1. SIN NIEVE, SUELO DESNUDO

Caso sin nieve con suelo desnudo, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que no se pueden detectar fácilmente en un diagrama termodinámico, pero que son importantes porque indican la inestabilidad de la capa superficial y, por tanto, la medida en que el calentamiento superficial impulsará la evolución de la CLP.

• La temperatura máxima a la altura de la garita meteorológica (2 m) en el modelo es aproximadamente 5 °C, pero temperatura de la capa superficial del suelo en el modelo excede 8 °C.
• La temperatura de la capa superficial del suelo en el modelo excede la temperatura del aire a 2 m entre las 09 hora local (15 UTC) hasta las 15 hora local (21 UTC), lo cual produce:
  • una capa superadiabática inmediatamente arriba del suelo;
  • una mezcla turbulenta vigorosa;
  • una fuerte evolución y mantenimiento de la CLP en el modelo.
• Después de la media tarde, la temperatura de la capa superficial del suelo en el modelo disminuye por debajo de la temperatura del aire y la temperatura del aire a 2 m baja rápidamente debido al contacto con el suelo frío,
  • el desacoplamiento de la superficie y la atmósfera comienza aproximadamente una hora antes de la puesta del Sol;
  • se forma una inversión nocturna entre las 16 y las 17 hora local (22 a 23 UTC).
• Conforme una fuerte inversión nocturna se forma rápidamente entre la capa inferior del modelo (995 hPa) y el suelo, al día siguiente, justo antes del amanecer, la temperatura de la capa superficial del suelo baja a 9,5 °C menos que la temperatura en 995 hPa.
• La temperatura mínima a la altura de la garita meteorológica (2 m) es aproximadamente -8,5 °C.

2. MANTO DE NIEVE DE 10 CM (comparado con el caso sin nieve)

Caso con manto de nieve inicial de 10 cm, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que no se pueden detectar fácilmente en un diagrama termodinámico, pero que son importantes porque indican la inestabilidad de la capa superficial y, por tanto, la medida en que el calentamiento superficial impulsará la evolución de la CLP.

• Las temperaturas de la superficie y cerca de la superficie en el modelo son considerablemente más bajas después de media mañana hora local.
  • Se absorbe una cantidad insuficiente de energía solar que se usa para calentar la superficie de la nieve con el fin de permitir que la nieve alcance el punto de congelamiento.
  • La temperatura máxima de capa superficial del suelo más de 9 grados menor que en el caso sin nieve.
  • La temperatura mínima a la altura de la garita meteorológica (2 m) es -2 °C, es decir, 7 grados menos que en el caso sin nieve.
• Las temperaturas de la capa superficial del suelo superan las temperaturas en 995 hPa solo a razón de 1 grado y solamente entre las 10 hora local (16 UTC) y las 14 hora local (20 UTC), lo cual produce una evolución débil de la CLP en el modelo.
• Las temperaturas a la altura de la garita meteorológica (2 m) y de la capa superficial del suelo comienzan a disminuir rápidamente poco antes de la puesta del Sol (17 hora local/23 UTC), bajan bastante por debajo de la temperatura en 995 hPa y justo antes del amanecer de la mañana siguiente se ha formado una inversión de hasta 10 grados.
• La temperatura mínima a la altura de la garita meteorológica (2 m) es aproximadamente -13 °C, es decir, cerca de 4 grados menos que en el caso sin nieve.

3. MANTO DE NIEVE DE 2,5 CM (comparado con los casos sin nieve y de 10 cm)

Caso con manto de nieve inicial de 2,5 cm, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que no se pueden detectar fácilmente en un diagrama termodinámico, pero que son importantes porque indican la inestabilidad de la capa superficial y, por tanto, la medida en que el calentamiento superficial impulsará la evolución de la CLP.

• La temperatura de la capa superficial del suelo supera la temperatura en 995 hPa entre las 09 hora local (15 UTC) y las 15 hora local (21 UTC), igual que en el caso sin nieve y dos horas más que en el caso con 10 cm de nieve.
  • Debido al albedo promedio más bajo producto de los efectos de rugosidad superficial y topográfica en el manto de nieve más delgado, el suelo absorbe una mayor cantidad de energía.
• La temperatura máxima a la altura de la garita meteorológica (2 m) es 1 °C, es decir, 5 grados menos que en el caso sin nieve.
• La superficie se desacopla de la atmósfera (la temperatura de la capa superficial del suelo es menor que la temperatura del aire) a la misma hora que en el caso sin nieve.
• La temperatura de la capa superficial del suelo disminuye rápidamente por debajo de la temperatura en 995 hPa, produciendo una inversión de hasta 10 grados justo antes del amanecer al día siguiente, hora local.
• La temperatura mínima a la altura de la garita meteorológica (2 m) es -11 °C, es decir, 2,5 grados menos que en el caso sin nieve.

Nieve: pregunta

Fracción de vegetación: introducción

La parte de una celda de malla del modelo cubierta por vegetación viva, que se denomina fracción de verdor, afecta las temperaturas, la humedad y otras variables de pronóstico para la superficie y la capa límite debido a los factores siguientes:

• la cantidad de agua transpirada por las plantas (evapotranspiración);
• la cantidad de radiación solar entrante disponible para calentar la superficie (principalmente debido a diferencias de albedo, y también a la radiación usada en la fotosíntesis, aunque en menor medida);
• la separación de la radiación solar entrante en flujos de calor sensible y latente (evaporación).

Observe que el tipo de vegetación también afecta el balance de energía en la superficie de forma similar según el albedo y la cantidad de evapotranspiración que admiten los diferentes tipos de vegetación. Todo esto se cubre en la sección Tipo de vegetación.

