Introducción

Esta lección comprende tres secciones principales:

• Introducción
• Microfísica de la precipitación
• Parametrización de la convección

La lección explica cómo los modelos de PNT manejan los procesos de precipitación y nubes mediante parametrizaciones o métodos explícitos y pone cierto énfasis en cómo el tratamiento de estos procesos en el modelo afecta su capacidad de representar y pronosticar la precipitación y otras variables de pronóstico relacionadas.

Definición de parametrización de la precipitación

Esta lección explora el rol de los esquemas de parametrización de microfísica y convección usados en los modelos operativos de predicción numérica del tiempo (PNT). Consideraremos las características de estos esquemas y sus impactos en otras variables de los modelos de pronóstico, y aplicaremos la información a situaciones operativas. Estos conocimientos deberían ayudarle a anticipar mejor las limitaciones de los esquemas y a realizar las correcciones necesarias para compensarlas, así como a hacer un mejor uso de la precipitación estimada por el modelo de PNT con el fin de mejorar los productos de pronóstico local.

Comencemos con una definición de los tipos de parametrización de la precipitación.

Microfísica: se refiere a la emulación en los modelos de los procesos de nubes y precipitación para eliminar el exceso de humedad atmosférica producido directamente por los campos de viento, temperatura y humedad pronosticados sobre la base de la dinámica. Los esquemas de microfísica se conocen también como esquemas de precipitación a escala de malla.

Parametrización de la convección (PC): es el método mediante el cual los modelos incluyen los efectos convectivos a través de la redistribución de temperatura y humedad en una columna de malla, lo cual reduce la inestabilidad atmosférica. Al reducir la inestabilidad termodinámica, la PC evita que la microfísica de la malla cree convección a gran escala no realista y ciclogénesis de bajo nivel excesivamente activa.

Nota: si antes de proseguir desea revisar información básica acerca de la parametrización, lea la sección Por qué parametrizar de la lección Fundamentos de los modelos.

Requisitos para el pronóstico de precipitación

Pregunta

Considere la importancia relativa de los esquemas de parametrización de la microfísica y de los campos de forzamiento del modelo en el desarrollo de un pronóstico de precipitación. De acuerdo con su experiencia, ¿cuál de los siguientes parámetros es el menos importante para producir un pronóstico de precipitación? Escoja la mejor respuesta.

a) vientos

b) movimiento vertical

c) humedad

d) advección de la temperatura

e) parametrización de la precipitación

La respuesta correcta es e) parametrización de la precipitación

La figura siguiente muestra la relación entre los procesos de precipitación y otros componentes del modelo. El esquema de parametrización de la microfísica se considera menos importante que los parámetros de forzamiento (vientos, movimiento vertical, humedad y advección de la temperatura), ya que esencialmente dichos parámetros impulsan el esquema. De hecho, estos campos de forzamiento se consideran críticos para el pronóstico de precipitación, y cuando son incorrectos el pronóstico de precipitación del modelo no puede ser exacto. Cabe notar que algunos modelos de PNT reincorporan los hidrometeoros de las nubes y la precipitación generados por la parametrización de la microfísica al esquema de asimilación de datos, con el fin de reducir el tiempo de inicialización necesario para volver a generar las nubes y la precipitación.

Si bien por lo general el forzamiento en la gran escala y el balance hídrico asociado son los factores que regulan la cantidad de agua que generará un sistema atmosférico en particular, la parametrización de la microfísica determina la distribución espacial y temporal exacta de las precipitaciones en el modelo.

Tenga presente que los modelos manipulan el movimiento vertical de forma diferente a la advección de vientos, humedad y temperatura. El movimiento vertical es una cantidad derivada que resulta directamente de las interacciones entre los parámetros anteriores. En este sentido, los modelos no suelen representar la posición o la fuerza del movimiento vertical con la misma exactitud que la advección de vientos, humedad y temperatura. Por consiguiente, a menudo los errores en los campos de movimiento vertical del modelo conducen a errores en el pronóstico de precipitación.

¿Qué tan precisos son los pronósticos de precipitación? Aunque por lo general los modelos pueden pronosticar los campos de forzamiento bastante bien, la determinación del momento, la ubicación y la cantidad de precipitación en el pronóstico suele ser pobre. En las mejores circunstancias, los resultados muestran un promedio de exactitud cerca del 50 % para precipitaciones leves, lo cual es bastante bueno. Para casos de precipitaciones más intensas, el promedio baja al 10 o al 20 % (muy pobre).

Recuerde que el modelo pronostica mejor la dinámica de la atmósfera (temperatura, altitud, humedad y vientos) y que su habilidad para manejar la física en cualquier contexto es errática, en el mejor de los casos, y especialmente en el caso de los procesos de precipitación.

Dada la complejidad de los procesos de precipitación reales de la atmósfera, comprender cómo los modelos los manipulan es uno de nuestros principales desafíos, tanto al modelar un escenario como a la hora de preparar un pronóstico. Esta lección le ayudará a comprender mejor los procesos de precipitación de los modelos de predicción numérica y a usar su pericia para mejorar los pronósticos de precipitación del modelo.

El resto de esta sección presenta los métodos empleados para producir la precipitación y nubes en los modelos.

Escoja una opción.

*Acoplamiento de la PC y los procesos a escala de malla

Conforme ha aumentado la resolución de los modelos, ha sido necesario incorporar más detalle para representar los procesos microfísicos que ocurren en las nubes. Esto permite además resolver algunos movimientos de mesoescala impulsados por la convección. En parte, esto se ha logrado:

• desarrollando esquemas de microfísica que contienen información sobre hidrometeoros, y
• enlazando los esquemas de microfísica y parametrización de la convección (PC) de forma más directa, para que el esquema de PC pueda pasar al esquema de microfísica la información de microfísica que resulta de los procesos convectivos.

Esto crea procesos de precipitación más realistas y mejores enlaces entre los esquemas de radiación y de microfísica del modelo. En 2009, todos los modelos de PNT operativos podían por lo menos predecir el agua en las nubes. Algunos modelos operativos y la mayoría de los modelos de investigación y cuasi-operativos usan otras versiones más completas de estos esquemas de microfísica. Se sigue trabajando para incorporar estos esquemas más sofisticados en los modelos operativos.

Esta ilustración conceptual muestra cómo se pueden eliminar la inestabilidad y la sobresaturación de los modelos de PNT bajo diferentes regímenes de estabilidad. Los tonos grises en la nube del panel superior izquierdo denotan la ausencia de una nube en el modelo, mientras que el blanco en los demás paneles indica que el modelo está almacenando agua (o hielo) en las nubes. La mitad izquierda del gráfico ilustra cómo se pueden enlazar los esquemas de PC y microfísica del modelo en el proceso de eliminación de la sobresaturación de las áreas con condiciones iniciales inestables.

• El esquema de PC toma en cuenta los efectos de las corrientes ascendentes y descendentes de las nubes de dimensiones inferiores a la escala de malla eliminando la inestabilidad, produciendo cierta cantidad de precipitación de inmediato y cambiando el perfil vertical de calor y humedad.
• Los cambios convectivos en la distribución del calor y la humedad estimulan el esquema de microfísica para producir hidrometeoros y precipitación adicional.
• El esquema y la dinámica de microfísica quedan fuertemente acoplados, lo cual genera movimientos de mesoescala resueltos. A continuación, este acoplamiento entre los esquemas de PC y microfísica simula la evolución de sistemas convectivos organizados.
  • Las corrientes ascendentes a escala de nube parametrizadas por el esquema de PC humectan y calientan la troposfera media a alta y conducen al ascenso a escala de malla conforme la dinámica del modelo responde al calentamiento. El esquema de microfísica crea hidrometeoros donde el movimiento vertical y la humectación producen la supersaturación, lo cual libera calor latente y produce un mayor movimiento vertical a escala de malla. El acoplamiento entre la dinámica y la microfísica se convierte en la respuesta predominante y genera circulaciones de mesoescala impulsadas por la liberación de calor latente arriba y la fusión y evaporación abajo.
• El proceso culmina en una región de precipitación estratiforme en forma de yunque.

El lado derecho ilustra el proceso de microfísica en áreas con condiciones iniciales estables.

• Se forman nubes estables a partir de vapor de agua.
• A continuación se forman hidrometeoros de precipitación a partir del agua líquida y hielo de las nubes, que caen con el paso del tiempo.
• Algunos hidrometeoros permanecen atrapados en las nubes.

*Simulación explícita de la convección

Conforme aumentan la resolución y la complejidad de los modelos, la convección y la precipitación convectiva se pueden tratar juntas a través de las interacciones entre la dinámica del modelo y el esquema de microfísica. Ya no hace falta parametrizar la convección, porque su propósito consistía en emular los efectos de la convección cuando estos no se podían producir explícitamente.

La escala de la convección es similar tanto en la horizontal como en la vertical y las aceleraciones verticales son un aspecto importante de los movimientos convectivos. Por lo tanto, la aproximación hidrostática del balance entre la fuerza del gradiente de presión vertical y la fuerza gravitacional debe ser menos estricta en los modelos numéricos que predicen la precipitación de forma explícita. Encontrará más información sobre los modelos no hidrostáticos en la página Modelos no hidrostáticos de la lección Impacto de la estructura y dinámica de los modelos.

Tenga presente que incluso en mallas de uno o dos km la estructura de las nubes convectivas es gruesa y los detalles de las nubes no son realistas.

Microfísica de la precipitación

La parametrización de microfísica a escala de malla es la emulación en los modelos de los procesos de nubes y precipitación que eliminan el exceso de humedad atmosférica producido directamente por los campos de viento, temperatura y humedad pronosticados sobre la base de la dinámica. El ascenso orográfico y la convergencia a gran escala son dos ejemplos del forzamiento dinámico que puede producir la saturación.

Si bien el forzamiento viene determinado por movimientos a escala de malla, hay otros procesos de precipitación y nubes que influyen en la verdadera respuesta microfísica y ocurren a una escala mucho menor que el tamaño de una celda de la malla. Por lo tanto, las nubes y la precipitación forzadas por los movimientos a escala de malla no se pueden pronosticar en detalle, por lo que se debe recurrir, al menos en parte, a esquemas de parametrización. La parametrización de microfísica juega un papel directo en la inclusión de estos procesos a escala inferior a la malla.

El desarrollo de nubes y precipitación en los esquemas de microfísica produce la liberación de calor latente de condensación (indicado por el área roja en la animación) que altera los campos de viento, temperatura y humedad. En las capas subsaturadas debajo de la región donde se forma la precipitación (el área azul en la animación), la evaporación de la precipitación produce el enfriamiento del aire. Con el paso del tiempo, esta retroalimentación en las variables del modelo puede intensificar aún más la circulación que inicialmente produjo las nubes y precipitación en el modelo. La circulación intensificada puede aumentar la precipitación y la liberación de calor latente, lo cual a su vez puede ocasionar retroalimentaciones adicionales. Los efectos de estas retroalimentaciones se analizarán más en detalle a lo largo de la lección.

Introducción a los esquemas de nubes

Los esquemas que emplean nubes pronosticadas siguen una secuencia de formación de las nubes antes de la precipitación que se basa en la física. En los esquemas que utilizan nubes simples, la precipitación se diagnostica solamente a partir del agua (o hielo) en la nube. En los esquemas de nubes complejas, la predicción de la precipitación se obtiene directamente modelando los procesos internos de las nubes, incluyendo la existencia de múltiples tipos de hidrometeoros en las nubes y la precipitación.

