6.0 Descripción general

Este capítulo examina los transportes verticales de calor, humedad, momento, gases traza y aerosoles, y describe el papel de la convección profunda y la turbulencia en el trópico. Explora las variaciones diurnas y estacionales en los flujos de superficie y el espesor de la capa planetaria. Compara la capa límite sobre el océano y sobre las zonas tropicales húmedas y secas, y describe su función en la dispersión de sustancias químicas y aerosoles. Examina las nubes de capa límite en términos de su relación con las propiedades de la capa subnubosa. Compara el transporte de calor y humedad en función de varios modos de convección, como los sistemas convectivos de mesoescala y la convección poco profunda. Presenta la inversión de los alisios, su mantenimiento y su estructura de este a oeste. Las secciones finales se centran en la representación de la capa subnubosa, las nubes y los procesos de transporte tropicales en los modelos numéricos.

Temas de enfoque

Prueba y encuesta

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Una vez que termine de estudiar el capítulo, no se olvide de completar la encuesta.

6.0 Descripción general
Objetivos de aprendizaje

Al final de este capítulo, debería ser capaz de:

• explicar la importancia del transporte vertical para el ciclo de energía, la circulación general, el tiempo y el clima mundiales;
• describir cómo el empuje hidrostático y la cizalladura vertical del viento contribuyen al transporte vertical;
• describir la estructura básica de la troposfera tropical en términos de la temperatura y humedad;
• describir el papel de la turbulencia y los remolinos turbulentos en el transporte entre la superficie y el aire;
• describir las escalas temporales de los movimientos verticales a través de las diferentes capas de la troposfera;
• describir la estructura de la capa límite atmosférica en términos de temperatura, humedad y velocidad del viento;
• describir el papel de la capa límite atmosférica en el transporte vertical;
• comprender los conceptos básicos de la representación de la capa límite atmosférica tropical en los modelos numéricos;
• comprender la importancia de la capa de superficie para la sociedad, el tiempo y el clima;
• enumerar al menos tres procesos de la zona de contacto superficie-atmósfera que son importantes para tierra firme y el océano, respectivamente;
• describir los flujos básicos del balance energético en la superficie;
• describir el ciclo diurno típico de los flujos de superficie
• identificar las propiedades de superficie basándose en la separación de los componentes de energía en la superficie;
• definir la razón de Bowen y explicar su relación con el clima;
• explicar los impactos de la eliminación de la vegetación en el transporte vertical y el clima;
• comprender la importancia de la capa de mezcla para la meteorología y el clima;
• comparar y contrastar las capas límite convectiva y estable, incluidos los aspectos de su evolución a lo largo del ciclo diurno y sus impactos en el transporte vertical;
• describir la evolución del chorro nocturno en niveles bajos;
• comparar y contrastar las propiedades de la capa de mezcla sobre el océano y tierra firme;
• comparar y contrastar la capa de mezcla en las regiones tropicales secas y húmedas;
• describir el transporte de energía y los flujos de momento en la capa de mezcla;
• describir los mecanismos responsables de la formación de la inversión de los alisios;
• enumerar y explicar las variaciones geográficas en la estructura media de la inversión de los alisios y su relación con la distribución de la nubosidad marina tropical;
• describir la diferencia en la organización y estructura de las nubes de capa límite de acuerdo con las propiedades de la capa subnubosa y la distancia a la costa;
• describir los procesos que contribuyen al crecimiento de los cúmulos tropicales;
• comparar y contrastar el transporte vertical en los cúmulos de escaso desarrollo vertical, en la convección profunda y en las nubes estratiformes de mesoescala;
• comprender que en los trópicos la mayor parte del transporte entre la superficie y la tropopausa ocurre en sistemas sinópticos y de mesoescala;
• describir cómo las nubes tropicales transportan los gases traza y los aerosoles;
• comparar y contrastar la estructura perturbada y no perturbada de las capas nubosa y de mezcla;
• definir las parametrización de cúmulos y explicar por qué se utiliza en meteorología;
• comprender los conceptos básicos de la representación de las capas nubosa y subnubosa en regiones tropicales en los modelos numéricos.

6.1 Introducción »
6.1.1 La importancia del transporte vertical

La energía térmica entrante, y sus transferencias e intercambios, impulsan los ciclos físicos del sistema terrestre. A medida que la superficie absorbe la radiación solar, los procesos de liberación de calor latente, de emisión de radiación de onda larga (infrarroja) y de intercambio de calor sensible transfieren la energía superficial a la troposfera (fig. 1.3). En términos muy sencillos, el transporte vertical ocurre porque la energía superficial calienta la troposfera (convergencia de calor), mientras la radiación de onda larga saliente la enfría (divergencia de calor). El calor latente (fig. 5.2) —la energía almacenada en el vapor de agua que se libera a la atmósfera al producirse la condensación— es el principal mecanismo de transporte de energía desde la superficie hasta la atmósfera en el balance energético global anual (fig. 1.11). El flujo de calor sensible desde la superficie, que calienta la atmósfera directamente, es un componente pequeño del balance energético global anual, pero es una fuente de energía importante en el transcurso del día sobre tierra firme.