Es importante considerar si el modelo emula el efecto de fracción de verdor en los procesos de superficie. Si es así, es buena idea averiguar la fuente de los datos de la fracción de verdor modelada y cómo se emulan las variaciones estacionales y las anomalías climáticas (especialmente durante el reverdecimiento de primavera) que pueden afectar la fracción de verdor, si es que se emulan. Observe además que bajo condiciones que limitan fuertemente la evapotranspiración, como los extremos de sequía, frío y calor, la fracción de verdor no importa, independientemente de su nivel. Los datos de fracción de verdor suelen derivarse por teledetección, como ocurre con las climatologías de índice de vegetación de diferencia normalizada (IVDN) y de índice de área foliar (IAF). Es probable que en el futuro los modelos operativos usen índices de salud de la vegetación en tiempo real convertidos en valores de fracción de vegetación viva utilizables en el modelo.

La explicación del tratamiento de fracción de verdor en los modelos operativos de la Operational Models Encyclopedia le ayudará a determinar si la fracción de verdor del modelo representa de forma razonable la cantidad de vegetación viva en su zona y le dará ideas acerca de los ajustes a los pronósticos del modelo que puede resultar necesario para su zona.

Para estudiar los impactos de la fracción de verdor prescrita en el pronóstico del modelo, el modelo de una columna fue forzado con los datos observados en junio durante un estudio en la región al sur de los Grandes Llanos de Norteamérica. Había más que suficiente humedad del suelo para la evapotranspiración. Los ciclos de ejecución se iniciaron a las 12 UTC. La fracción de verdor es la única condición inicial que se cambió. El forzamiento y todas las demás condiciones iniciales quedaron sin cambiar. Se utilizaron las condiciones siguientes:

• Precosecha, la totalidad de cada celda de malla está cubierta con vegetación viva. Esto puede representar cultivos activos entre un par de semanas y un mes antes de la cosecha o una celda de malla dominada por cultivos que madurarán más tarde.
• Postcosecha, el 32 % de cada celda de malla está cubierto con vegetación viva. Esto podría también representar una celda de malla en la misma época que en el caso precosecha, pero con cultivos que maduran y se cosechan un mes antes.

En la página siguiente pasaremos por las etapas de un ciclo diurno de cada experimento y examinaremos las diferencias en la evolución de la superficie y la CLP que se producen en el diagrama oblicuo T - log p a raíz de las distintas fracciones de vegetación prescritas.

Fracción de vegetación: caso de estudio

Los dos casos siguientes (pre- y poscosecha) se presentan mediante un gráfico interactivo de dos paneles (gráfico conceptual y diagrama termodinámico) y una tabla con explicaciones escritas.

En el gráfico interactivo, debajo del diagrama termodinámico, haga clic en «Siguiente» y «Anterior» para pasar por los diferentes intervalos temporales o en «Reproducir» para ver toda la secuencia animada. A fines de comparación, el diagrama termodinámico del caso precosecha se traza junto al del caso poscosecha. En el diagrama termodinámico, la evolución del límite superior de la capa límite planetaria (CLP) y la capa límite estable (CLE) o de superficie se identifica mediante una línea horizontal a la derecha del perfil de temperatura. Como verá, después de una hora los efectos de las diferentes cantidades de vegetación en la estructura vertical de temperatura son mínimos (mucho menos de 1 °C), pero en el transcurso del día se vuelven bastante pronunciados. Cuando termine de estudiar un caso, desplácese hasta el final de la tabla correspondiente para ver el ciclo diurno detallado de la temperatura en la capa superficial.

Una vez que termine de estudiar todos los casos, haga clic en el botón para pasar a la página siguiente; tendrá que contestar una pregunta relacionada con los casos.

1. CASO POSTCOSECHA

Postcosecha, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que no se pueden detectar fácilmente en un diagrama termodinámico, pero que son importantes porque indican inestabilidad en la capa superficial y, por consiguiente, la medida en que el calentamiento en la superficie impulsará la evolución de la CLP.

• Se utiliza una mayor cantidad de calor para el calentamiento sensible de la superficie que para la evaporación del agua, porque hay menos vegetación viva que transpira. La proporción de calor sensible a calor latente liberado (razón de Bowen) oscila entre 1 y 2 en el transcurso del día.
  • La humedad relativa de superficie es más baja.
  • El gradiente térmico vertical entre capa superficial del suelo y la capa de 995 hPa es superadiabático a las 09 hora local (15 UTC) y alcanza una diferencia máxima de 4 grados entre las primeras horas de la tarde y media tarde.
  • La temperatura máxima al nivel de la garita meteorológica (2 m) es 39 °C, es decir, 5 grados más alta que en el caso poscosecha.
• Cuando cae la noche, la superficie del modelo se enfría rápidamente respecto del aire suprayacente.
  • El desacoplamiento de la superficie y la atmósfera comienza aproximadamente una hora antes de la puesta del Sol 19 hora local (01 UTC).
  • Se forma una inversión nocturna para las 20 hora local (02 UTC).
• La inversión se intensifica a medida que la superficie se enfría en el curso de la noche.
  • Para las 05 hora local (11 UTC), la inversión nocturna alcanza una profundidad de 50 hPa.
  • Para el amanecer, la temperatura de la capa superficial del suelo es aproximadamente 5 grados menor que la temperatura en 995 hPa.
  • La temperatura mínima a la altura de 2 m es 26,5 °C, es decir, 1,5 grados más alta que en el caso precosecha.

2. CASO PRECOSECHA

NOTA IMPORTANTE: Con suelo secos y vegetación marchitando habría poca o ninguna diferencia entre este caso y el caso poscosecha.

Precosecha, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que no se pueden detectar fácilmente en un diagrama termodinámico, pero que son importantes porque indican inestabilidad en la capa superficial y, por consiguiente, la medida en que el calentamiento en la superficie impulsará la evolución de la CLP.