Los detalles de los esquemas de nubes simples y complejas se analizan en esta sección y las siguientes.

Esquemas de nubes simples

Descripción, modelos y procesos

Descripción: estos esquemas pronostican el contenido de agua o hielo de las nubes con base en la humedad relativa (HR) y después infieren o diagnostican la precipitación a partir de la cantidad de agua o hielo que hay en esas nubes.

Modelos: el modelo GFS emplea un esquema de nubes simples.

Proceso de eliminación de la humedad a escala de malla: el texto y la figura que aparecen a continuación describen el paso inicial del proceso empleado por los esquemas de nubes simples para eliminar la humedad a escala de malla. Recuerde que el diagrama termodinámico oblicuo T - log p, representa las condiciones promedio en una celda de malla (que aquí se muestra a la derecha) y no las condiciones en un punto discreto. Tenga en cuenta que estamos representando el resultado de un esquema aislándolo de los demás procesos del modelo, de modo que es posible que los perfiles de sondeo no se parezcan a los sondeos observados en ningún modelo en particular: los estamos usando solamente para ilustrar el resultado del esquema de precipitación.

Estos son los tres pasos del proceso:

• Paso inicial
• Paso intermedio
• Paso final

Paso inicial

• Usa el nivel crítico de HR (por lo general menos del 100 %) para tener en cuenta la variabilidad de la humedad a escala inferior a la malla con el fin de representar la cantidad de agua en las nubes.
  • No se requiere sobresaturación para crear líquido y hielo en la nube.
  • Primero se forma la nube.
  • Toma en cuenta el aumento en la cobertura de nubes de parcial a total conforme la HR aumenta por encima del valor crítico.

Paso intermedio

• En los lugares donde se condensa el agua de las nubes, se libera calor latente y se reduce la humedad específica del ambiente, lo cual aumenta la temperatura del aire y disminuye la temperatura del punto de rocío y la humedad relativa alrededor de la nube.
• La nube puede incluir hielo y gotitas nubosas sobreenfriadas.
  • En las capas de la nube con temperaturas bajo cero, la fase de agua en la nube puede depender de parámetros físicos tales como la temperatura de la cima de la nube.
  • Puede emular en forma rudimentaria las interacciones entre gotitas nubosas sobreenfriadas y el hielo en la nube, lo cual toma en cuenta los efectos de la temperatura en la intensidad de la precipitación.
• Si el contenido de agua en la nube excede un valor crítico, se crea precipitación a partir del agua de la nube.
  • Se puede producir precipitación dentro de la nube a partir de una combinación de creación de agua en la nube, advección y, en algunos esquemas de microfísica más completos, la introducción del agua de la nube convectiva diagnosticada por el esquema de parametrización de la convección del modelo.

Paso final

• En áreas con exceso de humedad o sobresaturación, las temperaturas se elevan debido a la liberación de calor latente, y la humedad específica y el punto de rocío disminuyen conforme el vapor de agua se condensa, hasta que la temperatura del punto de rocío iguala la temperatura del aire.
• La precipitación cae instantáneamente. Las áreas subsaturadas debajo de las capas donde se produce la precipitación se enfrían y humedecen debido a la evaporación de parte de la precipitación.

Fortalezas y limitaciones

Fortalezas

• Las nubes se pueden desplazar por advección.
• Se pueden tomar en cuenta los efectos del hielo en las nubes sobre los procesos de precipitación, lo cual permite obtener una parametrización microfísica más realista.
• Los campos de HR son bastante realistas, ya que se retiene algo de agua o hielo en las nubes.
• El esquema de microfísica puede interactuar directamente con el esquema de PC gracias a la introducción del agua de la nube convectiva.
• Permiten comparar los campos de nubes del modelo, tanto iniciales como pronosticados, directamente con las imágenes de satélite.
• Permiten asimilar los datos de las nubes para mejorar los campos de humedad, ya que el agua en las nubes es una variable pronosticada.
• Permiten vincular de forma directa y coherente las nubes y los procesos de radiación, ya que:
  • distinguen entre el agua y el hielo en las nubes, mejorando la simulación de los efectos radiativos de las nubes de agua líquida y las nubes de hielo.
• Son adecuados para los modelos de alta resolución, ya que pueden tomar en cuenta más detalles de microfísica y movimientos a menor escala.

Limitaciones

• La precipitación es un producto secundario que no se pronostica directamente, y cae al suelo en un único paso de tiempo.
• Las parametrizaciones microfísicas importantes son relativamente rudimentarias.
  • Los hidrometeoros de la precipitación no se pronostican explícitamente, lo cual afecta el pronóstico de cantidad y ubicación de la precipitación, especialmente en el caso de precipitación muy débil y muy fuerte, y los casos en que la advección horizontal de la precipitación es importante (nieve por efecto lago y orográfica).
• La tasa de precipitación es un promedio en cada celda de la malla, lo cual puede llevar a:
  • La sobreestimación o subestimación de la precipitación por el modelo, dependiendo de la extensión e intensidad real de la misma. En realidad:
    • la tasa de precipitación puede variar considerablemente en puntos discretos dentro de la celda de la malla;
    • la variabilidad de la cantidad de precipitación a escala inferior a la malla aumenta conforme se incrementa el área de las celdas de la malla.
• La microfísica es demasiado sencilla como para poder pronosticar los procesos convectivos, tales como la creación de bolsas frías y frentes de racha.

Confiabilidad de los esquemas

Pregunta

Utilice esta figura y la información hasta ahora presentada para seleccionar la(s) estructura(s) que cree que un esquema de nubes simples puede representar, dentro de lo razonable, en un modelo con una malla de 40 km. Escoja todas las respuestas pertinentes.

a) Cirros o nubes de niveles medios delante de un frente cálido

b) Total de precipitación por advección cálida de la tormenta

c) Total de precipitación por advección cálida de la tormenta con convección embebida

d) Precipitación total de un ciclón tropical que toca tierra

e) Precipitación de una línea de turbonada prefrontal

f) Precipitación de una supercélula

g) Precipitación de una tormenta de masa de aire

h) Chaparrones detrás de un frente frío

Las respuestas correctas son a) y b)

Pronosticar el agua de las nubes en un modelo numérico produce predicciones de nubes bastante buenas, incluso para cirros delante de un frente cálido (a). Además, los esquemas de nubes simples incluyen algunos procesos de nubes y producen la advección de las nubes entre celdas, lo cual permite obtener pronósticos razonables del total de precipitación por advección cálida de la tormenta (b).

El pronóstico se degrada ante situaciones de advección cálida con convección embebida. Por lo tanto, a menudo (c) se pronostica con menor precisión. Es posible que haber pronosticado agua en las nubes con el esquema de microfísica produzca un sondeo más exacto para uso por parte del esquema de parametrización de la convección, lo cual puede redundar en un mejor pronóstico de precipitación total.

Con una malla de 40 km, el flujo de entrada radial y el ascenso vertical en un huracán no se resuelven y resultarán muy débiles. Por lo tanto, el esquema de microfísica solo no es capaz de producir suficientes precipitaciones y necesitará la ayuda del esquema de parametrización de la convección. Como resultado, los totales de precipitación para (d) no serán muy buenos, independientemente del esquema de microfísica utilizado.

Los escenarios de (e) a (h) suelen involucrar inestabilidad convectiva, que produce grandes velocidades verticales. Los esquemas de nubes simples no cuentan con los medios para eliminar correctamente la inestabilidad y la resolución de 40 km es muy gruesa como para predecir las velocidades verticales típicas de la convección. Por lo tanto, los modelos con esta resolución usan un esquema de parametrización de la convección aparte para simular los efectos convectivos en las variables de gran escala. Además, los ambientes de gran escala en los cuales se producen tales eventos suelen estar subsaturados, de modo que por lo general el esquema de microfísica produce poca o ninguna precipitación.

Escoja una opción.

Esquemas de nubes complejas

Descripción, modelos y procesos

Descripción: estos esquemas pronostican las nubes y la precipitación con base en la humedad relativa (HR) realizando una predicción directa de los hidrometeoros que precipitan y tomando en cuenta los procesos internos de las nubes. Dichos esquemas se usan solamente en los modelos de alta resolución, porque requieren un grado de resolución suficiente para resolver las estructuras de pequeña escala que afectan los procesos microfísicos.

Modelos: el RUC y el WRF-NMM emplean esquemas de nubes complejas [nubes con agua líquida, hielo en las nubes, lluvia, nieve, granizo blando (solo en el RUC)].

Proceso de eliminación de la humedad a escala de malla: el texto y gráfico que aparecen a continuación describen el paso inicial del proceso empleado por los esquemas de nubes complejas para eliminar la humedad a escala de malla. Recuerde que el diagrama termodinámico oblicuo T - log p representa las condiciones promedio en una celda de malla (que aquí se muestra a la derecha) y no las condiciones en un punto discreto. Tenga en cuenta que estamos representando el resultado de un esquema aislándolo de los demás procesos del modelo, de modo que es posible que los perfiles de sondeo no se parezcan a los sondeos observados en ningún modelo en particular: los estamos usando solamente para ilustrar el resultado del esquema de precipitación.

Ver los cuatro pasos:

• Paso 1
• Paso 2
• Paso 3
• Paso 4

Paso 1

• Se usa un nivel crítico de HR (generalmente por debajo del 100 %) para tomar en cuenta la variabilidad de la humedad a escala inferior a la malla y los parches de nubes.
  • No se requiere sobresaturación para crear líquido y hielo en la nube.
    • Se incluyen múltiples procesos internos de las nubes, tales como mezcla de fases y granizo blando.

Paso 2

• Donde el vapor de agua se condensa para formar hidrometeoros o se convierte en líquido o hielo en la nube, se libera calor latente, lo cual aumenta la temperatura del entorno. El vapor de agua se emplea en el proceso de condensación y reduce la humedad específica del ambiente.

Paso 3

Conforme la precipitación empieza a caer dentro de la nube:

• se produce humectación y enfriamiento cerca del nivel de congelación, a causa del derretimiento, y en la capa debajo de la nube, debido a la evaporación;
• se toman en cuenta las interacciones entre los hidrometeoros de diferentes fases y los cambios de fase.
• A medida que caen, todos los tipos de condensado de nube y precipitación (lluvia, agua en la nube, nieve, hielo en la nube, etc.) pueden entrar y salir de las columnas de la malla. En el modelo WRF-NMM, sin embargo, no son los tipos individuales de condensado que entran y salen de las columnas, sino el condensado total.

Paso 4

Conforme la precipitación cae de la nube:

• La precipitación no cae instantáneamente, sino se rastrea a medida que cae al suelo. Las áreas subsaturadas se humedecen y se enfrían conforme cae la precipitación.
• Algo de agua o hielo permanece en las nubes, lo cual produce una HR ambiental más realista.