A escala mundial, el exceso de calentamiento radiativo en las regiones tropicales impulsa la circulación general de la atmósfera (capítulo 1, sección 1.2capítulo 1, sección 1.2). Aproximadamente la mitad de la energía que se transporta de las aguas oceánicas a la atmósfera proviene de los océanos tropicales, cuya enorme superficie absorbe la radiación solar que eleva la temperatura de la superficie del mar (TSM). Los transportes de calor sensible y de calor latente desde las aguas oceánicas cálidas aumentan la temperatura del aire y lo humectan, lo cual conduce a inestabilidad, movimiento ascendente, liberación de calor latente en la convección profunda y transferencias de energía y humedad a la atmósfera. Los movimientos ascendentes en la convección profunda forman parte de la circulación de Hadley, que comprende múltiples fuentes y sumideros de energía (fig. 6.1). Además, aunque la distribución meridional de la radiación solar entrante es simétrica, las circulaciones a través del trópico son impulsadas por la distribución espacial del calentamiento neto integrado en la vertical a través de los trópicos como, por ejemplo, los máximos de calentamiento a gran escala sobre los continentes y la cuencas oceánicas cálidas que producen la circulación de Walker (sección 3.4sección 3.4). Finalmente, el transporte de momento en las células de Hadley contribuye a conservar el balance global de momento angular (fig. 1.28).

A escalas espaciales y temporales muy grandes, podemos considerar que los trópicos se hallan en un estado de equilibrio radiativo-convectivo, de modo tal que el enfriamiento radiativo que ocurre en la atmósfera está en equilibrio con el calentamiento convectivo húmedo. El perfil medio de temperatura que resulta de esta hipótesis de equilibrio coincide bastante bien con la media observada; sin embargo, debido a las circulaciones atmosféricas dicho estado no existe a escalas locales. En la troposfera, el calor latente necesario para equilibrar la energía perdida por enfriamiento radiativo en el trópico se libera principalmente en el núcleo de los altos cúmulos que provocan precipitaciones,¹ los cuales solo ocupan pequeñas áreas del trópico (fig. 6.2). Los cúmulos de escaso desarrollo vertical, que cubren grandes regiones de los océanos tropicales² (fig. 6.2), también contribuyen al transporte de calor latente y al enfriamiento radiativo.

El calor latente liberado en los cúmulos de gran desarrollo vertical que provocan precipitaciones y en las intensas corrientes ascendentes y descendentes asociadas, que pueden ocupar una capa espesa de la troposfera, produce efectos importantes en términos de la dinámica y los flujos energéticos de gran escala en las regiones tropicales (sección 7.2.2.7sección 7.2.2.7). La liberación de calor latente es fundamental para el mantenimiento de los sistemas convectivos profundos y organizados, como los ciclones tropicales y los sistemas convectivos de mesoescala. Además, los cúmulos contribuyen a conservar el momento angular global³ y, por tanto, influyen en la circulación global. La convección en cúmulos, que se describe en el capítulo 5capítulo 5, es el mecanismo más importante para los transportes de calor, humedad, sustancias químicas, aerosoles y momento desde la superficie local hasta la troposfera y a través de la circulación de Hadley (fig. 6.1). Los efectos de la convección profunda a gran escala se manifiestan en plazos del orden de una hora a varios días.

Los cúmulos de poco desarrollo vertical y los estratocúmulos son otro factor importante para los movimientos de gran escala y el balance energético global. Las extensas capas de estratocúmulos que se forman sobre las aguas tropicales y subtropicales de las regiones orientales de los océanos Pacífico y Atlántico reflejan la radiación solar y de este modo modulan el balance radiativo y el clima a nivel mundial. Es importante comprender la estructura de la capa límite marina tropical y los procesos de mezcla y de transporte de sustancias químicas para entender mejor las concentraciones de aerosoles marinos, que afectan el balance radiativo y la calidad del aire. Los cúmulos de poco desarrollo vertical también contribuyen a mantener la inversión de los alisios, mediante los procesos que se describen en la sección 6.3.7sección 6.3.7. Debido a su gran extensión espacial y persistencia en las regiones tropicales y subtropicales, los impactos de las capas de estratocúmulos se manifiestan a escalas temporales grandes.