• La temperatura de la capa superficial del suelo es más alta que la temperatura en 995 hPa entre las 08 hora local (14 UTC) y las 18 hora local (00 UTC). Esto produce gradientes térmicos verticales menos superadiabáticos (2 a 3 grados) que en el caso poscosecha.
• La temperatura máxima a la altura de la garita meteorológica (2 m) es aproximadamente 34,5°, es decir, 5 grados menos que en el caso poscosecha.
• La temperatura de la capa superficial del suelo es más baja que la temperatura en 995 hPa entre las 18 hora local (00 UTC) y la mañana siguiente, pero por un margen menor que en el caso poscosecha (3 a 4 grados a partir de las 21 hora local (03 UTC).
• La temperatura mínima del aire a la altura de 2 m es aproximadamente 25 °C, 1,5 grados menos que en el caso poscosecha.

Fracción de vegetación: pregunta

*Tipo de vegetación: introducción

Junto con el tipo de suelo y la fracción de verdor, las parametrizaciones del modelo necesitan el tipo de vegetación para emular los efectos de la vegetación en los procesos de superficie. En realidad, muchos factores relacionados con la vegetación, como su crecimiento, altura, albedo y cobertura aérea, afectan la interacción entre la superficie y la radiación solar entrante y, por tanto, los balances de energía y humedad en la superficie. En áreas donde hay bosques, el dosel protege el aire, la vegetación y la superficie del suelo que cubre de los efectos del aire libre y de la luz solar. Por lo tanto, la vegetación y el suelo en la realidad se comportan de manera diferente cuando se hallan debajo de la copa de los árboles.

En los modelos de pronóstico operativos muchos tipos de vegetación se agrupan en categorías generales con características similares a cada una de las cuales se puede asignar:

• Una función específica de evaporabilidad que determina la cantidad de humedad que esa vegetación «espira» (evapotranspira) a la atmósfera desde la superficie, y especialmente desde el suelo subsuperficial, en función de:
  • energía solar disponible,
  • humedad del suelo,
  • temperatura de la superficie de la vegetación y el aire circundante,
  • humedad específica del aire alrededor de la vegetación,
  • área fraccional cubierta por vegetación viva.
• Un valor de rugosidad de la superficie basado en la altura y el follaje típicos de las plantas, que afecta el perfil vertical del viento cerca de la superficie y, por tanto, los flujos de turbulencia mecánica en la superficie y cerca del suelo.
• Un valor de albedo que afecta la cantidad de radiación solar entrante que absorberá la superficie del suelo.

Normalmente, las configuraciones del modelo suponen que la vegetación es como una sola planta enorme que afecta toda la celda de malla y es la superficie del suelo. Los efectos de la sombra y otros factores de protección del aire, de la vegetación y de la superficie del suelo debajo del dosel no suelen modelarse. Como veremos a continuación, esto tiene repercusiones considerables en términos de las condiciones de superficie en los bosques del modelo en comparación con otros tipos de vegetación.

Algunos parámetros de superficie se asignan independientemente de la vegetación sobre la base de otros conjuntos de datos. Por ejemplo, a veces el albedo se asigna de forma independiente de acuerdo con un conjunto de datos obtenidos por detección remota, en lugar de basarse en el tipo de vegetación prescrito en el modelo.

Es posible que los modelos de resolución relativamente gruesa y los modelos de alta resolución que usan conjuntos de datos de tipo de vegetación de una resolución relativamente tosca no puedan emular con exactitud las variaciones en el tipo de vegetación que existe en una región. Normalmente, el uso del tipo de vegetación predominante puede producir errores considerables cuando hay grandes diferencias en los tipos de vegetación de las celdas de malla.

El tipo de vegetación afecta directamente las temperaturas, la humedad y otras variables pronosticadas para la superficie y la capa límite. Por eso, es importante considerar los datos de origen usados en el modelo para el tipo de vegetación y cómo se emulan los efectos del tipo de vegetación durante un pronóstico. Esta información, que está disponible para modelos específicos en la Operational Models Encyclopedia, le ayudará a determinar si los tipos de vegetación en los modelos que usted utiliza son representativos de su zona y, de no serlo, a corregir el pronóstico del modelo para su zona.

Para estudiar las posibles repercusiones en el pronóstico del modelo, el modelo de una columna se ejecutó con datos de investigación observados en junio en la región al sur de los Grandes Llanos de Norteamérica. Los ciclos de ejecución se iniciaron a las 06 hora local (12 UTC). Se utilizaron las mismas condiciones iniciales y los mismos forzamientos, excepto el tipo de vegetación. Se prescribieron los tipos de vegetación siguientes:

• pastizal
• bosque caducifolio

En ambos casos se definió una fracción de vegetación de 0,7 y el mismo volumen de humedad del suelo. En la página siguiente pasaremos por las etapas de un ciclo diurno para cada caso y utilizaremos diagramas oblicuos T - log p para examinar las diferencias que surgen al variar o posiblemente corregir el tipo de vegetación en la superficie del suelo.

*Tipo de vegetación: caso de estudio

Cada uno de estos dos casos (pastizal y bosque caducifolio) se presenta mediante un gráfico interactivo de dos paneles (gráfico conceptual y diagrama termodinámico) y una tabla con explicaciones escritas.

En el gráfico interactivo, debajo del diagrama termodinámico, haga clic en «Siguiente» y «Anterior» para pasar por los diferentes intervalos temporales o en «Reproducir» para ver toda la secuencia animada. A fines de comparación, los diagramas termodinámicos se trazan de ambos casos se trazan juntos en el caso con bosque. En el diagrama termodinámico, conforme evolucionan la capa límite planetaria (CLP) y la capa límite estable (CLE) o de superficie, el nivel superior de cada una se identifica mediante una línea horizontal a la derecha del perfil de temperatura. Como verá, después de una hora los efectos del diferente tipo de vegetación en la estructura vertical de temperatura son mínimos (mucho menos de 1 grado), pero en el transcurso del día se vuelven bastante pronunciados. Cuando termine de estudiar un caso, desplácese hasta el final de la tabla correspondiente para ver el ciclo diurno detallado de la temperatura en la capa superficial.