Fortalezas y limitaciones

Fortalezas

• Los modelos pueden pronosticar directamente los tipos de precipitación que alcanzan la superficie y la cantidad de cada tipo.
  • La predicción directa de granizo blando mejora el pronóstico de precipitación.
  • Los pronósticos de precipitación pueden ser mejores en comparación con los que se hacen a partir de esquemas que solo incluyen nubes con agua y hielo en las nubes.
• Pueden pronosticar directamente el enfriamiento por evaporación y/o el derretimiento de la precipitación.
  • Esto ocurre a lo largo del tiempo, a medida que la precipitación cae.
• Pueden predecir de forma realista que el viento transportará la nieve lejos de las regiones donde se genera.
• Pueden representar el tamaño del yunque de un sistema convectivo y las regiones de lluvia estratiforme.
  • Mejoran la descripción del desarrollo y del área de cirros del yunque (esto es importante por el efecto de las nubes de hielo sobre la radiación en la atmósfera).
  • Mejoran la descripción de la cobertura nubosa y la duración y extensión de la precipitación de un sistema convectivo, ya que toman en cuenta la presencia de múltiples hidrometeoros importantes.
• Pueden asimilar mejor los datos de los sensores remotos.
  • Pueden incluir información derivada de satélites sobre algunos tipos de hidrometeoros.
  • Pueden incorporar datos de radar en los procesos de asimilación.
  • Pueden verificar el pronóstico de los tipos de precipitación usando observaciones de superficie.
• Pueden pronosticar directamente el engelamiento de aeronaves con base en la existencia de agua sobreenfriada en las nubes y precipitación sobreenfriada.
• Los campos de humedad relativa ambiental son más realistas, ya que se conserva algo de agua o hielo en las nubes.
• Debido a que se consideran más tipos de hidrometeoros, el esquema de radiación es incluso mejor que en los esquemas de nubes simples.

Limitaciones

• En la práctica, su costo de implementación puede llegar a ser prohibitivo (debido al tiempo de ejecución del modelo y los requisitos de memoria).
• Requieren una resolución suficiente para resolver la variabilidad de pequeña escala que afecta los procesos microfísicos. Por ejemplo, las bandas de precipitación en las tormentas ciclónicas sobre escalas de 20 a 30 km requieren una resolución horizontal mínima de 10 km para predecir los movimientos que las producen.
• Puede ser difícil determinar cuáles son los hidrometeoros más importantes en las nubes para diferentes situaciones y aplicaciones, tales como el engelamiento de aeronaves.
• Aunque los datos de nubes se pueden usar en sistemas de asimilación de datos, normalmente no se dispone de mediciones directas de los tipos de hidrometeoros y sus concentraciones.
  • No existen datos para verificar las concentraciones de hidrometeoros en todos los niveles de la nube observada.
    • Como típicamente no contamos con datos de concentraciones iniciales de hidrometeoros en las nubes y la precipitación, el esquema de microfísica debe «inicializarse» hasta alcanzar el equilibrio entre los hidrometeoros y los valores pronosticados de humedad, temperatura y campos de viento. El resultado es la subestimación de las nubes y la precipitación en las etapas tempranas del pronóstico.
      • El problema de inicialización se puede aliviar en cierta medida usando en el esquema de asimilación de datos del modelo los valores de hidrometeoros del pronóstico a corto plazo de la primera aproximación, aunque la falta de datos de observaciones de hidrometeoros sigue siendo un problema.

Confiabilidad de los esquemas

Pregunta

Utilice esta figura y la información hasta ahora presentada para seleccionar la(s) estructura(s) que cree que un esquema de nubes complejas puede representar, dentro de lo razonable, en un modelo con un espaciado de malla de 10 km. Escoja todas las respuestas pertinentes.

a) Cirros o nubes de niveles medios delante de un frente cálido

b) Total de precipitación por advección cálida de la tormenta

c) Total de precipitación de advección cálida de la tormenta con convección embebida

d) Precipitación total de un ciclón tropical que toca tierra

e) Precipitación de una línea de turbonada prefrontal

f) Precipitación de una supercélula

g) Precipitación de una tormenta de masa de aire

h) Chaparrones detrás de un frente frío

Las respuestas correctas son a), b), c), y e)

Como los esquemas de nubes complejas incluyen numerosos procesos que ocurren en las nubes, el pronóstico de cirros delante de un frente cálido (a) es mejor en comparación con los esquemas que usan nubes simples y a menudo es acertado.

La inclusión de procesos microfísicos complejos también produce una mejor representación y un pronóstico de precipitación más exacto. Por lo tanto, el pronóstico debería ser razonablemente preciso en situaciones de advección cálida (b).

En el caso de un huracán que toca tierra (d), el esquema de microfísica de nubes complejas puede predecir hielo y nieve en las nubes y se puede alimentar con información sobre nieve y hielo del esquema de parametrización de convección, si está disponible. Estas partículas de hielo siembran las bandas de lluvia internas, contribuyendo a una alta eficiencia en la precipitación. Si bien la resolución de una malla de 10 km es marginalmente adecuada para representar la estructura del huracán, normalmente la tormenta resuelta no es suficientemente intensa para obtener los valores correctos de balance de humedad, movimientos verticales, presión central y temperatura potencial equivalente. El pronóstico de precipitación resultante aún no es bueno, pero sin duda será mejor que los de los modelos de 40 km con nubes simples.

Aunque la convección todavía no se resuelve explícitamente, la capacidad de los esquemas de microfísica con nubes complejas de incorporar diferentes clases de hidrometeoros diagnosticados a partir de un esquema convectivo puede producir un mejor pronóstico cuantitativo de la precipitación en situaciones de advección cálida con convección embebida (c) y líneas de turbonada prefrontales (e) con precipitación considerable en la zona del yunque. Sin embargo, como los hidrometeoros convectivos son producto del esquema de parametrización de la convección más que de los movimientos pronosticados, la precisión del pronóstico dependerá de que el esquema de parametrización se active apropiadamente, algo que, como es sabido, puede estar cargado de problemas.

Aún con una malla de 10 km, las supercélulas (f), las tormentas de masa de aire (g) y los chaparrones detrás del frente frío (h) no se pueden resolver. El esquema de parametrización de convección del modelo podrá manipular estas características de forma más adecuada.

Escoja una opción.

Impacto en los pronósticos de precipitación

Pronóstico de la ubicación de la precipitación

*Impacto de los esquemas complejos en los pronósticos de precipitación

Convección a partir de la microfísica

¿Qué sucede cuando un esquema de microfísica trata de reducir la inestabilidad creando convección «a escala de malla»? Los resultados dependen en gran medida de cómo el esquema redistribuye el calor y la humedad durante la convección, algo que a su vez depende de los tipos de movimiento que la dinámica del modelo es capaz de pronosticar.

Para simular la convección directamente sin parametrizarla, un modelo tendría que responder correctamente ante la convergencia y el movimiento vertical ascendente, factores que humedecen las capas inferiores y luego las capas más altas conforme la humedad se desplaza hacia arriba con el movimiento vertical en la malla. Observe que la corriente ascendente y la región saturada llenan por entero la celda de la malla (¡imagínese un único cúmulo de 30 km de ancho que crece como una torre!). Esta humectación fuerza el esquema de microfísica a crear precipitación. Puesto que las velocidades verticales pronosticadas por el modelo son mucho menores que las velocidades convectivas ascendentes reales, la humedad se transporta hacia arriba con demasiada lentitud y el esquema de microfísica libera el calor latente durante un período más largo, sobre todo en la baja troposfera. La curva roja del gráfico siguiente representa un típico perfil vertical de calentamiento.

Los esquemas de PC parametrizan el vigoroso transporte vertical de las corrientes ascendentes y descendentes de escala inferior a la malla, las cuales mueven el aire de la troposfera baja calentado diabáticamente a la troposfera alta y el aire de la troposfera media enfriado por evaporación hacia la capa límite. Además, se produce calentamiento del ambiente por subsidencia debajo de las cimas de las nubes convectivas. La curva azul de la gráfica representa el resultado neto, con el mayor grado de calentamiento en los niveles medios y altos, pero como la convección ocurre solamente sobre una parte de la celda de la malla, las velocidades de calentamiento aplicadas a la celda entera disminuyen proporcionalmente, como ilustra la curva verde. La forma de las curvas azul y verde es la más similar a las observaciones realizadas en la atmósfera real.

Como la ciclogénesis tiende a ocurrir en la capa donde la velocidad de calentamiento aumenta rápidamente con la altura, se produce ciclogénesis de bajo nivel si un modelo trata de crear convección a escala de malla con el esquema de microfísica. En contraste, cuando el esquema de PC crea convección, la tendencia a la ciclogénesis se produce en los niveles medios (por ejemplo, un vórtice de CCM) y es mucho más débil.

Para complicar el asunto, la ciclogénesis de bajo nivel producida por la convección a escala de malla generada por el esquema de microfísica se retroalimenta, realzando la convergencia de bajo nivel, lo cual intensifica aún más el calentamiento y la ciclogénesis. Si el tamaño de la región de liberación excesiva de calor latente y precipitación aumenta, la perturbación resultante puede llegar a estar dinámicamente balanceada y permanecer por mucho tiempo, como un típico ciclón sinóptico, aunque este puede tener características de núcleo cálido, especialmente en la baja troposfera. Aunque a veces esta situación se ha denominado «retroalimentación convectiva», ¡los errores de pronóstico son producto de lo que el esquema de PC no hizo!

Queda claro, pues, que un modelo debe usar un esquema de PC para reducir la inestabilidad antes de que el esquema de microfísica trate de formar la convección a escala de malla. Note que si se usa un esquema de PC y este no logra reducir suficientemente la inestabilidad, el modelo aún puede producir convección a escala de malla donde haya movimiento ascendente y suficiente humedad. Este aspecto se analiza más a fondo en la sección PC subactiva de la lección.

Conforme aumenta la resolución del modelo, cada celda de la malla cubre un área menor y la velocidad vertical en la malla aumenta, y el perfil de calentamiento y el resultante impacto en el pronóstico se tornan más realistas. Cuando el tamaño de la malla se reduce a 1 o 2 km, la convección se puede simular directamente sin usar esquemas de PC.

Eliminación de la inestabilidad por el esquema de microfísica

Resumen: esquemas de nubes simples

Resumen: esquemas de nubes complejas

Ejercicios

Evento de baja presión

Complejo convectivo de mesoescala

Parametrización de la convección

Papel de la PC en los modelos

En la naturaleza, la convección no solo sirve para producir precipitación, sino también para transportar el calor hacia arriba, redistribuir la humedad y además estabilizar la atmósfera. Si se produce suficiente convección sobre un área suficientemente grande, también puede crear corrientes de flujo saliente y vórtices en niveles medios, generando así grandes circulaciones atmosféricas que llegan a afectar al clima en sitios distantes, etc.

Los modelos deben tratar de tomar en cuenta estos tipos de efectos convectivos. Sin embargo, dada la escala de los procesos convectivos, los modelos operativos actuales no pueden predecirlos explícitamente y, por lo tanto, esto se debe hacer a través de la parametrización.

Los esquemas de parametrización de la convección (PC) se han diseñado principalmente para:

• Considerar el transporte vertical del calor latente, que es el motor de la circulación general en los trópicos
• Reducir la inestabilidad termodinámica, para que los esquemas de precipitación y parametrización de nubes (microfísica) a escala de malla no traten de crear una convección a gran escala poco realista acompañada de una ciclogénesis de bajo nivel excesivamente activa. Para reducir la inestabilidad, los esquemas de PC reajustan la temperatura y humedad en la columna de la celda de la malla.

Para llevar a cabo ambas tareas, cada esquema debe usar información promediada sobre toda la celda de la malla para definir estos factores:

1. Qué activa la convección en una columna de la malla
2. Cómo la presencia de convección modifica el sondeo de la columna de la malla
3. Cómo la convección y la dinámica a escala de malla se afectan mutuamente

La forma en que un esquema manipula estas suposiciones puede limitar su eficacia. Además, los parámetros empleados en dichas suposiciones se ajustan para optimizar el rendimiento general del esquema en todas las situaciones. Esto significa que las suposiciones pueden dar buenos resultados en algunas situaciones y malos en otras (por ejemplo, pueden funcionar bien en situaciones comunes, pero no en casos de eventos extremos).