Aunque reconocemos la importancia de los sistemas nubosos convectivos y sus procesos internos, las redes de observación y las mallas de los modelos numéricos de predicción del tiempo y del clima no los captan fácilmente. Debido a su enorme complejidad y a las altísimas prestaciones de cómputo que requiere, el modelado de nubes discretas —y de sus impactos— en los modelos climáticos y de predicción numérica del tiempo no se logrará en un futuro previsible. Para cuantificar los efectos de los cúmulos a escalas regionales y mundiales es preciso correlacionar los procesos de los cúmulos, que ocurren a una escala inferior a la de la malla, con variables de gran escala que se puedan medir. Este proceso se denomina parametrización de cúmulos. También parametrizamos otros procesos que ocurren a escalas inferiores a la malla, como los transportes verticales de calor, humedad, masa y momento. La parametrización solo producirá buenos resultados si los procesos: (i) se identifican; (ii) se relacionan cuantitativamente y sobre la base de observaciones de campo intensivas con la escala de movimientos que el modelo puede resolver, para lograr una comprensión adecuada de la física y la dinámica involucradas; y (iii) se formulan de manera tal que sea posible expresar su frecuencia, intensidad y ubicación a la escala resuelta por el modelo.⁴ Los promedios de transporte de calor, humedad, masa y momento a escala de malla se deben cuantificar y verificar a través de observaciones. Este capítulo presenta muchos ejemplos de variables y procesos de transporte observados.

También es preciso observar los movimientos de gases y aerosoles en la atmósfera. Esto implica comprender (i) las propiedades de la capa límite atmosférica, un importante factor que determina la dispersión de los contaminantes atmosféricos cerca de la superficie, y (ii) la convección profunda tropical, que es el conducto primario de distribución de los compuestos químicos de la superficie en la estratosfera, algo que ocurre a través de la tropopausa tropical (sección 3.2.4.1sección 3.2.4.1). Son de particular interés las sustancias químicas de corta duración involucradas en la producción de ozono y otras especies químicas importantes para la calidad del aire y los balances radiativos, cuya distribución depende de los procesos de transporte convectivo.

En resumen, el transporte vertical es fundamental para entender las interacciones entre la atmósfera y el océano, para formular y evaluar los modelos climáticos y de predicción numérica del tiempo, para separar los ciclos globales de energía y del agua en componentes oceánicos y atmosféricos y, finalmente, para estudiar la química atmosférica. Antes de ahondar en los procesos que acabamos de describir, examinaremos la estructura vertical básica de la troposfera tropical.

6.1 Introducción »
6.1.2 Estructura vertical y escalas temporales »
6.1.2.1 Estructura vertical media

Como es consabido, todo lo que sube, baja. Esta expresión describe perfectamente la gruesa capa que denominamos troposfera, cuyos movimientos ascendentes están atrapados debajo de la tropopausa y la estratosfera estable. Estas capas básicas definen el perfil atmosférico medio: la capa límite atmosférica (CLA), la atmósfera libre y la tropopausa. Esta última alcanza su máxima altura media mundial en los trópicos, donde mide entre 15 y 18 km sobre el nivel del suelo.

• La capa límite atmosférica, que también se conoce como capa límite planetaria (CLP), es la capa inferior de la troposfera. Esta capa, que está en contacto con la superficie, está sujeta a los efectos de la fricción o rozamiento. Los intercambios de calor, humedad, momento, aerosoles y gases que ocurren entre la atmósfera libre y la superficie se producen a través de la capa límite atmosférica, que se caracteriza por movimientos turbulentos de pequeña escala y una respuesta rápida a los cambios en las condiciones de superficie. Aunque la altura de la capa límite puede variar entre algunas decenas de metros, sobre los océanos tropicales, y varios kilómetros, sobre las regiones continentales áridas y secas, para los análisis sinópticos el nivel del gradiente se define en el nivel donde los efectos de la fricción son insignificantes, a aproximadamente 1 km de altura, que es la altura típica de la capa límite atmosférica. Cabe observar que no siempre existe una capa límite bien definida.
• La atmósfera libre no siente los efectos de la fricción con la superficie. Esta capa ocupa la mayor parte de la troposfera tropical y se caracteriza principalmente por subsidencia de gran escala, con movimientos ascendentes intermitentes provocados por los cúmulos y cumulonimbos de gran extensión vertical. Los movimientos y los procesos asociados que se producen en esta capa abarcan una amplia gama de escalas espaciales y temporales (fig. 3.1.4).