Una vez que termine de estudiar todos los casos, haga clic en el botón para pasar a la página siguiente; tendrá que contestar una pregunta relacionada con los casos.

1. CASO CON PASTIZAL

Caso con pastizal, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que no se pueden detectar fácilmente en un diagrama termodinámico, pero que son importantes porque indican inestabilidad en la capa superficial y, por consiguiente, la medida en que el calentamiento en la superficie impulsará la evolución de la CLP.

• Entre la mañana y la media tarde:
  • Se desarrolla un gradiente térmico vertical superadiabático entre la capa superficial del suelo y el nivel de 995 hPa para las 10 hora local (16 UTC) que da impulso al desarrollo de la CLP mezclada.
  • Las temperaturas de la capa superficial del suelo son aproximadamente 2 a 3 grados más altas que en el nivel de 995 hPa entre las últimas horas de la mañana y la media tarde.
  • La temperatura máxima al nivel de la garita meteorológica (2 m) es aproximadamente 34 °C.
• Entre el final de la tarde y la noche siguiente:
  • La superficie comienza a desacoplarse de la atmósfera (cuando la temperatura de la capa superficial del suelo llega a ser menor que la temperatura del aire a 2 m) aproximadamente una hora antes de la puesta del Sol (19 hora local/01 UTC).
  • Las temperaturas de la capa superficial del suelo son coherentemente 3 a 4 grados menores que la temperatura en 995 hPa después de las 19 hora local (01 UTC) y estimulan el desarrollo de la capa límite estable nocturna por el enfriamiento provocado por el contacto con la superficie.
  • La temperatura mínima a la altura de la garita meteorológica (2 m) es aproximadamente 24 °C.

2. CASO CON BOSQUE CADUCIFOLIO

NOTA IMPORTANTE: En el modelo de una columna, los árboles caducifolios son menos activos que el pasto con el mismo nivel de humedad del suelo y, por tanto, su nivel de evapotranspiración es menor. Además, como se supone que la cima del dosel es el suelo, no se simula ningún efecto debajo de ese nivel. En consecuencia, el efecto de la evapotranspiración predomina y la sustitución del pasto por árboles caducifolios en el modelo produce resultados similares a comenzar con un estado de humedad inicial del suelo más bajo. Estos factores producen efectos que a primera vista podrían considerarse contraintuitivos.

Caso con bosque, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que no se pueden detectar fácilmente en un diagrama termodinámico, pero que son importantes porque indican inestabilidad en la capa superficial y, por consiguiente, la medida en que el calentamiento en la superficie impulsará la evolución de la CLP.

• Entre la mañana y la media tarde:
  • Se desarrolla un gradiente térmico vertical superadiabático entre la capa superficial del suelo (la cima del dosel) y el nivel de 995 hPa para las 10 hora local (16 UTC) y ya es un poco más fuerte que en el caso con pastizal. Este gradiente térmico vertical superadiabático dará impulso al desarrollo de la CLP.
  • Entre la media mañana y la media tarde, las temperaturas de la capa superficial del suelo (dosel) son entre 2,5 y 3,5 grados más altas que la temperatura media de la primera capa del modelo en 995 hPa, en comparación con 1,5 a 2,5 grados en el caso con pastizal.
  • La temperatura máxima al nivel de la garita meteorológica (2 m) es aproximadamente 36,5 °C. Sin embargo, esta temperatura no corresponde a una altura de 2 m arriba del suelo, que sería debajo del follaje, sino a una altura de 2 m arriba del dosel de los árboles del modelo. Esta diferencia se debe tener en cuenta a la hora de preparar un pronóstico para una zona muy arbolada.
• Entre el final de la tarde y la noche siguiente:
  • La superficie comienza a desacoplarse de la atmósfera (cuando la temperatura de la capa superficial del suelo llega a ser menor que la temperatura del aire a 2 m) poco después de las 18 hora local (00 UTC), aproximadamente a la misma hora que en el caso con pastizal.
  • Las temperaturas de la capa superficial del suelo (dosel) son coherentemente 3,5 a 5 grados menores que la temperatura en 995 hPa después de las 19 hora local (01 UTC) y dan impulso al desarrollo de la capa límite estable nocturna por el enfriamiento provocado por el contacto con la superficie.
  • Los puntos de rocío a la altura 2 m son entre 2 y 3 grados más bajos que en el caso con pastizal.
  • La temperatura mínima a la altura de la garita meteorológica (2 m) es aproximadamente 25 °C, en comparación con 24 °C en el caso con pastizal. No se olvide que en el modelo la temperatura a la altura de 2 m no corresponde a una altura de 2 m arriba del suelo, sino a 2 m más allá de la cima del dosel del bosque.

*Tipo de vegetación: pregunta

Tipos de suelo: introducción

Como el tipo de vegetación, el tipo de suelo determina:

• la cantidad de evapotranspiración posible a través de las plantas para determinada cantidad de humedad del suelo de acuerdo con el grosor de los granos del suelo;
• el albedo de la superficie, que afecta la cantidad de energía solar disponible para uso en la superficie;
• la conductividad de calor de la superficie, que a su vez determina la cantidad de calentamiento que se puede transportar desde la superficie hasta las capas profundas del suelo.

De estos tres impactos, típicamente el efecto de evapotranspiración de los suelos es el más importante para el pronóstico operativo cerca de la superficie.