Legados de los primeros esquemas de PC

Algunas de las características de los esquemas de PC contienen legados de esquemas anteriores, los primeros de los cuales se desarrollaron para considerar, en modelos globales rudimentarios, el calentamiento diabático en la convección tropical relacionado con la circulación planetaria. He aquí algunos ejemplos:

• El énfasis primario en los esquemas de PC es la velocidad de calentamiento: la precipitación no es sino un producto secundario.
• Los cambios realizados en los sondeos del pronóstico por los esquemas de PC son más apropiados para los trópicos.
• Los mecanismos disparadores y los enlaces a la dinámica de gran escala funcionan mejor para escalas temporales y espaciales mayores a la de los fenómenos de escala sinóptica y mesoescala.
• Los esquemas de PC suponen que la convección ocupa solamente una pequeña fracción de la columna de la celda de malla. Aunque esto daba buenos resultados en los antiguos modelos globales de resolución gruesa, no funciona en muchos de los modelos actuales de alta resolución.
  • Conforme la resolución de los modelos mejore a mallas de uno o dos kilómetros, las corrientes ascendentes y descendentes de las nubes se podrán representar lo suficientemente bien para que los esquemas de PC ya no sean necesarios.

Las cinco subsecciones siguientes presentan las principales clases de esquemas de PC empleadas en los modelos operativos. En ellas se describen los procesos a través de los cuales se manipula la convección, los modelos en los cuales se ponen en práctica, y también sus fortalezas y debilidades. Los esquemas se presentan en orden de complejidad creciente.

Después de dichas subsecciones, analizaremos los efectos del exceso o déficit de convección en los esquemas de PC, proporcionaremos consejos operativos para interpretar la PC y presentaremos algunos ejercicios. La Operational Models Encyclopedia contiene información más específica sobre la implementación de los esquemas en los modelos operativos más importantes.

*Esquema de Kuo

*Descripción, modelos y activación

Descripción: este esquema sencillo produce precipitación y aumenta la estabilidad estática simulando el ascenso adiabático húmedo de las parcelas. El esquema ajusta los perfiles de temperatura y humedad hacia una curva adiabática húmeda.

Modelos: el esquema de Kuo se utiliza en los miembros de algunos modelos canadienses de predicción por conjuntos y es una opción en muchos modelos de investigación y de escala local.

Procesos convectivos

Activación: la convección se activa cuando se superan umbrales de energía potencial convectiva disponible (CAPE, por sus siglas en inglés) y de convergencia de humedad integrada en una columna.

*Cambios convectivos

Cambios convectivos

• Desplaza el perfil de temperatura a través del espesor de la nube hacia una adiabática húmeda en los niveles bajos. Parte de la humedad humecta el sondeo mientras que otra parte cae instantáneamente en forma de lluvia.

• La cantidad de lluvia producida varía según el modelo, aún si se mantienen las mismas condiciones. Esto se debe a que el parámetro que divide el suministro de humedad en una parte para humectar sondeo y otra para la lluvia puede variar de un modelo a otro. Observe que si se utiliza la mayoría de la humedad para humedecer el sondeo, el esquema de microfísica puede eventualmente generar un poco de precipitación.
• Los cambios en el sondeo pueden variar porque los distintos modelos usan diferentes variantes del esquema; por ejemplo, algunas incluyen los efectos de las corrientes descendentes.

*Enlace al forzamiento de gran escala y estado final

Enlace al forzamiento de gran escala: la intensidad y continuación de la precipitación convectiva y los cambios en el sondeo dependen de la convergencia de humedad en los niveles inferiores, ya que el esquema supone que la convección consume humedad a la velocidad que la suministran los vientos y campos de humedad de gran escala.

Estado final: se aproxima a los perfiles de temperatura adiabática húmeda y de humedad subsaturada, sin alcanzarlos. Esto se debe a que el esquema supone que la convección no ocupa la totalidad de la columna de la celda, aunque sigue humectándose y acercándose a la adiabática húmeda conforme persiste la convección.

*Fortalezas y limitaciones

Fortalezas

• Esencia y comportamiento fáciles de entender.
• Se ejecuta rápidamente, no requiere muchos recursos de cómputo.

Limitaciones

• Es un esquema simplista; no puede representar la variedad de cosas que ocurren en la naturaleza.
• No toma en cuenta la intensidad de una capa estable que inhibe el desarrollo convectivo.
• A veces produce retroalimentación positiva (puede manifestarse en focos de precipitación intensa) debido a que la respuesta del modelo a la parametrización del calor convectivo puede generar convergencia de humedad que, a su vez, vuelve a accionar el esquema. Este comportamiento surge de la suposición de que la convergencia de humedad causa la convección.
• Existen muchas variantes del esquema (por ejemplo, algunas incluyen corrientes descendentes, otras no). Cada formulación produce una serie de comportamientos físicos no realistas.

Esquema de Betts-Miller-Janjić (BMJ)

Descripción, modelos, y activación

Descripción: este esquema es un poco más complejo que el esquema de Kuo. Ajusta el sondeo hacia un perfil de referencia predeterminado, posterior a la convección, derivado de la climatología.

Modelos: el esquema BMJ se utiliza en el modelo operativo NAM y en algunos de los miembros del sistema de pronóstico por conjuntos a corto plazo de los Centros Nacionales de Predicción Ambiental (National Centers for Environmental Prediction, NCEP) de EE. UU.

Procesos convectivos

Activación: se requieren tres condiciones para activar la convección:

• Por lo menos un poco de energía potencial convectiva disponible (CAPE)
• Espesor de nubes convectivas por encima de determinado umbral
• Sondeos húmedos

Cambios convectivos

Cambios convectivos: se empieza con un perfil de referencia y luego se ajusta el sondeo original hacia ese perfil.

• Se establece un estado postconvectivo definido por la climatología como perfil de referencia, definido por puntos en la base, la cima y el nivel de congelación de la nube. Se pueden construir varios perfiles de referencia y emplearlos en el esquema según resulte necesario (por ejemplo, puede ser útil tener perfiles diferentes para cada estación del año y para localidades tropicales y extratropicales).
• En comparación con el sondeo inicial, el sondeo de referencia tiene una cantidad de agua precipitable diferente y alguna cantidad de calentamiento o enfriamiento neto.
• El esquema modifica el perfil de referencia para que el calentamiento por liberación de calor latente coincida con el calentamiento neto en el sondeo.
  • Como muestra la animación, la lluvia es producto de una reducción del agua precipitable en el sondeo original respecto del sondeo de referencia.
  • El calor latente producido por la extracción del agua del aire debe ser coherente con el calentamiento neto en el perfil de temperatura..
  • En el sondeo, los perfiles de temperatura y de punto de rocío de referencia se desplazan juntos hacia la izquierda o la derecha hasta que se halle una posición donde el calor latente producido por el esquema de precipitación es coherente con los cambios de calor sensible del sondeo.

Enlace al forzamiento de gran escala y estado final

Enlace al forzamiento de gran escala:

• No hay un enlace directo, el esquema descarga la inestabilidad donde se presente, siempre y cuando haya suficiente humedad.
• Hay un enlace indirecto, ya que el flujo de gran escala gobierna la profundidad de la humedad y la inestabilidad a través de la advección horizontal y vertical.

Estado final: evoluciona hacia el perfil de referencia. Aún con otros factores de forzamiento del modelo, los sondeos producidos por el modelo se parecen mucho a los perfiles de referencia. Cabe notar que la temperatura y el perfil de humedad debajo de la nube no cambian con el esquema de PC. El esquema no contempla enfriamiento por corrientes descendentes; sin embargo, otros procesos no relacionados con la PC (como la reducción de la radiación solar incidente o el enfriamiento por evaporación de la precipitación del modelo) pueden enfriar los niveles inferiores.

Fortalezas y limitaciones

Fortalezas

• A menudo el esquema funciona bien en ambientes húmedos con capas de inversión poco intensas.
• El esquema trata la convección elevada mejor que otros esquemas de PC (aunque aún no muy bien).
• Es el esquema de PC más eficaz para impedir que el esquema de microfísica trate de crear convección.
• Incluye implícitamente los efectos de las corrientes descendentes en las capas de nubes, del calor latente de fusión en las corrientes ascendentes, de la fusión de la precipitación y de muchas otras características naturales complicadas.
• Se ejecuta rápidamente, no requiere muchos recursos de cómputo.

Limitaciones

• Los perfiles de referencia se basan en observaciones climatológicas y son fijos, de modo que no permiten flexibilidad para cada situación de pronóstico; como resultado, pueden causar la eliminación de estructuras verticales importantes.
• El esquema se activa solamente si los sondeos muestran humedad profunda. (Este es un problema potencial en ambientes áridos y en el caso de los sondeos «explosivos» que presentan una inversión de temperatura no muy intensa encima de aire sumamente inestable.)
• Cuando se activa, con frecuencia el esquema produce un exceso de lluvia, ya sea porque el perfil de referencia es muy seco para la situación de pronóstico o porque la transición al perfil de referencia es demasiado abrupta. Esto deja demasiado poco vapor de agua para producir precipitación más tarde o corriente abajo.
• No toma en cuenta la intensidad de una capa estable que inhibe el desarrollo convectivo.
• No toma en cuenta ningún cambio que se produce debajo de la base de la nube:
  • No intenta simular los frentes de rachas ni las mesoaltas con ellos asociadas.
  • Afecta las condiciones de superficie solo de forma indirecta, por ejemplo, a través de la evaporación de la precipitación y de la reducción del calentamiento solar por la cobertura nubosa.

Esquema de Arakawa-Schubert (AS)

Descripción, modelos, y activación

Descripción: este es un esquema complejo. Incluye los efectos del desprendimiento de la humedad de las nubes convectivas, del calentamiento por subsidencia ambiental y de la estabilización convectiva en equilibrio con la tasa de desestabilización a gran escala.

Modelos: se utilizan variantes del esquema de Arakawa-Schubert en el modelo GFS, el modelo espectral regional (Regional Spectral Model) de los Centros Nacionales de Predicción Ambiental (National Centers for Environmental Prediction, NCEP) de EE. UU. y en algunos modelos de investigación y climáticos.

Procesos convectivo

Activación

• Para activar la convección, el esquema requiere cierta cantidad de energía potencial convectiva disponible (CAPE) en la capa límite.
• Aunque varía en las distintas implementaciones específicas, la formulación general requiere la presencia de desestabilización atmosférica a gran escala a lo largo del tiempo. El proceso por el cual el esquema procura evaluar la desestabilización es complejo; por ejemplo, debe tomar en cuenta los efectos de arrastre y el espesor variable de las nubes.
• Otras formulaciones pueden incluir un espesor mínimo para las nubes y un factor máximo de inhibición de la convección (Convective INhibition, o CIN), o bien requerir que el nivel de convección libre (NCL) esté suficientemente cerca a la base de la nube.

Cambios convectivos

Cambios convectivos: los cambios son el resultado de los procesos en las nubes más que de los ajustes hacia un estado particular.

• Se supone la existencia de cúmulos con base en la capa límite, con diferentes velocidades de arrastre hacia el interior de la nube y, por tanto, alturas distintas. Las nubes que no arrastran aire hacia su interior son las más altas.
  • Las nubes expulsan el aire por su cima, causando humectación y posible enfriamiento, o condensación en su parte superior.
  • Sin embargo, la mayor parte de la columna de la celda de la malla está ocupada por subsidencia por compensación, que produce calentamiento y desecamiento.
  • Se producen cambios en la capa límite debido a las corrientes descendentes convectivas (si la versión del esquema incluye corrientes descendentes).
  • Como las torres convectivas abarcan una fracción tan pequeña del área de la celda de la malla, se da menos peso a la temperatura interna y la humedad de la nube cuando se calcula el efecto de la convección sobre las variables del pronóstico.