La distribución vertical de la temperatura y humedad distingue las regiones tropicales de las de latitudes más altas (fig. 1.16, fig. 1.19b), así como el ambiente en distintos lugares tropicales (p. ej.: fig. 1.20). A menudo, una inversión térmica separa la troposfera libre tropical de la capa límite; esta inversión, que se asocia con la rama descendente de la circulación de Hadley, se intensifica con la distancia al ecuador. En términos generales, el examen de los perfiles atmosféricos medios sobre distintas cuencas oceánicas tropicales ha revelado la existencia de niveles altos de humedad relativa en la capa límite y luego su disminución aproximadamente lineal hasta alcanzar un mínimo cerca de la tropopausa (fig. 5.20), pero se observan algunas diferencias en la troposfera media-baja. Un perfil atmosférico medio tropical basado en observaciones realizadas en el Caribe (fig. 5.20a) que se emplea con frecuencia como dato de entrada en modelos numéricos tropicales idealizados es relativamente seco en la troposfera media-baja (sección 5.2.4sección 5.2.4). Como ocurre a menudo en otras cuencas oceánicas tropicales, en el Caribe la estructura vertical siente los efectos de la masa de aire marítimo tropical, de la capa de aire seco del Sahara en la troposfera media-baja proveniente del norte de África y de la masa de aire seco de latitudes medias cuyos ciclones y vaguadas de latitudes medias invaden periódicamente las regiones tropicales. La cuenca del Pacífico occidental es generalmente más cálida y más húmeda que las demás cuencas oceánicas tropicales, pero también siente los efectos de las masas de aire seco de latitudes medias. La estructura vertical varía según la región, la estación y la presencia de convección, cuyos flujos de calor, humedad y momento pueden diferir enormemente de la media y del ambiente cuando hace buen tiempo.

6.1 Introducción »
6.1.2 Estructura vertical y escalas temporales »
6.1.2.2 Escalas temporales de la mezcla convectiva vertical

La mezcla entre la superficie y el límite superior de la capa límite atmosférica ocurre en plazos de una hora a un día, mientras que la mezcla convectiva de la troposfera libre tarda entre una semana y un mes en ocurrir (fig. 6.3). La mezcla convectiva se produce en 4 a 5 meses en la base de la capa de la tropopausa tropical (fig. 3.18) y en 1 a 2 años en la tropopausa. El transporte de aire a través de la fuerte inversión por encima de la tropopausa lleva entre 5 y 10 años, mientras que el transporte descendente tarda entre 1 y 2 años en ocurrir. El transporte de la troposfera a la estratosfera ocurre principalmente en el trópico, a diferencia del transporte inverso, que es principalmente un proceso de las latitudes medias (sección 3.2.4.1sección 3.2.4.1). En la convección profunda, el aire de la capa límite puede alcanzar la troposfera superior en cuestión de horas.

Las interacciones entre la superficie y la troposfera superior abarcan un continuo de escalas temporales, desde la circulación de Walker con sus oscilaciones interanuales y las escalas intraestacionales de la OMJ, hasta las escalas temporales diurnas de las tormentas y el período de una hora en que se producen en la capa de mezcla. Estos son solo algunos ejemplos de cómo el estudio del transporte vertical nos ayuda a entender los principales modos de la variabilidad tropical y las formas en que la energía y el momento se trasladan desde la superficie hasta el límite superior de la troposfera. Dado el papel primordial del aire en movimiento en la transferencia de energía desde la superficie (sección 6.1.1sección 6.1.1), veamos ahora los mecanismos que desplazan el aire en sentido vertical.

6.1 Introducción »
6.1.3 Mecanismos de movimiento vertical

6.1 Introducción »
6.1.3 Mecanismos de movimiento vertical »
6.1.3.1 Empuje hidrostático y estabilidad estática

El empuje hidrostático —la fuerza vertical neta que un fluido ejerce sobre un cuerpo— es proporcional a la diferencia de densidad entre el cuerpo y el fluido en el cual se halla inmerso (sección especial 5-3sección especial 5-3). Un cuerpo más ligero acelera hacia arriba; un cuerpo más pesado, se hunde. Cuando una burbuja de aire se desplaza, el empuje hidrostático puede provocar un movimiento ascendente o descendente, según las condiciones del entorno sean estables, neutras o inestables.

Suponiendo un proceso de calentamiento y enfriamiento adiabático, las burbujas de aire seco se enfriarán al ritmo del gradiente adiabático seco (~9,8 °C km⁻¹), mientras que las burbujas de aire saturado se enfriarán a un ritmo más lento, debido al calor latente de condensación. Dado que el aire más cálido (menos denso) sube en relación con el aire más frío (más denso), podemos emplear el «método de la burbuja» —que implica comparar las temperaturas del ambiente y de la burbuja— para evaluar la estabilidad del ambiente.

• Estable: dado un entorno más cálido, después de un desplazamiento inicial hacia arriba, la burbuja desciende.
• Inestable: dado un entorno más frío, después de un desplazamiento inicial hacia arriba, la burbuja asciende.
• Neutro: dadas temperaturas iguales, la flotabilidad de la parcela será neutra.
• Condicionalmente inestable: condiciones estables, excepto en el caso de las burbujas saturadas de vapor de agua ascendentes o descendentes.

La fig. 6.4a ilustra los perfiles de temperatura asociados a las condiciones estables, neutras e inestables. La estabilidad también se evalúa a partir del gradiente vertical de la temperatura potencial, θtemperatura potencial θ: hablamos de condiciones estables cuando δθ/δz > 0, neutras cuando δθ/δz = 0 e inestables cuando δθ/δz < 0 (fig. 6.4b).