El grosor o porosidad del suelo también determina dos otros factores importantes para la transpiración:

• la capacidad de campo, que es el nivel de humedad del suelo en o arriba del cual la vegetación produce la cantidad máxima posible de transpiración; y
• el punto de marchitez o marchitamiento, es decir, el nivel de humedad del suelo en o arriba del cual la vegetación es incapaz de transpirar.

Debido a que las partículas de suelo más finas atrapan más agua que las partículas más gruesas, los suelos arcillosos tienen umbrales más altos de capacidad de campo y punto de marchitez. La vegetación necesita más humedad en suelos arcillosos que en suelos arenosos para transpirar al mismo ritmo.

El tipo de suelo afecta directamente las temperaturas, la humedad y otras variables de pronóstico de la superficie y la capa límite. Por eso es importante considerar cómo se obtienen los tipos de suelos usados en los modelos y cómo los modelos emulan los efectos de los distintos tipos de suelos. Esta información, que se explica en la Operational Models Encyclopedia para modelos específicos, le ayudará a determinar si los tipos de suelo utilizados en el modelo son representativos de la zona y, de no serlo, a corregir el pronóstico del modelo para su zona.

Para estudiar las posibles repercusiones en el pronóstico del modelo, el modelo de una columna se ejecutó con datos obtenidos en tiempo real de la región al sur de los Grandes Llanos de Norteamérica. Los ciclos de ejecución se iniciaron a las 08 hora local (12 UTC). Se utilizaron estos tipos de suelo:

• marga arcillosa (granos finos)
• marga arenosa (granos gruesos)

Se utilizaron los mismos forzamientos y todas las demás condiciones. Para cada caso se supuso una fracción de vegetación de 0,7 el mismo volumen relativamente pequeño de humedad. En la página siguiente pasaremos por las etapas de un ciclo diurno de cada experimento y utilizaremos el diagrama oblicuo T - log p para examinar las diferencias que surgen al variar el tipo de suelo.

Tipos de suelo: caso de estudio

Cada uno de estos dos casos (marga arcillosa y marga arenosa) se presenta mediante un gráfico interactivo de dos paneles (gráfico conceptual y diagrama termodinámico) y una tabla con explicaciones escritas.

En el gráfico interactivo, debajo del diagrama termodinámico, haga clic en «Siguiente» y «Anterior» para pasar por los diferentes intervalos temporales o en «Reproducir» para ver toda la secuencia animada. A fines de comparación, el diagrama termodinámico del caso de suelo arenoso se traza junto al caso de suelo arcilloso. En el diagrama termodinámico, conforme evolucionan la capa límite planetaria (CLP) y la capa límite estable (CLE) o de superficie, el nivel superior de cada una se identifica mediante una línea horizontal a la derecha del perfil de temperatura. Como verá, los efectos de los diferentes tipos de suelo en la estructura vertical de temperatura son mínimos (mucho menos de 1 grado) después de un paso de tiempo, pero en el transcurso del día se vuelven bastante pronunciados. Cuando termine de estudiar un caso, desplácese hasta el final de la tabla correspondiente para ver el ciclo diurno detallado de la temperatura en la capa superficial.

Una vez que termine de estudiar los dos casos, haga clic en el botón para pasar a la página siguiente; tendrá que contestar una pregunta relacionada con los casos.

1. CASO CON MARGA ARCILLOSA

Caso con suelo arcilloso, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que no se pueden detectar fácilmente en un diagrama termodinámico, pero que son importantes porque indican la inestabilidad de la capa superficial y, por consiguiente, la medida en que el calentamiento en la superficie impulsará la evolución de la CLP.

• En las horas del día:
  • La temperatura de la capa superficial del suelo es más alta que la temperatura a 2 m y en 995 hPa entre las 08 hora local (14 UTC) y las 19 hora local (01 UTC).
  • La temperatura máxima a 2 m de altura es 39,5 °C.
  • Durante la parte cálida del día, las temperaturas de la capa superficial son 1 a 2 grados más altas que la temperatura del aire a 2 m, que es de 1,5 a 2,5 grados más alta que la temperatura media de la capa del modelo, en 995 hPa.
• Durante el anochecer y en el transcurso de la noche:
  • Se forma una inversión de la capa superficial antes del anochecer que gradualmente se intensifica hasta el amanecer del día siguiente.
  • La temperatura de la capa superficial es coherentemente 1 grado menor que la temperatura a 2 m después de las 19 hora local (01 UTC).
  • La temperatura a 2 m es aproximadamente 4 a 4,5 grados menor que la temperatura en 995 hPa entre las 20 hora local (02 UTC) y la mañana siguiente.

2. CASO CON MARGA ARENOSA

NOTA IMPORTANTE: Los suelos gruesos y arenosos atrapan menos humedad en un volumen dado que los suelos finos y arcillosos. No obstante, debido a la porosidad de los suelos más gruesos, la humedad en la superficie y la zona de raíces es más accesible a la vegetación para fines de transpiración.

Caso con suelo arenoso, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que no se pueden detectar fácilmente en un diagrama termodinámico, pero que son importantes porque indican la inestabilidad de la capa superficial y, por consiguiente, la medida en que el calentamiento en la superficie impulsará la evolución de la CLP.