En realidad se supone que todas las nubes en esquemas de Arakawa-Schubert que incluyen corrientes descendentes se inclinan como la nube A. Para fines de simplicidad esta inclinación se ha representado solo para la nube A.

• Las propiedades de las corrientes ascendentes de la nube se determinan ejecutando un modelo de nube unidimensional para nubes de diferentes alturas. Estas propiedades de las nubes se usan para determinar la temperatura, la humedad y la cantidad de aire arrastrada hacia el exterior de la nube, la cantidad de precipitación disponible para evaporación en una corriente descendente (el resto cae a tierra) y la subsidencia del ambiente.
  • Además del arrastre de aire hacia el interior de la nube, algunas versiones toman en cuenta otros detalles, como los procesos microfísicos y de precipitación, los efectos de la cizalladura o cortante del viento en el grado de inclinación de la nube y la precipitación que sale de la nube al caer por los lados debido a corrientes descendentes no saturadas. En lugar de dejarlos caer instantáneamente, los hidrometeoros se pueden pronosticar y usar para alimentar un esquema de microfísica complejo.
  • Si se usa, el modelo de corriente descendente es impulsado por la precipitación que se evapora y transporta el aire enfriado hacia abajo, a la capa límite.
  • Los perfiles de nubes son muy sensibles a las características incluidas en el modelo de nube unidimensional (varía con la implementación del esquema). Este procedimiento da resultados distintos en diferentes modelos.

• La cantidad de aire ascendente en las nubes a través de cada capa del modelo viene determinada por el modelo de nube unidimensional. Se supone subsidencia en el entorno para compensar este movimiento vertical (y para compensar el movimiento vertical en la corriente descendente convectiva, cuando corresponda), lo cual produce calentamiento y normalmente desecamiento en todo el espesor de la capa nubosa. Tales esquemas se denominan «esquemas de flujo de masa».

La corrientes convectivas ascendentes y descendentes y los flujos de masa de subsidencia ambiental se calculan en cada nivel del modelo
(para fines de simplicidad, solo se muestran algunos niveles).

• El sondeo cambia debido al efecto total a lo largo del tiempo del arrastre de aire hacia el exterior a través de la cima de la nube, de la subsidencia en el entorno y de la estabilización de la capa límite por corrientes descendentes convectivas. Varios efectos se compensan mutua y parcialmente, de manera que el cambio total puede ser pequeño.

Modelo de nubes unidimensional

La dimensión única es la vertical.

Como los modelos de nubes unidimensionales no incluyen información sobre las variaciones horizontales, tienen muchas de las mismas limitaciones que veríamos simplemente subiendo una parcela sobre un diagrama termodinámico. No tiene una estructura de nubes tridimensional y no tiene en cuenta la ecuación de continuidad y las perturbaciones de presión asociadas. (La convección real tiene que quitar el aire del camino, lo cual produce enfriamiento adiabático arriba de la nube y un gradiente de presión vertical que se opone al movimiento hidrostático ascendente; estos aspectos no se incluyen.)

Los modelos unidimensionales suponen que el entorno no evoluciona a la escala temporal de una corriente ascendente en la nube, de modo que no se produce retroalimentación entre la nube y el entorno.

No obstante, un modelo de nubes unidimensional es mejor que simplemente producir el ascenso de la parcela en un diagrama termodinámico, porque esto incluiría muchas complicaciones atmosféricas «realistas», como la incorporación y el desprendimiento de aire, la mezcla de parcelas y la microfísica, que afectan la producción de precipitación, evaporación y empuje hidrostático.

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Enlace al forzamiento de gran escala y estado final

Enlace al forzamiento de gran escala:

• La convección compensa de forma aproximada los cambios en la energía potencial convectiva disponible (CAPE). Aunque no elimina la CAPE, impide que se acumule mientras el esquema esté activado.
  • Esta suposición, que se denomina «cuasi equilibrio», es muy útil en los modelos de gran escala para los trópicos y en los modelos climáticos.
  • La manera en que el esquema define el forzamiento a escala de malla que determina la intensidad de respuesta del esquema varía según el tipo de implementación. En los modelos de mesoescala (con un tamaño de malla menor), el esquema puede responder a variaciones de temperatura y humedad de la mesoescala.

Estado final:

• En su mayoría, los cambios son pequeños. Una vez ejecutado el esquema, la atmósfera todavía se puede desestabilizar fácilmente, por advección o radiación solar, por ejemplo, lo que conduce a convección adicional.
• No hay un tipo característico de sondeo, sino que varía según el caso; no obstante, suele incluir cierto enfriamiento en la capa límite y calentamiento en la troposfera alta, lo cual produce una estabilización generalizada.
• Los cambios generales que se observan en los pronósticos de sondeo del modelo son el resultado de la respuesta de la dinámica y la física del modelo al forzamiento de la parametrización de la convección (PC) y pueden tener un aspecto muy diferente del efecto de la PC por si sola.

Fortalezas y limitaciones

Fortalezas

• Toma en cuenta los efectos como la incorporación y el desprendimiento de aire de la nube, así como de la subsidencia por compensación que se produce alrededor de las nubes.
• Puede tomar en cuenta la presencia de una capa estable sobre aire inestable, dependiendo de los detalles específicos aplicados.
• Algunas implementaciones pueden tomar en cuenta las corrientes descendentes saturadas y/o no saturadas, la inclinación de las corrientes ascendentes que hace caer la lluvia a través de la nube o la expulsa de la nube, y/o los procesos microfísicos que se producen en la convección.
• Este es un esquema complejo capaz de manejar nubes de varios espesores y cambios complejos en el sondeo correspondientes a diversas situaciones de pronóstico.

Limitaciones

• Es posible que no estabilice lo suficiente la atmósfera del modelo:
  • Puede producir lluvia más tarde (no inmediatamente) o producir un período prolongado de convección débil, especialmente si la advección desestabilizante o los flujos de superficie contrarrestan la modesta estabilización del esquema convectivo.
  • ¡Puede producir convección a escala de malla! Esto constituye un defecto importante del esquema de PC, puesto que se supone que impida que el esquema de microfísica trate de producir convección en el total de una celda de la malla; si esto ocurre, el pronóstico puede sufrir muchos impactos graves y negativos, incluyendo cambios drásticos en los campos de masa del modelo.
  • Aunque normalmente esto no es deseable, el esquema puede permitir que un modelo de alta resolución simule circulaciones de mesoescala impulsadas por el empuje ascensional, como las que existen en los complejos convectivos de mesoescala.
• No está diseñado para producir convección elevada.
• Supone que la convección existe solamente sobre una muy pequeña fracción de la columna de la celda, lo cual puede no ser apropiado en los actuales modelos de alta resolución.
• Supone que las corrientes convectivas ascendentes arrastran el aire circundante hacia el interior de la nube por los lados, mientras las observaciones de cúmulos y torres de cúmulos indican que el arrastre de aire hacia el interior de la nube se produce principalmente a través de la cima de la nube. Esto afecta la lluvia y los perfiles de calentamiento del esquema, que se retroalimentan con los movimientos resueltos.
• Tarda más tiempo en ejecutarse que los demás esquemas.

Limitaciones de algunas de las variantes que se usan en los modelos operativos:

• El esquema de Arakawa-Schubert simplificado (SAS por las siglas en inglés), empleado en el modelo GFS y en los modelos espectrales regionales de NCEP, supone un tipo de nube que produce el efecto de arrastre únicamente a través de la cima de la nube. Esto produce desecamiento en toda la capa nubosa y limita severamente la flexibilidad del esquema para proporcionar los cambios de temperatura y humedad necesarios para una serie de situaciones de pronóstico. Esta limitación se supera parcialmente asignando una altura aleatoria a la cima de la nube en la celda cada vez que se invoca el esquema, lo cual con el tiempo produce una gama de alturas para la nube en el mismo lugar y una gama de alturas para la nube en una región en cualquier momento dado. El uso de una única altura a la vez para la cima de las nubes permite ejecutar el esquema mucho más rápidamente y terminar antes de lo que sería el caso con el esquema Arakawa-Schubert «relajado» (Relaxed Arakawa-Schubert, RAS). A diferencia de lo que es normal en los esquemas AS, incluyendo el de Grell, que responden a cambios en la CAPE, la versión usada en GFS responde a las diferencias entre la CAPE del modelo y la CAPE climatológica (de los océanos tropicales), que varían con la altura de la nube. La activación y la intensidad de la convección se modulan también por la velocidad vertical en la gran escala en el nivel de convección libre de la parcela. La implementación del modelo GFS tiende a generar cantidades excesivas de precipitación a partir de la parametrización de microfísica, algo que se está tratando de corregir.

Esquema de Kain-Fritsch (KF)

Descripción, modelos, y activación

Descripción: este esquema complejo fue diseñado para adaptar la masa de una columna hasta que se disipe la energía potencial convectiva disponible (CAPE).

Modelos: el esquema de Kain-Fritsch se utiliza en algunos miembros del sistema de predicción por conjuntos de los Centros Nacionales de Predicción Ambiental (National Centers for Environmental Prediction, NCEP) de EE. UU. Es además una opción en algunos modelos de investigación y locales.

Procesos convectivos

Activación: se deben satisfacer las siguientes condiciones para que el esquema active la convección:

• El sondeo debe tener energía potencial convectiva disponible (CAPE) para las parcelas fuente desde una capa de bajo nivel de 50 a 100 hPa de espesor.
• La capa estable arriba de la capa inestable debe permitir que una parcela la penetre con un impulso de unos pocos m/s (una función del movimiento vertical de gran escala en el nivel de condensación por ascenso, o NCA).
• El espesor de la nube convectiva debe exceder un valor de umbral.

Cambios convectivos

Cambios convectivos

• Al igual que en el esquema de Arakawa-Schubert (AS), los cambios en el sondeo son producto del desprendimiento de aire de la nube, la subsidencia en el ambiente y las corrientes descendentes producidas por la evaporación que se descargan en la capa de origen de la convección. Y como ocurre esquema de Arakawa-Schubert, estos efectos se basan en propiedades de las nubes determinadas por el modelo de nube unidimensional.

• A diferencia del esquema de Arakawa-Schubert, este esquema supone la existencia de nubes de una sola altura (la nube más alta permitida por el sondeo) y que el aire se incorpora a la nube y se desprende de ella en muchos niveles. En vez de una mezcla única entre la nube y el entorno, se supone que el efecto de arrastre produce muchas mezclas diferentes, las cuales tienen propiedades de empuje hidrostático diferentes, y así el aire se desprende de la nube en distintos niveles. De esta forma el esquema puede ser más sensible a los diferentes sondeos que el esquema de Arakawa-Schubert. Esto además permite que el complejo esquema de microfísica maneje el desprendimiento de hidrometeoros en distintos niveles de la nube de forma más realista, siempre y cuando se haya configurado el modelo para pasar los hidrometeoros del esquema de PC al esquema de microfísica.

• Como es el caso en el esquema de Arakawa-Schubert, la precipitación se produce en el modelo de nube y parte de la precipitación evapora en la corriente descendente y otra parte cae al instante.