Fig. 6.4. (a) Tefigrama con ejemplos de áreas de estabilidad absoluta, estabilidad neutra, inestabilidad e inestabilidad condicional. (b) Criterios de estabilidad para el aire insaturado según el gradiente vertical de la temperatura potencial θ.

La estabilidad de la convección húmeda se determina a partir del gradiente vertical de la temperatura potencial equivalente: condiciones estables cuando δθ_e/δz > 0, neutras cuando δθ_e/δz = 0 e inestables cuando δθ_e/δz < 0. El valor local del gradiente térmico vertical determina la estabilidad local, de modo que pueden existir capas estables e inestables en la atmósfera. La inestabilidad estimula la mezcla vertical rápida, porque el empuje hidrostático imparte una aceleración inicial a la burbuja.

Continuidad de la masa

Los principios generales de continuidad de la masa para los movimientos de gran escala establecen que la divergencia horizontal es proporcional al cambio en el movimiento vertical con la altura (sección 3.1.1sección 3.1.1). La aplicación de este principio a la atmósfera tropical revela que la convergencia horizontal cerca de la superficie debe provocar ascenso hasta la tropopausa, una barrera estable que interrumpe el ascenso y causa divergencia. De forma análoga, los movimientos descendentes conducen a divergencia cerca de la superficie. Como veremos más adelante, los movimientos descendentes de gran escala que ocurren en las regiones subtropicales juegan un papel decisivo a la hora de determinar la estructura vertical y son un factor importante en los procesos de transporte vertical en el régimen de los alisios.

6.1 Introducción »
6.1.3 Mecanismos de movimiento vertical »
6.1.3.2 Turbulencia

El término turbulencia se refiere a «las fluctuaciones irregulares que ocurren en el movimiento de un fluido», que se manifiestan como volutas que denominamos remolinos. Los remolinos turbulentos se consideran estructuras de microescala (fig.3.4), ya que su longitud oscila entre algunos milímetros y pocos kilómetros y pueden durar entre unos cuantos segundos y, los más grandes, casi una hora.^5,6

Fig. 6.5. Representación conceptual de la turbulencia convectiva o térmica (arriba) y la turbulencia mecánica (abajo).

La turbulencia es uno de los principales mecanismos que producen el movimiento vertical en la capa límite, donde el flujo está sometido a los efectos directos del calentamiento y de la fricción con la superficie. En la troposfera libre, la turbulencia se debe a procesos tales como la cizalladura del viento asociada con las corrientes en chorro, las corrientes ascendentes y descendentes de la convección profunda y las ondas de gravedad relacionadas con la convección de mesoescala.⁷ Los movimientos turbulentos, que transportan flujos verticales de momento, energía y masa, pueden ser de origen térmico o mecánico (fig. 6.5):

• Movimientos convectivos: las térmicas —generadas por el empuje hidrostático (sección especial 5-3sección especial 5-3)— se forman cuando una burbuja de aire que ha sido calentado por la superficie acelera hacia arriba o cuando una burbuja desciende por enfriamiento radiativo, como ocurre, por ejemplo, en la cima de la capa límite atmosférica.
• Movimientos mecánicos: son producto de la cizalladura vertical del viento, que convierte el viento promedio en un movimiento turbulento.

En los bordes de los remolinos grandes se forman remolinos menores que quitan energía a los remolinos más grandes a través de un proceso conocido como cascada de energía.

Flujos turbulentos y laminares

A diferencia de los flujos turbulentos, que producen mezcla vertical, en los flujos laminares la mezcla entre distintas capas es inexistente o despreciable (fig. 6.6). Después de una serie de experimentos con flujos en conductos, en 1894 Reynolds⁸ determinó que la transición de un flujo laminar a un flujo turbulento depende de la razón entre el transporte del momento y la viscosidad molecular. La turbulencia ocurre cuando se alcanza un número de Reynolds R_e crítico a partir del cual el flujo es incapaz de contrarrestar la cizalladura.

Fig. 6.6. Representación conceptual de flujos laminares y turbulentos en la capa límite; la velocidad en la superficie es cero.

Para determinar si una capa atmosférica es predominantemente turbulenta o laminar utilizamos el número de Richardson, Ri, que expresa la razón entre la estabilidad estática y estabilidad frente a la cizalladura. La cizalladura vertical del viento puede conducir a la mezcla vertical incluso en condiciones de estabilidad estática. Podemos utilizar la frecuencia de Brunt-Väisälä (o de flotabilidad) N como una medida de la estabilidad estática en un medio estratificado estable Ri, como:

         (1)

Aquí u es la velocidad horizontal, z es la altura, g es la aceleración de la gravedad y ρ es la densidad en función de la altura. Cuando el valor de Ri es pequeño, la cizalladura es suficiente para superar la estratificación estable y a continuación se dan condiciones de inestabilidad frente a la cizalladura. En términos generales:

• un flujo laminar se torna turbulento cuando Ri < 0,25
• un flujo turbulento se torna laminar cuando Ri > 1,0

En la práctica, utilizamos los datos de sondeo y una estimación de diferencias finitas de la ecuación (1) para calcular el número de Richardson. Esta forma de la ecuación se conoce como el número de Richardson global:

         (2)

donde Δz es la altura de la capa de interés.