• En las horas del día:
  • La temperatura de la capa superficial del suelo arenoso tarda una hora más en superar las temperaturas a 2 m y en 995 hPa en comparación con el suelo arcilloso (a las 09 hora local/15 UTC) y cae por debajo de las temperaturas a 2 m y en 995 hPa una hora antes (19 hora local/01 UTC).
  • La temperatura máxima al nivel de la garita meteorológica (2 m) solo llega a 36 °C.
  • Durante las horas cálidas del día, las temperaturas de la capa superficial del suelo son solo 0,75 a 1,25 grados más altas que la temperatura del aire a 2 m, las cuales a su vez son solo 1,25 a 1,75 grados más altas que la temperatura media de la primera capa del modelo, en 995 hPa.
• Durante el anochecer y en el transcurso de la noche:
  • La inversión en la capa de superficie se forma antes que en el caso de suelo arcilloso y se fortalece gradualmente hasta el amanecer de la mañana siguiente.
  • La temperatura de la capa superficial es aproximadamente 0,75 a 1,25 grados menor que la temperatura a 2 m, la cual a su vez es aproximadamente 3,5 a 4 grados menor que la temperatura en 995 hPa en el transcurso de las horas nocturnas.
  • Justo después de la formación de la inversión nocturna, las temperaturas de la capa superficial del suelo y a 2 m son aproximadamente 3 grados menores que en el caso con suelo arcilloso; esta diferencia se mantiene aproximadamente constante en el curso de la noche.

Tipos de suelo: pregunta

Humedad del suelo: introducción

La cantidad de humedad del suelo en un modelo de pronóstico operativo afecta:

• la distribución de la energía solar entrante en el modelo al calentamiento de la superficie y a la evaporación en la superficie;
• la cantidad de agua disponible para evaporación a través de la vegetación del modelo (evapotranspiración) y de la capa superficial del suelo.

El efecto de los diferentes niveles de humedad del suelo también se ve modulado por:

• el tipo y la cantidad de vegetación emulada en el modelo;
• la cantidad de energía solar entrante disponible en la superficie, que a su vez se ve afectada por:
  • el albedo de la superficie en el modelo;
  • la nubosidad;
  • el ángulo solar (y, en consecuencia, la hora del día y la época del año).

La cantidad de humedad del suelo y los correspondientes factores moduladores en el modelo afectan directamente las temperaturas, la humedad y otras variables pronosticadas para la superficie y la capa límite. Por estos motivos, es importante considerar cómo los modelos obtienen las condiciones de humedad del suelo iniciales y pronosticadas, cómo emulan los demás aspectos de la física de la superficie y cómo la combinación de todos estos factores puede afectar el pronóstico. Esta información, que se detalla para modelos específicos en la Operational Models Encyclopedia, le ayudará a determinar si las condiciones de humedad del suelo en el modelo que utiliza son representativas de las condiciones reales del suelo y le dará ideas sobre cómo corregir el pronóstico del modelo para su zona.

Para estudiar las posibles repercusiones en el pronóstico del modelo, se ejecutaron tres casos de humedad del suelo en el modelo de una columna forzándolo con datos de investigación observados en la región al sur de los Grandes Llanos de Norteamérica. Los ciclos de ejecución se iniciaron a las 06 hora local (12 UTC). La única condición inicial que se cambió fue la cantidad de humedad en el suelo; el forzamiento y todas las demás condiciones iniciales se dejaron iguales.

En la página siguiente pasaremos por las etapas de un ciclo diurno de cada experimento y utilizaremos el diagrama oblicuo T - log p para examinar las diferencias que surgen al variar los valores iniciales de humedad del suelo.

Humedad del suelo: caso de estudio

Cada uno de estos tres casos (suelo seco, moderadamente húmedo, muy húmedo) se presenta mediante un gráfico interactivo de dos paneles (gráfico conceptual y diagrama termodinámico) y una tabla con explicaciones escritas.

En el gráfico interactivo, debajo del diagrama termodinámico, haga clic en «Siguiente» y «Anterior» para pasar por los diferentes intervalos temporales o en «Reproducir» para ver toda la secuencia animada. A fines de comparación, los diagramas termodinámicos para los casos de suelo seco y muy húmedo se trazan junto con el caso de suelo moderadamente húmedo. En el diagrama termodinámico, conforme evolucionan la capa límite planetaria (CLP) y la capa límite estable (CLE) o de superficie, el nivel superior de cada una se identifica mediante una línea horizontal a la derecha del perfil de temperatura. Como verá, después de una hora los efectos de las distintas condiciones del suelo en la estructura vertical de temperatura son mínimos (menos de 1 grado), pero en el transcurso del día se vuelven muy pronunciados. Cuando termine de estudiar un caso, desplácese hasta el final de la tabla correspondiente para ver el ciclo diurno detallado de la temperatura en la capa superficial.

Una vez que termine de estudiar los tres casos, haga clic en el botón para pasar a la página siguiente; tendrá que contestar una pregunta relacionada con los casos.

1. CASO DE SUELO SECO

Caso de suelo seco, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que no se pueden detectar fácilmente en un diagrama termodinámico, pero que son importantes porque indican la inestabilidad de la capa superficial y, por consiguiente, la medida en que el calentamiento en la superficie impulsará la evolución de la CLP.

• Entre la mañana y la media tarde:
  • El gradiente de temperatura superadiabático entre la capa superficial del suelo y el nivel de 995 hPa se forma para las 08 hora local (14 UTC), una hora antes que en el caso de suelo moderadamente húmedo.
  • El gradiente de temperatura entre la capa superficial del suelo y el nivel de 995 hPa llaga a ser de 4 grados entre mediodía y las 14 hora local (18 a 20 UTC), en comparación con 3 grados en el caso de suelo moderadamente húmedo.
  • La temperatura máxima al nivel de la garita meteorológica (2 m) es más de 39 °C, en comparación con 37 °C en el caso de suelo moderadamente húmedo.
• Entre media tarde y el amanecer del día siguiente:
  • El gradiente de temperatura entre la capa superficial del suelo y el nivel de 995 hPa se invierte a las 19 hora local (01 UTC), aproximadamente media hora más tarde que en el caso de suelo moderadamente húmedo.
  • Se forma rápidamente una inversión térmica entre las 19 y 21 hora local (01 a 03 UTC), cuando alcanza una temperatura de casi 6 °C, en comparación con 5,5 °C en el caso de suelo moderadamente húmedo.
  • Las temperaturas de la capa superficial son coherentemente 5 a 6 grados menores que las temperaturas en 995 hPa después de las 20 hora local (02 UTC) y hasta el amanecer a la mañana siguiente, casi lo mismo que en el caso de suelo moderadamente húmedo.
  • La temperatura mínima a la altura de la garita meteorológica (2 m) es 27 °C, en comparación con 25 °C en el caso de suelo moderadamente húmedo.
    • Debido a puntos de rocío más altos cerca de la superficie, por lo general la formación de rocío es menos probable en el caso de suelo seco que en el caso de suelo moderadamente húmedo.