• Las dos diferencias principales entre los esquemas de Arakawa-Schubert y Kain-Fritsch son: 1) el proceso de activación (que determina dónde y cuándo se forma la convección) y 2) el enlace a la gran escala (que determina la intensidad de los cambios). Ambos esquemas usan el mismo enfoque centrado en el flujo de masa para tomar en cuenta los efectos fundamentales de la convección a escala de malla (desprendimiento de aire de la nube, corrientes descendentes y subsidencia en el ambiente). Además, ambos son muy sensibles a la selección de los parámetros en los modelos de nubes usados para calcular dichos efectos.
• Los cambios en el sondeo son la suma de los efectos de la subsidencia por compensación, de las nubes fuente en los niveles de desprendimiento de aire y de las corrientes descendentes. Estos cambios se aplican a una velocidad constante (sin tomar en cuenta los cambios ambientales) a lo largo de un período predeterminado que representa el ciclo de vida de una célula convectiva.

Enlace al forzamiento de gran escala y estado final

Enlace al forzamiento a gran escala: la velocidad vertical a gran escala en el nivel de condensación por ascenso (NCA) contribuye a determinar dónde se activa la convección. Una vez activado, el esquema consume por completo la energía potencial convectiva disponible (CAPE) en la capa de origen de activación, de 50 a 100 hPa de espesor, en un ciclo convectivo de 30 a 60 minutos de duración. La CAPE en otras capas se puede usar para activar otro ciclo de convección después de que termine este ciclo, si los cambios en el sondeo no la eliminan antes.

Estado final:

• Los cambios en el sondeo ocurren después de que la CAPE en la capa fuente se haya consumido en el ciclo convectivo de 30 a 60 minutos de duración.

• No obstante, la respuesta del modelo al calentamiento de la PC puede producir un vigoroso vuelco en la columna durante determinado período, de modo que el modelo produce cambios en los sondeos que no parecen en absoluto los simples cambios que el esquema produce directamente. La imagen siguiente muestra dos sondeos producidos a partir del mismo sondeo inicial. El sondeo rojo y verde es el resultado de un ciclo convectivo activado únicamente por el esquema KF. El sondeo púrpura y azul es el perfil que resulta luego de varios ciclos convectivos en un modelo antiguo (Eta) usando un esquema de PC de Kain-Fritsch conducente a vuelcos vigorosos. Cualquier modelo que emplee un esquema de Kain-Fritsch en la misma situación producirá sondeos similares.

• No existe un sondeo final característico, sino que varían en cada caso. No obstante, si la convección se mantiene activa por algún tiempo en la misma región, el modelo tiende a desarrollar una capa saturada profunda con su base en los niveles bajos.

Fortalezas y limitaciones

Fortalezas

• Adecuado para modelos de mesoescala y para acoplar a los esquemas de microfísica que usan nubes.
  • La suposición acerca del consumo de CAPE es apropiada para escalas temporales y espaciales pequeñas.
  • Toma en cuenta los procesos microfísicos en la convección; se puede configurar para pasar los hidrometeoros al esquema de microfísica.
  • Puede dar mejores resultados que otros esquemas en casos de convección severa.
• Produce una representación física bastante verosímil en muchos aspectos.
  • Brinda el tratamiento más realista de la activación y de la capa estable limitante (aunque fracasa si no cuenta con un buen pronóstico de capa límite del modelo).
  • Toma en cuenta el efecto de arrastre y el desprendimiento de aire de la nube de forma más realista que los esquemas de Arakawa-Schubert.
  • Maneja la convección en los niveles altos.
  • Al igual que en el esquema de Arakawa-Schubert, la respuesta puede variar según el escenario de pronóstico.

Limitaciones

• Tiende a dejar una capa saturada excesivamente profunda para la realidad en los sondeos posteriores a la convección (el esquema de microfísica se activa simulando precipitación estratiforme posconvectiva, que puede ser excesiva).
• Tarda más tiempo en ejecutarse que los esquemas más simples.
• La suposición de rápido consumo de CAPE no es apropiada para los modelos de baja resolución, como los modelos climáticos.
• Los campos del modelo pueden verse «manchados» cuando la convección se activa en celdas dispersas de la malla. (Otros esquemas tienden a generar un agrupamiento más parejo de las celdas en las que se activa la convección). Aunque esto puede reflejar una situación más realista, también puede hacer más difícil la interpretación de los campos del modelo.

Convección explícita

La parametrización de la convección (PC) se usa en los actuales modelos hidrostáticos operativos para tomar en cuenta los efectos de la convección, ya que el modelo no puede resolver los movimientos convectivos explícitamente. Sin embargo, los modelos no hidrostáticos se pueden ejecutar sin esquemas de PC, ya que el tamaño de la malla es lo suficientemente pequeño para se puedan empezar a resolver los movimientos convectivos. Por ejemplo, la resolución puede ser lo suficientemente fina para que algunas celdas de la malla se llenen completamente de corrientes de aire ascendentes y condensación mientras otras se llenan de corrientes descendentes.

Un rápido y estrecho acoplamiento entre la dinámica y el esquema de microfísica produce:

• Simulación explícita de corrientes ascendentes lo suficientemente fuertes como para elevar los hidrometeoros hasta el nivel de equilibrio.
• Simulación explícita de las corrientes descendentes y los frentes de ráfagas asociados.

Esto permite lograr una redistribución del calor y la humedad más próxima a la realidad de la que se obtiene cuando se usa un esquema de PC. También permite que la convección modifique el viento y el movimiento vertical directamente. En última instancia, la convección explícita brinda un pronóstico directo de la precipitación convectiva. (Recuerde que los esquemas de PC se desempeñan muy mal, ya que solo pueden predecir la precipitación convectiva de forma indirecta, como un subproducto de la eliminación de la inestabilidad.)

La animación muestra cómo el modelo no hidrostático ARPS usa la convección explícita para simular de forma realista las supercélulas con tornados que se formaron en Oklahoma City (OKC) el 3 de mayo de 1999, en comparación con las observaciones de radar de la misma tormenta.

Observe el excelente pronóstico de la naturaleza de la convección, pero la incapacidad de predecir detalles tales como la posición de una célula individual en un momento dado. Desgraciadamente esta simulación de ARPS solo tuvo éxito después de la asimilación de los datos de radar de las primeras tormentas, lo cual subraya la dificultad de predecir el inicio de la convección, incluso con modelos de alta resolución.

Capacidades y limitaciones

Ahora que la predicción explícita de la convección en los modelos operativos es una realidad, es importante reconocer sus capacidades y limitaciones.

Capacidades

• A menudo, se pronostican bien las modalidades convectivas, como las células aisladas, los ecos en arco, las líneas largas o los agrupamientos amorfos, especialmente cuando varios modelos o ciclos de ejecución de un modelo coinciden.
• Las estructuras de tormenta pronosticadas de forma explícita, como la identificación de áreas en la tormenta donde habrá fuertes corrientes giratorias ascendentes o intensos vientos en línea recta, parecen representarse bien, aunque este aspecto sigue siendo objeto de estudio.
• Si bien el inicio de la convección en situaciones de forzamiento intenso a menudo coincide con la realidad, suele ocurrir un par de horas tarde cuando el modelo se ejecuta con una malla de cerca de 4 km, porque el modelo tarda más tiempo en generar corrientes ascendentes que abarcan varias celdas de malla, mucho más anchas que las corrientes ascendentes observadas.
• Típicamente, produce mejores predicciones de momento, posición y forma de las áreas de precipitación que los modelos que parametrizan la convección, incluso cuando se pronostican cantidades de precipitación incorrectas.
• La interpretación estadística de la salida dentro de un determinado radio alrededor de cada punto puede ayudar a crear un pronóstico probabilístico, como la probabilidad de ocurrencia de una tormenta dentro de una hora según el porcentaje de área cubierta por un eco (por ejemplo, un eco de 40 dBZ dentro de 40 km de un punto en cualquier momento durante el plazo de una hora.)

Limitaciones

• En algunos modelos, es frecuente observar precipitaciones excesivas a lo largo de las trayectorias pronosticadas para las células, que puede llegar a ser hasta varias veces las cantidades máximas observadas.
• A menudo, el inicio de la convección en situaciones de forzamiento débil da resultados pobres y produce tormentas realistas en el lugar incorrecto en el momento equivocado.
• Se requiere una resolución de un km o incluso más fina para simular la estructura y evolución interna de las nubes convectivas e iniciar células de segunda generación con frentes de racha. Esto influye en el momento, la intensidad y el alcance de la precipitación, y afecta los aspectos de nubosidad, temperatura y viento corriente abajo.
• La ejecución de un modelo con una resolución de 1 km o más fina requiere gran cantidad de recursos de cómputo, lo cual reduce el tamaño del dominio que se puede cubrir. Los efectos adversos de las condiciones de frontera del modelo cuando están demasiado cerca del área de interés pueden exceder los beneficios de una resolución más fina.

Consideraciones de interpretación del pronóstico

• Los gradientes y el movimiento vertical tienen valores mucho más altos y detalles más complejos que en los modelos de resolución más gruesa.
• Si las condiciones iniciales provienen de un modelo de resolución más gruesa, se requiere un período de inicialización de varias horas. El mejor pronóstico es más probable para las horas 9 a 18 que para las horas 0 a 6.
• Si las condiciones iniciales utilizan las observaciones de estructuras de pequeña escala en forma directa, como ocurre cuando se asimilan datos de velocidad radial y reflectividad de radar en tiempo real, es probable que se obtenga el mejor pronóstico a escala de la tormenta en las primeras horas, ya que el efecto de los detalles de mesoescala asimilados pierde peso rápidamente durante la integración del modelo.
• Los detalles de mesoescala, como los chorros de entrada de la parte posterior de la tormenta, las regiones estratiformes a la zaga de la tormenta, las células aisladas delante de una línea de turbonada, la células partiéndose, etc. pueden parecer increíblemente realistas. Sin embargo, es posible que el evento esté en el lugar completamente equivocado o que ni siquiera ocurra. Es preciso examinar la situación muy atentamente para evaluar la medida en que la predicción es plausible, y es posible que el uso de otros ciclos de ejecución del modelo, hasta a una resolución más baja y parametrizando la convección, brinden una idea de la probabilidad de ocurrencia de un evento o del lugar y el momento de ocurrencia más probables.
  • Es posible que una interpretación estadística dé mejores resultados que una interpretación literal. Este tipo de análisis requiere procesamiento adicional, por ejemplo para determinar la probabilidad de que un evento que supera determinado umbral ocurra dentro de cierta distancia de un lugar durante un período en particular, y requiere que el modelo genere datos de salida a intervalos frecuentes o que esté programado para hacer el seguimiento de estas ocurrencias. Los conjuntos de pronósticos de modelos de alta resolución serían incluso mejores para crear probabilidades.
  • Recuerde que el modelo no puede predecir con exactitud la amplitud y estructura de las características de un tamaño inferior a 5-10 veces el espaciado de malla.

Esquemas de PC superactivos y subactivos

PC superactiva (efectos del exceso de convección en el modelo)

Algunos esquemas convectivos son susceptibles a la eliminación de demasiada inestabilidad y humedad, aún cuando se cuenta con campos de gran escala bien pronosticados y la convección inicial se activa en el momento y lugar correcto. Cuando el forzamiento previsto al cual responde el esquema de PC es demasiado intenso, o si el esquema se activa excesivamente por alguna razón, a veces el esquema de PC elimina demasiada humedad e inestabilidad. Cuando esto ocurre, el esquema de PC se denomina superactivo.