Energía cinética turbulenta

La intensidad de la turbulencia se mide en términos de la energía cinética turbulenta ē:

         (3)

donde u, v y w son las componentes zonal, meridional y vertical del viento, respectivamente. La barra horizontal sobre los símbolos indica que se trata de un promedio en el tiempo y la prima (′) representa la contribución de la perturbación o remolino. La energía cinética turbulenta es nula para los flujos laminares, pese a que las componentes del viento medio no lo son necesariamente.

Los movimientos verticales provocados por la divergencia y convergencia horizontales en la circulación general son del orden de 0,01 m s⁻¹, mientras que los movimientos verticales producidos por el empuje hidrostático local en la convección profunda y los procesos turbulentos son mucho más rápidos, del orden de 1 a 10 m s⁻¹; esto subraya la importancia del empuje hidrostático y la turbulencia como factores determinantes del transporte vertical.

Ahora que hemos establecido la importancia del transporte vertical en la atmósfera tropical y que hemos analizado la estructura típica y las escalas y los mecanismos de la mezcla convectiva vertical, exploraremos más detalladamente el transporte vertical y los procesos relacionados en la zona de contacto superficie-atmósfera, en la capa límite atmosférica y en la atmósfera libre.

6.2 La zona de contacto superficie-atmósfera

La zona de contacto con la superficie —que también se conoce como capa molecular— es el límite entre la atmósfera y el suelo o las aguas oceánicas. El intercambio de energía entre la superficie y la atmósfera comienza en este punto de contacto, donde

• la transferencia vertical de calor ocurre por conducción,
• la transferencia vertical de humedad ocurre por evaporación/transpiración o por condensación y
• la transferencia vertical de momento ocurre por procesos viscosos.

El flujo molecular es producto de la difusividad y del gradiente vertical; por ejemplo, la transmisión de calor por conducción se describe con esta ecuación:

         (4)

donde v es la difusividad térmica molecular, que para el aire es ~2 × 10⁻⁵ m² s⁻¹.

Las diferencias de temperatura y humedad entre el aire y la superficie determinan la dirección de la transferencia neta. Por ejemplo, cuando una masa de aire frío avanza sobre una superficie cálida, el calor se transfiere por conducción desde la superficie hasta el aire; el resultado final es una masa de aire más cálida y una superficie más fría.

6.2. La zona de contacto superficie-atmósfera »
6.2.1 Procesos de la zona de contacto aire-mar

En la zona de contacto superficie-atmósfera (fig. 6.7) se producen varios procesos interdependientes que son críticos para las condiciones del tiempo y el clima, así como para el transporte vertical de calor, humedad y momento. La evaporación, el enfriamiento y la salinización contribuyen al transporte desde el océano hasta la atmósfera, a la vez que la lluvia reduce la salinidad de la superficie del océano y los vientos de superficie generan olas. Los procesos de mezcla turbulenta y de arrastre de aguas frías que ocurren en la capa superior del océano están acoplados a los procesos atmosféricos. El enfriamiento del agua y el aumento de la salinidad debido a la evaporación de las moléculas de agua inducen la convección en el océano. La termoclina separa las aguas más profundas de las de la capa superior bien mezclada, donde la temperatura es casi constante con la profundidad. Las variaciones en la profundidad de estas dos capas en el Pacífico ecuatorial son un aspecto fundamental del desarrollo de las condiciones relacionadas con El Niño y La Niña.

Fig. 6.7. Representación conceptual de los procesos en la zona de contacto aire-mar.

El transporte químico en la zona de contacto superficie-atmósfera ocurre por difusión molecular y en las burbujas de espuma y los rociones.⁹ Estos últimos son el producto de la fuerza del viento en la superficie del océano, que es más eficaz cuando el viento supera los 10 m s⁻¹.¹⁰ La producción de rociones es más eficiente cerca de la cresta de las olas rompientes y de las olas con crestas pronunciadas. Se forman burbujas cuando la precipitación cae en la superficie del mar y cuando las olas rompientes atrapan el aire.

La temperatura de la superficie del mar, que se mide a diario, constituye una condición de frontera de superficie para los modelos numéricos y es una variable crítica en los cálculos del balance de energía en la superficie.