2. CASO DE SUELO MODERADAMENTE HÚMEDO

Caso de suelo moderadamente húmedo, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que no se pueden detectar fácilmente en un diagrama termodinámico, pero que son importantes porque indican inestabilidad en la capa superficial y, por consiguiente, la medida en que el calentamiento en la superficie impulsará la evolución de la CLP.

• Entre el amanecer y media tarde:
  • El gradiente de temperatura superadiabático entre la capa superficial del suelo y el nivel de 995 hPa es evidente a las 09 hora local (15 UTC). Este gradiente determina la evolución de la capa mezclada de la CLP en el modelo.
    • El gradiente de temperatura máximo entre la capa superficial del suelo y el nivel de 995 hPa es de 3 a 3,5 grados entre las 11 y las 15 hora local (17 a 21 UTC).
    • La temperatura máxima al nivel de la garita meteorológica (2 m) excede solo levemente los 37 °C.
• Entre media tarde y la noche siguiente:
  • El gradiente de temperatura entre la capa superficial del suelo y el nivel de 995 hPa disminuye hasta invertirse de signo después de las 18 hora local (00 UTC).
  • Se forma una inversión nocturna rápidamente después de las 18 hora local (01 UTC) que alcanza los 5,5 grados a las 21 hora local (04 UTC).
  • La inversión térmica entre la capa superficial del suelo y el nivel de 995 hPa se mantiene en 5 a 5,5 grados durante el resto de la noche.
  • La temperatura mínima del aire a la altura de la garita meteorológica (2 m) es aproximadamente 25 °C.

3. CASO DE SUELO MUY HÚMEDO

Caso de suelo muy húmedo, ciclo diurno

Esta gráfica muestra estructuras cerca de la superficie que no se pueden detectar fácilmente en un diagrama termodinámico, pero que son importantes porque indican inestabilidad en la capa superficial y, por consiguiente, la medida en que el calentamiento en la superficie impulsará la evolución de la CLP.

• Entre el amanecer y media tarde:
  • El gradiente de temperatura entre la capa superficial del suelo y el nivel de 995 hPa es evidente para las 09 hora local (15 UTC), una hora más tarde que en el caso de suelo moderadamente húmedo, y no se vuelve superadiabático hasta las 11 hora local (17 UTC).
  • El gradiente de temperatura entre la capa superficial del suelo y el nivel de 995 hPa es superadiabático, pero solo es de 1 grado a las 12 hora local y alcanza el máximo de 2 grados a media tarde, hora local.
  • La temperatura máxima al nivel de la garita meteorológica (2 m) excede solo levemente los 32 °C, pero los puntos de rocío son 4 a 5 grados más altos que en el caso de suelo moderadamente húmedo.
• Entre media tarde y el amanecer del día siguiente:
  • El gradiente de temperatura entre la capa superficial del suelo y el nivel de 995 hPa se invierte entre las 17 y 18 hora local (23 a 00 UTC).
  • Las temperaturas de la capa superficial son solo 2 a 3 grados menores que la temperatura en 995 hPa a partir de las 19 hora local (01 UTC) hasta el amanecer de la mañana siguiente.
  • Las temperaturas de la capa superficial del suelo y a 2 m de altura bajan más rápidamente con suelo muy húmedo que en los otros dos casos debido a pocas nubes y humedad baja, de modo que al amanecer del día siguiente el caso de suelo muy húmedo es medio grado más frío que el caso de humedad moderada y 2 grados más frío que el caso de suelo seco.

Humedad del suelo: pregunta

Resumen de los impactos

Cobertura nubosa y humedad atmosférica

Las tablas de esta sección describen los impactos de varios parámetros de física en la guía del modelo para una serie de variables de uso frecuente en los pronósticos operativos. También presentan información sobre cómo compensar los errores de pronóstico y los sesgos del modelo provocados por estos errores de física, y explican los problemas generales a los cuales conviene estar atentos y las formas de corregirlos al preparar un pronóstico. Es importante recordar que al preparar un pronóstico conviene considerar cómo los errores de los diferentes parámetros de física pueden amplificarse o cancelarse mutuamente.

Para cada variable, se presentan dos tablas que corresponden a los principales procesos físicos que los modelos de PNT deben emular: la radiación atmosférica y los procesos de superficie. Todas las tablas descri8ben los efectos de los errores de emulación de la radiación y la superficie en los procesos turbulentos.

Procesos de superficie: albedo de la superficie

Procesos de superficie: humedad del suelo

Procesos de superficie: Vegetación

Procesos de superficie: Superficies acuáticas

Ejercicios

Efectos de ajustar la humedad del suelo para las variables del pronóstico

Debido a las limitaciones de cómputo y a nuestra comprensión incompleta del funcionamiento de ciertos procesos físicos, es preciso determinar qué valores de los diferentes parámetros darán los mejores resultados en la mayoría de las situaciones meteorológicas. En esta y las próximas tres páginas consideraremos el efecto de modificar ciertos parámetros específicos en las variables de pronóstico.