La primera figura muestra una secuencia típica de eventos tal como fueron pronosticados por un modelo con un esquema de PC superactivo. La segunda imagen ilustra la secuencia correspondiente en la naturaleza. Observe que los sondeos son conceptuales; los detalles pueden variar según el caso y el esquema de PC. El resultado neto de un esquema superactivo es una sobreproducción de precipitación, un exceso de desecamiento y estabilización en los sondeos producidos por el modelo.

Esquemas de PC superactivos: identificación y compensación

¿Cómo se sabe si el esquema de PC en un modelo es superactivo?

No existen reglas estrictas, pero puede fijarse en los siguientes aspectos:

• Estudie los campos de precipitación total y convectiva del modelo para determinar si este produce precipitación convectiva donde o cuando usted no se lo espera.
• Para los modelos con una malla menor de 30 km, determine si el modelo está produciendo grandes cantidades de precipitación exclusivamente a partir del esquema de PC, especialmente en el lado de afluencia de bajo nivel de una zona de pendiente baroclínica y con poca CAPE antes de que se produzca la convección.

¿Qué puede hacer si observa un esquema de PC superactivo?

Observe que si la dinámica de gran escala suple correctamente una cantidad suficiente de humedad para compensar el exceso de desecamiento causado por el esquema de PC, es posible que realmente se produzca una lluvia prolongada e intensa, aunque la cantidad pronosticada corriente arriba puede estar aún demasiado concentrada.

PC subactiva (efectos de muy poca convección en el modelo)

Cuando un esquema de PC no elimina suficiente humedad e inestabilidad, posiblemente porque no se pronosticaron bien el forzamiento de gran escala o las condiciones de activación, el esquema se denomina subactivo. Esto puede dar lugar a dos escenarios:

• Si hay movimiento ascendente de gran escala y suficiente humedad, el modelo producirá un exceso de precipitación por medio del esquema de microfísica, ¡dando como resultado fuertes lluvias generadas por un único cúmulo de enorme desarrollo vertical a todo lo ancho de una celda de la malla!
  • Lo mismo puede ocurrir si no se usa un esquema de PC (los impactos son más graves para mallas de más de 10 km).
• El modelo es incapaz de producir convección a escala de malla con la dinámica y esquema de microfísica, lo cual produce un pronóstico con excesivamente poca precipitación y muy poca modificación convectiva de la atmósfera.
  • Lo mismo puede ocurrir si no se usa el esquema de PC en un modelo de alta resolución con una malla algo mayor que 2 km.

La primera figura de abajo muestra una secuencia típica de eventos tal como fueron pronosticados por un modelo con un esquema de PC subactivo, lo cual hace que el esquema de microfísica produzca convección a escala de malla. La segunda imagen ilustra la secuencia correspondiente en la naturaleza. Observe que los sondeos son conceptuales; los detalles pueden variar según el caso y el esquema de PC. El resultado neto de un esquema subactivo es una sobreproducción de precipitación, con muy poco desecamiento y estabilización en los sondeos producidos por el modelo. La subactividad puede además producir ciclogénesis de bajo nivel que se retroalimenta con convergencia y ascenso, lo cual aumenta la producción de precipitación en el esquema de microfísica y exacerba los errores de pronóstico.

Esquemas de PC subactivos: identificación y compensación

¿Cómo se sabe si el esquema de PC en un modelo es subactivo?

No existen reglas estrictas, pero puede fijarse en los siguientes aspectos:

• Estudie los campos de precipitación total y convectiva del modelo para determinar si este produce un total grande de precipitación, la mayor parte de la cual no es convectiva, donde usted espera ver convección.
• El modelo produce gran cantidad de precipitación a escala de malla mientras el sondeo es:
  • inestable (también para convección elevada, no revise únicamente las parcelas en superficie), o
  • húmedo, neutro y saturado, especialmente si la parte superior de la capa saturada neutra se eleva de una hora a otra.
• El modelo produce un sondeo con una capa saturada que presenta un gradiente adiabático seco (o un gradiente muy pronunciado y casi inestable). Note que los modelos de alta resolución pueden producir este tipo de resultado como parte del desarrollo de un sistema convectivo de mesoescala (SCM) con movimientos de mesoescala resueltos que fueron manipulados por la dinámica y el esquema de microfísica. Aunque esto debería siempre llamar la atención, no siempre causará problemas (Bryan y Fritsch 2000).

¿Qué puede hacer si observa convección a escala de malla con un esquema de PC subactivo?

Impactos de la PC

Las repercusiones de la parametrización de la convección (PC) del modelo sobre el pronóstico son profundas, tan importantes como los efectos reales de la convección en la atmósfera

A la hora de utilizar los sondeos producidos por un modelo, es importante recordar lo siguiente:

• Aunque el esquema de PC crea la precipitación convectiva en el modelo como subproducto de la redistribución del calor y la humedad, esto afecta el pronóstico de precipitación y la disponibilidad de humedad del suelo en el modelo, lo cual puede afectar la evaporación y, posteriormente, el punto de rocío y la energía potencial convectiva disponible (CAPE) en la capa límite.
• Los errores del modelo en la determinación del momento, la ubicación y la cantidad de precipitación pueden causar errores en la simulación de muchas variables de pronóstico, especialmente si se tratan de una manera coherente y realista desde el punto de vista físico.

Los pronósticos de precipitación convectiva de los modelos son notoriamente pobres. Por ejemplo, los índices de amenaza corregidos (porcentajes de acierto) para el territorio continental de EE. UU. correspondientes a los pronósticos de 24, 36 y 40 horas para los pronósticos cuantitativos de la precipitación (PCP) de 24 horas en exceso de 12,5 mm en los modelos NAM y GFS de NCEP suelen ser de 5 mm durante el verano, período en el cual los modelos producen casi toda la precipitación a partir de la PC. Durante el invierno, normalmente los índices de amenaza suben a alrededor de 10 mm, cuando la parametrización de microfísica produce la mayor parte de la precipitación convectiva. Si bien la disminución en la capacidad de pronosticar la precipitación en verano se puede atribuir en parte a un menor grado de predictibilidad general del régimen y la humedad en verano, en gran parte se debe a que los esquemas de PC deben realizar una tarea muy difícil y lo hacen bastante mal (es más difícil pronosticar convección que lluvia sobre áreas extensas).

• Los sondeos producidos por el modelo se ven afectados en el lugar donde ocurre la convección en el modelo, y estos efectos se transportan corriente abajo.
• Los cambios en los sondeos varían mucho de un esquema a otro, incluso con las mismas condiciones de pronóstico.
  • De todos estos posibles cambios de sondeo, solo uno puede ser «correcto» para una condición particular de pronóstico y de resolución del modelo.
  • Para una situación de pronóstico dada, los cambios realizados a lo largo de todo el sondeo por un determinado esquema de PC pueden no ser completamente realista o, peor aún, ni acercarse a la realidad.
• La mayoría de los esquemas de PC no cambian los vientos, y ninguno afecta directamente el movimiento vertical como sucede en la realidad en caso de convección.
  • Sin embargo, los vientos pueden cambiar en respuesta al calentamiento producido por la liberación de calor latente cuando un esquema está activo. La variación de la humedad y el calor inducidos por el esquema de PC producen cambios en el campo de alturas y, por ende, en los vientos. El efecto a largo plazo de la actividad del esquema de PC sobre el campo de vientos depende del tamaño del área afectada.
• Los efectos del esquema de PC sobre el pronóstico dependen en gran medida de dónde y cuándo ocurre la convección en el modelo. El momento y lugar vienen determinados tanto por los campos a gran escala del modelo como por la función de activación del esquema de PC.
  • Si los campos en la gran escala señalan el momento o el lugar incorrecto, es probable que todos los esquemas de PC perpetúen ese error en base al forzamiento.
  • A menudo, las funciones de activación del esquema son sensibles a diferencias en el sondeo que están dentro del rango de error de las observaciones. Dónde se activa la convección real es también un aspecto muy delicado. Es prácticamente imposible que un modelo produzca un sondeo que se acerque a la perfección, puesto que normalmente no se cuenta con suficientes observaciones para medir el verdadero perfil de estabilidad atmosférica en lugares potencialmente convectivos.

Compensación de los impactos de la PC

Usted puede compensar los defectos de los esquemas de PC de las siguientes maneras:

• Evalúe dónde y cuándo usted espera convección.
• Determine si el modelo produce convección a las mismas horas y en los mismos lugares, o cantidades iguales con referencia a estructuras sinópticas, de manera que el patrón de pronóstico se pueda simplemente desplazar.
• Tenga presente que los ajustes que haga al esquema de PC pueden reducir severamente la utilidad de otros diagnósticos del modelo (por ejemplo, frontogénesis y diagnóstico de vorticidad potencial).
  • Si bien algunos diagnósticos pueden siempre ayudar a explicar lo que hace el modelo, también pueden ser de poca ayuda a la hora de preparar un pronóstico.
  • Puede resultar útil realizar diagnósticos del modelo asociados a un escenario previo a la convección y a condiciones lejanas de los efectos convectivos.
• Tenga presente que la convección real causa cambios importantes en la atmósfera real alrededor y corriente abajo de la convección, por lo que el hecho de no activarse el esquema de PC puede también causar que los pronósticos de los campos pronosticados en el futuro se representen de forma inapropiada.

Dadas las limitaciones de los esquemas de PC, ¡es peligroso depender de los pronósticos de precipitación convectiva del modelo para las cantidades de los pronósticos cuantitativos de la precipitación (PCP) o incluso el momento y la ubicación de la convección! Procure diagnosticar el forzamiento, la inestabilidad y el suministro de humedad usando los mejores campos de pronóstico del modelo en los cuales se han ajustado manualmente el momento, la ubicación y otros criterios (tales como las características de la capa límite).

Recuerde que el modelo funciona mejor para pronosticar la dinámica del flujo: temperatura, altura, humedad y vientos. La habilidad del modelo con cualquier tipo de física, incluyendo la convección, puede ser errática y variar en gran medida de un caso a otro.

Resumen

• El propósito fundamental del esquema de PC es el de reducir la inestabilidad, para que el modelo no produzca precipitación excesiva a escala de malla y eliminar todos los impactos adversos asociados del pronóstico.
• La precipitación se produce como subproducto necesario del esquema de PC en el proceso de eliminar la inestabilidad.
  • No dependa del pronóstico de precipitación convectiva del modelo en lo que se refiere a las cantidades para el pronóstico cuantitativo de la precipitación (PCP) o el momento y la ubicación de la convección.
  • Diagnostique el forzamiento, la inestabilidad y el suministro de humedad usando los mejores campos de pronóstico del modelo en los cuales se han ajustado manualmente el tiempo, la ubicación y otros criterios.
• Muchos esquemas de PC han sido diseñados para la gran escala en los trópicos y han sido ajustados con datos de convección oceánica tropical. Por consiguiente, funcionan mejor en áreas tropicales o en modelos de huracanes, dependiendo de la interacción con la temperatura de la superficie del mar (TSM) del modelo y de la forma en que el modelo manipula la TSM.

Ejercicios

Características de la PC

Por qué los esquemas actúan de manera distinta

Esta figura muestra los totales de precipitación de 24 horas pronosticados por el modelo Eta con condiciones idénticas de inicio y de frontera y dos esquemas de PC diferentes.