Proyecto internacional de estudio de la superficie del océano y la atmósfera inferior (Surface Ocean - Lower Atmosphere Study, SOLAS): http://www.solas-int.org

6.2. La zona de contacto superficie-atmósfera »
6.2.2 Procesos de la zona de contacto aire-tierra

La vegetación aumenta la complejidad de los intercambios de energía entre la superficie terrestre y la atmósfera. En suelos desnudos, el intercambio de energía ocurre principalmente a través de las transferencias netas de radiación, evaporación y calor sensible; los flujos de agua ocurren por infiltración y escorrentía. La vegetación no solo modifica muchos procesos, como la reflexión, la emisión de la radiación infrarroja y la absorción de la radiación solar, sino que introduce otros procesos que se deben tener en cuenta, como la transpiración de las hojas de las plantas, la intercepción de las precipitaciones por las hojas, el goteo de las hojas, la modificación de los flujos de radiación por parte de la vegetación, la alteración de la rugosidad de la superficie —que afecta la cizalladura del viento— y, después de un episodio de precipitación, la evaporación de la humedad que cubre la vegetación (fig. 6.8).¹²

Los cambios en la cubierta del suelo —por ejemplo, si un bosque se transforma en pastizal— modifican el albedo y, por tanto, la radiación solar entrante neta, la radiación de onda larga saliente, la evapotranspiración (calor latente), la infiltración hasta la superficie y la altura de rugosidad, todo lo cual altera los flujos de momento, de calor y de humedad. En términos generales, en las zonas de clima más árido, donde no intervienen los efectos moduladores del vapor de agua, encontramos menos vegetación y una amplitud térmica diurna mayor.

Los efectos y las retroalimentaciones de los importantes procesos de interacción entre la superficie y la atmósfera varían de acuerdo con la escala temporal. Los procesos terrestres, que están conectados a la dinámica de gran escala por el acoplamiento con la capa límite y a través de las nubes que provocan precipitaciones y de las características de humedad y temperatura del suelo, abarcan escalas temporales diurnas y estacionales.

Los gases traza y los aerosoles —elementos fundamentales de la calidad del aire, del calentamiento radiativo, de la dispersión de la radiación y de la microfísica de las nubes— también se transportan a través de la zona de contacto superficie-atmósfera. La figura 6.9 resume de forma esquemática los principales procesos que involucran los gases traza y los aerosoles sobre tierra firme, incluidas las emisiones biogénicas de la superficie a la troposfera, la formación y el crecimiento de los aerosoles en la atmósfera y su retorno a la superficie con la precipitación y por deposición húmeda.

6.3 La capa límite atmosférica

La capa límite atmosférica (CLA), que responde rápidamente a los cambios en la superficie, puede ser de varios tipos:

• la capa límite convectiva (CLC) es una capa límite en la cual predomina la generación de turbulencia por empuje hidrostático; normalmente se forma durante el día (fig. 6.10);
• la capa límite estable (CLE) es la que se forma por la noche o cuando una masa de aire cálido pasa por encima de una superficie más fría;
• la capa residual (CR) es la que puede formarse por la mañana o por la tarde cuando la CLE desconecta la CLC previa de la superficie.

Animación de la estructura vertical idealizada de la capa límite convectiva en condiciones de buen tiempo.

A su vez, la capa límite atmosférica se puede subdividir en capas más pequeñas de acuerdo con los procesos dinámicos y termodinámicos que las caracterizan, como se ilustra en la fig. 6.11 para condiciones no perturbadas en los alisios. En las secciones que siguen examinaremos los procesos de transporte vertical que ocurren en estas subcapas.

• La capa de superficie o capa superficial, cuya base se conoce como capa de contacto con la superficie o capa límite molecular, es la parte más baja y menos profunda de la capa límite atmosférica; corresponde al gradiente superadiabático en la fig. 6.11.
• La capa de mezcla o capa subnubosa, que durante el día ocupa la mayor parte de la capa límite convectiva sobre tierra firme. Esta capa presenta un gradiente adiabático y humedad específica, temperatura potencial y momento casi constantes. En la fig. 6.11 (arriba) se identifica como la capa homogénea.
• La capa de transición o zona de arrastre, que a menudo se halla debajo de una inversión, es la zona donde se forman nubes de escaso desarrollo vertical si una burbuja alcanza el nivel de condensación por ascenso. Las burbujas de aire de la atmósfera libre pueden penetrar la capa límite atmosférica por efecto de la mezcla turbulenta en la zona de arrastre. El enfriamiento y la humectación provocados por los intercambios turbulentos o por ascenso de gran escala pueden erosionar la inversión suprayacente, cuya eliminación puede dar lugar al rápido desarrollo de convección profunda, dada una capa límite lo suficientemente inestable.
• La capa de nubosidad se extiende desde la cima de la capa de transición hasta la base de la inversión de los alisios sobre los océanos tropicales.
• La inversión de los alisios se extiende más allá de la capa de nubosidad y atrapa la capa límite atmosférica. Aquí la temperatura aumenta rápidamente, al tiempo que la humedad disminuye. Por ejemplo, vea los perfiles de temperatura y humedad para la isla Sta. Elena (el panel izquierdo de la figura 1.20). Examinaremos la inversión de los alisios en detalle en la sección 6.3.7.