*Efectos de ajustar la fracción de vegetación para las variables del pronóstico

Efectos de ajustar el manto de nieve para las variables del pronóstico

*Efectos de ajustar el uso del suelo para las variables del pronóstico

* Importancia relativa de la física y la dinámica

*Interacciones entre las emulaciones físicas y la dinámica

Pregunta

Como habrá quedado claro al leer todas estas explicaciones, las componentes físicas no actúan de forma aislada, sino que interactúan con otras componentes y con la emulación de la precipitación y la dinámica del modelo de formas muy complejas y no lineales. La pregunta siguiente pondrá a prueba su capacidad de sintetizar esta información en un escenario que se basa en una situación observada recientemente durante un período de sequía de verano.

Las lluvias copiosas que se han observado en los últimos 30 días sobre una zona al oeste de los Grandes Lagos de Norteamérica y el norte del Medio Oeste han creado el régimen aproximado de humedad del suelo que aquí se muestra para el 1¿ de julio. El mapa muestra claramente que existe un gradiente de humedad del suelo muy fuerte en la región, que va desde condiciones húmedas y muy húmedas (las áreas verde claro y oscuro) hasta condiciones secas y muy secas (color naranja claro a oscuro) respecto de la humedad del suelo climatológica para esas regiones.

Se anticipa que en los próximos cinco días la zona sentirá los efectos de un flujo moderado de aire caliente y húmedo del sur y suroeste en los niveles bajos. En altura, donde se está formando una dorsal sobre la región y al sur de ella, el flujo de aire será relativamente débil y proveniente del oeste y noroeste. Para darle una idea de la escala horizontal de la anomalía de humedad del suelo respecto de la resolución del modelo, hemos superpuesto a parte del mapa una malla de aproximadamente 0,5 x 0,5 ° de un modelo de pronóstico operativo que estaba en uso en aquel momento. Aunque el modelo utiliza un modelo de superficie del suelo con múltiples capas del suelo, también empuja el pronóstico de humedad del suelo hacia la climatología. En el modelo, esto produce suelos más húmedos en la región seca y suelos más secos en la región húmeda que en el mapa.

Supongamos que usted es está a cargo de las operaciones en la oficina de pronóstico de Eau Claire, Wisconsin, y está preparando un pronóstico para la zona delimitada por la línea roja. De acuerdo con sus conocimientos de las condiciones de humedad del suelo y la representación de la humedad del suelo del modelo, ¿cómo modificaría la guía del modelo para producir su pronóstico de temperatura y precipitación para los próximos cinco días? (Use los cuadros de selección para elegir la mejor respuesta para cada parámetro.)

a) -- Aumentaría Reduciría No cambiaría el pronóstico temperatura máxima del modelo sobre la región central de Wisconsin.

Reduciría

b) -- Aumentaría Reduciría No cambiaría el pronóstico implícito de probabilidad y estimación cuantitativa de la precipitación del modelo.

Aumentaría

Explicación

Este es un caso en el que la física y la dinámica colaboran para reforzar un régimen existente de precipitación y temperatura. El modelo de pronóstico no es capaz de capturar por completo las interacciones que se producirán.

Consideremos la física primero: es probable que las temperaturas máximas sobre Wisconsin central sean más bajas de lo que indican los pronósticos del modelo, porque los valores de humedad del suelo más altos que los valores inicializados producirán tasas de evaporación más altas y, por tanto, temperaturas de la CLP más bajas que en el pronóstico del modelo. Como la humedad del suelo cambia despacio con el tiempo, algo que se debe a la capa profunda de humedad en el subsuelo, estas anomalías de temperatura pueden persistir durante un período prolongado.

Interacción entre física y dinámica: El flujo del sur-suroeste de aire caliente y húmedo en los niveles bajos se desplazará en sentido perpendicular al gradiente de humedad del suelo. En el modelo, es probable que debido a la resolución tosca y el gradiente reducido de humedad del suelo se subestime el gradiente de temperatura norte-sur. En realidad, el gradiente de humedad del suelo norte-sur, que es más fuerte, producirá una gradiente de temperatura más fuerte que aparecerá en el modelo de pronóstico operativo. Este gradiente más intenso constituirá una frontera de discontinuidad de temperaturas más considerable y creará un núcleo para el ascenso del aire cálido y húmedo a medida que fluye hacia el norte, sobre el suelo más frío. En este escenario, el desarrollo de convección sería más probable a lo largo de la frontera de discontinuidad de temperaturas y a lo largo del flujo, hacia el norte. Además, debido a que el pronóstico subestima la sequedad de la superficie al sur del área de pronóstico, podemos anticipar menos convección en esa zona de lo que indica el modelo y en consecuencia debería haber más humedad disponible para producir la convección en la zona más húmeda al norte, que incluye el área de pronóstico. El resultado es que también hay que aumentar la probabilidad de precipitación del pronóstico del modelo, especialmente al sur, en el área de precipitación antecedente. El «frente» de humedad del suelo hará las veces de un «mecanismo de ascenso» para el flujo del sur. Al sur y al norte del área de mayor ascenso, la probabilidad de precipitación será menor.

Escoja una opción.

*Referencias bibliográficas

Liou, K. N., 1992: Radiation and Cloud Processes in the Atmosphere: Theory, Observation and Modeling. Oxford University Press, 504 págs.

Sellers, P. J., 1993: Biophysical models of land surface processes. Climate System Modeling, Kevin Trenberth, ed., Cambridge University Press, 451-490.

Sellers, P. J., Y. Mintz, Y. C. Sud y A. Dalcher, 1986: A simple biosphere model (SiB) for use within general circulation models. J. Atmos. Sci., 43, 505-531.

Stull, Roland B., 1993: An Introduction to Boundary Layer Meteorology. Kluwer Academic Publishers, 666 págs.

Single column model: Colorado State University, cited 2009. Página de modelado de una columna: http://kiwi.atmos.colostate.edu/scm/scm.html.

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