Ambos esquemas funcionaron bien en algunos lugares y mal en otros y los dos sistemas de verificación no coincidieron perfectamente. (Hasta 2006 el modelo Eta era el modelo regional de NCEP, como el modelo NMM que ahora se utiliza en la configuración de mesoescala para América del Norte (North American Mesoscale, NAM). Se observa el mismo tipo de variabilidad entre ciclos de ejecución con esquemas de PC diferentes en cualquier modelo.)

Examine los perfiles de sondeo del pronóstico producidos por estos esquemas para Valparaiso, Florida.

Perfiles de sondeo pronosticados por PNT, 8 momentos:

• 16 de marzo, 12 UTC
• 16 de marzo, 16 UTC
• 16 de marzo, 18 UTC
• 16 de marzo, 19 UTC
• 16 de marzo, 21 UTC
• 17 de marzo, 00 UTC
• 17 de marzo, 01 UTC
• 17 de marzo, 12 UTC

16 de marzo, 12 UTC

16 de marzo, 16 UTC

16 de marzo, 18 UTC

16 de marzo, 19 UTC

16 de marzo, 21 UTC

17 de marzo, 00 UTC

17 de marzo, 01 UTC

17 de marzo, 12 UTC

Pregunta

¿Por qué los esquemas producen tales diferencias de pronóstico en un mismo modelo? Escoja todas las opciones pertinentes.

a) Porque predicen los movimientos verticales de forma diferente

b) Porque se activan de forma diferente

c) Porque tienen enlaces diferentes a los forzamientos de gran escala

d) Porque redistribuyen el calor y la humedad de forma diferente

Las respuestas correctas son b), c) y d)

Los esquemas de PC no pronostican el movimiento vertical (a). Aparte de eso, todos los demás factores (b, c y d) pueden contribuir al desempeño del esquema.

Las diferencias en las condiciones por la mañana (pronóstico de 12 horas válido a las 12 UTC del 16 de marzo) son el producto de la manera en que el esquema manipuló la convección previa corriente arriba. El uso de diferentes suposiciones de activación generó la convección en diferentes momentos y lugares, aunque ambos esquemas iniciaron la convección en Valparaiso (VPS), Florida.

Recuerde que el esquema BMJ no tiene un enlace directo al forzamiento de gran escala y se ajusta a un perfil de referencia, mientras que el esquema KF simplemente consume la CAPE una vez activado. Estas diferencias determinan en qué medida se ven afectados el modelo y los pronósticos de precipitación por los esquemas de PC. Además, el modelo responde de forma distinta a los cambios realizados por el esquema de PC: note el manejo y la profundidad de la vaguada en los vientos de 850 hPa. El modelo está respondiendo a la ubicación, el momento y la intensidad de los cambios de la PC, así como a los perfiles verticales de calentamiento y humectación.

La parametrización de la convección interactúa con otras partes del modelo. Dada la dificultad en determinar la causa precisa de muchas de las diferencias en los pronósticos, a menudo la mejor forma de proceder (aparte de realizar experimentos detallados) consiste en hacer inferencias razonables basadas en todos los campos del modelo disponibles. Aunque es imposible identificar con precisión el origen de las diferencias en la CAPE superficial que aquí se muestran, pueden ser el resultado de la interacción del esquema con la física del modelo. Por ejemplo, el esquema KF se activó más tarde, por lo que es probable que hubiera menos nubosidad durante las horas de mayor insolación y que el suelo se haya calentado más.

Los pronósticos del modelo para Valparaiso realizados con los dos esquemas presentan muchas diferencias. Algunas se deben a los efectos directos de la PC, mientras otras son producto de la respuesta del modelo a la PC. Vea el comentario sobre las diferencias observadas en cada sondeo.

Escoja una opción.

Perfiles de sondeo pronosticados por PNT, 8 momentos, con comentarios:

• 16 de marzo, 12 UTC
• 16 de marzo, 16 UTC
• 16 de marzo, 18 UTC
• 16 de marzo, 19 UTC
• 16 de marzo, 21 UTC
• 17 de marzo, 00 UTC
• 17 de marzo, 01 UTC
• 17 de marzo, 12 UTC

16 de marzo, 12 UTC

16 de marzo, 12 UTC
El esquema KF es más seco en altura. Esto puede deberse a la advección de aire procesado por el esquema de PC en el flujo rápido en niveles medios y altos (p. ej., la convección corriente arriba precipita grandes cantidades de agua y el esquema deseca la troposfera alta).

16 de marzo, 16 UTC

16 de marzo, 16 UTC
El esquema KF aún no produce convección pero parece que el esquema BMJ ha activado una convección débil.

16 de marzo, 18 UTC

16 de marzo, 18 UTC
El esquema KF sigue creando una inversión. Esto aumenta el calentamiento en la superficie, lo cual genera más CAPE. El esquema BMJ ha producido convección.

16 de marzo, 19 UTC

16 de marzo, 19 UTC
Parece que el esquema KF está transportando aire húmedo en altura de la línea de turbonada producida corriente arriba por el modelo y la inversión se está desmoronando. El esquema BMJ sigue produciendo convección.

16 de marzo, 21 UTC

16 de marzo, 21 UTC
El esquema KF inició la convección y el modelo respondió introduciendo humedad a través de la troposfera. Como resultado de esto, el esquema de microfísica también ha comenzado a producir precipitación. Ahora el esquema BMJ presenta un típico perfil de referencia posconvectivo.

17 de marzo, 00 UTC

17 de marzo, 00 UTC
La convección ha terminado. Los efectos de la modificación del estado posconvectivo por la advección de gran escala se pueden ver en ambos perfiles. La respuesta del modelo a los forzamientos de los dos esquemas de PC ha generado vientos distintos y, por tanto, patrones de advección de gran escala diferentes.

17 de marzo, 01 UTC

17 de marzo, 01 UTC
La evolución sinóptica predomina en los perfiles y se observa un desplazamiento de masa de aire. El modelo que utiliza el esquema BMJ genera vientos más intensos en altura y los niveles altos se desecan más rápidamente de lo que ocurre en la versión con el esquema KF.

17 de marzo, 12 UTC

17 de marzo, 12 UTC
Doce horas después de la activación de los esquemas de PC en Valparaiso, sigue habiendo grandes diferencias en las condiciones en los niveles bajos. En el modelo con el esquema KF, el nivel de humedad nocturna en niveles bajos es menor (quizás por mayor subsidencia detrás de la línea de turbonada en la versión con el esquema KF), lo cual pudo producir un mayor grado de enfriamiento radiativo.

Ajustes para una PC subactiva

Efectos de una PC superactiva

Referencias bibliográficas

Microfísica de la precipitación

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Cotton, W. R., G. J. Tripoli, R. M. Rauber y E. A. Mulvihill, 1986: Numerical simulation of effects of varying ice crystal nucleation rates and aggregation processes on orographic snowfall. J. Climate Appl. Meteor., 25, 1658-1680.

Ferrier, B.S., 2005: An efficient mixed-phase cloud and precipitation scheme for use in Operational NWP Models. EOS Trans. AGU, 86, Jt. Assem. Suppl., Abstract A42A-02.

Ferrier, B.S., T Black, M. Pyle y H.Y.Chuang, 2005: Ongoing experiments to improve cloud and precipitation forecasts from the WRF NMM modeling system. 17th Conf. on Num. Wea. Pred., Washington DC, Amer. Meteor. Soc., paper 16A.2.

Politovich, Marsha K., 1989: Aircraft icing caused by large supercooled droplets. J. Appl. Met., 28, 856-867.

Reisner, J., R. M. Rasmussen y R. T. Bruintjes, 1998: Explicit forecasting of supercooled liquid water in winter storms using the MM5 mesoscale model. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 124, 1071-1107.

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Szeto, K. K., C. A. Lin y R. E. Stewart, 1988a: Mesoscale circulations forced by melting snow. Part I: Basic simulations and dynamics. J. Atmos. Sci., 45, 1629-1641.

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Zhao, Quingyun, T. L. Black y M. E. Baldwin, 1997: Implementation of the cloud prediction scheme in the Eta model at NCEP. Wea. Forecasting, 12, 697-712.

Zhao, Quingun y F. H. Carr, 1997: A prognostic cloud scheme for operational NWP Modelos. Mon. Wea. Rev., 125, 1931-1953.

Parametrización de la convección

Artículo original sobre los esquemas Arakawa-Schubert:
Arakawa, A. y W.H. Schubert, 1974: Interaction of a cumulus cloud ensemble with the large-scale environment, Part I. J. Atmos. Sci., 31, 674-701.

Artículos originales sobre el esquema de Betts:
Betts, A. K., 1986: A new convective adjustment scheme. Part I: Observational and theoretical basis. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 112, 677-691.

Betts, A. K. y M. J. Miller, 1986: A new convective adjustment scheme. Part II: Single column tests using GATE wave, BOMEX, ATEX, and Arctic air-mass data sets. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 112, 693-709.

Capas superadiabáticas saturadas en modelos y observaciones:
Bryan, G.H y J.M. Fritsch, 2000: Moist absolute instability: The sixth static stability state. Bull. Amer. Meteor. Soc., 81, 2107-1230.

Dos de los primeros artículos sobre esquemas «híbridos» con acoplamiento entre la PC y la microfísica:
Frank, W. M., 1993: A hybrid parameterization with multiple closures. The Representation of Cumulus Convection in Mesoscale Modelos, K. Emanuel y D. Raymond, editores, Amer. Meteor. Soc., 151-154.

Frank, W. M. y C. Cohen, 1987: Simulation of tropical convective systems. Part I: A cumulus parameterization. J. Atmos. Sci., 44, 3787-3799.

Esquema de Grell:
Grell, G., 1993: Prognostic evaluation of assumptions used by cumulus parameterizations. Mon. Wea. Rev., 121, 764-787.

Artículos sobre modificaciones del esquema Betts para transformarlo en un esquema BMJ:
Janjic', Z.I., 1994: The step-mountain eta coordinate model: Further developments of the convection, viscous sublayer, and turbulence closure schemes. Mon. Wea. Rev., 122, 927-945.

Artículo sobre funciones de activación:
Kain, J. S. y J.M. Fritsch, 1992: The role of convective "activation function" in numerical forecasts of mesoscale convective systems. Meteorol. Atmos. Phys., 49, 93-106.

Artículo original sobre el esquema KF:
Kain, J. S. y J.M. Fritsch, 1990: A one-dimensional entraining/detraining plume model and its application in convective parameterization. J. Atmos. Sci., 47, 2784-2802.

Artículo original sobre el esquema de Kuo:
Kuo, H. L., 1974: Further studies of the parameterization of the influence of cumulus convection on large-scale flow. J. Atmos. Sci., 31, 1232-1240.

Comparación de diferentes esquemas:
Kuo, Y-H., R. J. Reed y Y. Liu, 1996: The ERICA IOP 5 storm. Part III: Mesoscale cyclogenesis and precipitation parameterization. Mon. Wea. Rev., 124, 1409-1434.

Dos artículos clave sobre esquemas «híbridos» con acoplamiento entre la PC y la microfísica:
Molinari, J., 1993: An overview of cumulus parameterization in mesoscale models. The Representation of Cumulus Convection in Mesoscale Modelos, K. Emanuel y D. Raymond, editores, Amer. Meteor. Soc., 155-158.

Molinari, J. y M. Dudek, 1992: Parameterization of convective precipitation in mesoscale numerical models: A critical review. Mon. Wea. Rev., 120, 326-344.

Otro artículo útil que compara varios esquemas:
Wang, W. y N.L. Seaman, 1997: A comparison study of convective parameterization schemes in a mesoscale model. Mon. Wea. Rev., 125, 252-278.

Colaboradores

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