6.3 La capa límite atmosférica
6.3.1 La capa de superficie

Es esencial entender los procesos atmosféricos de la capa de superficie, la capa en la cual existimos y en la cual se define el clima y suelen producirse los cambios verticales de temperatura y velocidad del viento más bruscos. El espesor de la capa de superficie equivale a aproximadamente el 10 % del espesor de una capa límite convectiva bien desarrollada durante el día o de una capa límite estable por la noche.⁵ La capa de superficie, que está marcada por fuertes gradientes de humedad y velocidad del viento, es casi adiabática sobre el océano tropical y superadiabática sobre tierra firme (condiciones de inestabilidad absoluta, cuando la disminución de la temperatura con la altura supera el gradiente adiabático seco).

6.3 La capa límite atmosférica 6.3.1 La capa de superficie »
6.3.1.1 El balance de energía en la superficie y su impacto en el transporte vertical

El balance de energía en la superficie equilibra la radiación neta con el calor sensible, el calor latente, el almacenamiento y la advección:

         (5)

donde R_n es la radiación neta en la superficie; CS es el calor sensible, CL es el calor latente, Δf es el flujo horizontal o advección y G es el calor almacenado y recuperado de las capas subsuperficiales. El balance no incluye los aportes despreciables, como la conversión de la energía cinética del viento y de las olas en energía térmica o la transferencia de calor en la precipitación.

En condiciones de estado uniforme (como lo son una media anual o una media diurna sobre tierra firme), el transporte vertical de calor en la superficie ocurre principalmente debido a los efectos de la radiación, del calor latente y del calor sensible (fig. 6.12). El transporte horizontal, que es despreciable sobre el suelo, es significativo sobre los océanos. Dado que las regiones tropicales son principalmente oceánicas, en condiciones de estado uniforme, en el trópico podemos aproximar el balance en la superficie mediante:

         (6)

La transferencia de calor latente es el mecanismo principal de transmisión de la energía desde la superficie hasta la atmósfera. El calor latente promedio, que alcanza un nivel máximo cerca de 20 grados de latitud (fig. 1.11), es el principal factor de equilibrio de la radiación solar neta anual en la superficie. El calor sensible medio —un factor relativamente pequeño— varía poco con la latitud, excepto cerca de los polos, donde cambia de signo cuando la atmósfera calienta la superficie.

Los cambios en el balance de energía en la superficie afectan el transporte vertical y la estructura de la capa límite atmosférica en forma directa. Por ejemplo, la fig. 6.13 muestra cómo los cambios en la humedad del suelo alteran los aportes de los distintos componentes del balance de energía en la superficie (calor sensible, calor latente y radiación) y el transporte vertical por turbulencia convectiva o térmica. Se observan cambios similares al comparar las superficies urbanas con las rurales, porque el calor que agrega el entorno urbano¹⁶ aumenta la altura de la capa límite.

La magnitud del transporte vertical depende de los flujos en la zona de contacto con la superficie, que son sensibles a las diferencias en los perfiles de temperatura y humedad del aire y del subsuelo, así como a la velocidad del viento. Durante el día, el calor, la humedad y el momento se transportan por convección; durante la noche, por conducción en la zona de contacto con la superficie. Las térmicas —corrientes de aire ascendente que impulsan la circulación en la capa de mezcla durante el día (fig. 6.10)— se originan en la capa de superficie. Esta capa está encima de la zona de contacto con la superficie y la separa del resto de la capa límite atmosférica durante la transición de la capa límite estable nocturna a la capa de mezcla diurna; la turbulencia en la capa de superficie permite el transporte casi constante entre la zona de contacto y la capa de mezcla. El transporte durante la transición del día a la noche es más complejo, ya que implica la fusión inicial de la capa de contacto con la capa límite estable poco profunda cerca de la superficie al anochecer.

Pregunta

Examine estos dos perfiles de temperatura y decida cuál corresponde a un entorno urbano y cuál a un entorno rural.

(a) Elija una opción... Entorno rural Entorno urbano

Entorno rural

(b) Elija una opción... Entorno rural Entorno urbano

Entorno urbano

Explicación

El perfil (a) corresponde a una zona rural y el perfil (b) a un entorno urbano.¹⁷ La superficie rural se enfría con relativa rapidez durante la noche, lo cual conduce a la formación de una inversión que se intensifica y crece verticalmente en el transcurso de la noche. Compare los perfiles del entorno rural tomados temprano por la noche (a las 1914) y temprano por la mañana (a las 0503). Esto contrasta con lo que curre en el entorno urbano, donde como promedio las temperaturas de superficie son más altas y se nota un gradiente adiabático seco en la capa cerca de la superficie incluso en el transcurso de la noche. Aunque se forma una inversión en altura entre casi medianoche (a las 2307) y las primeras horas de la mañana (a las 0511), es mucho más débil que la inversión en la zona rural.

Esto significa que la mezcla vertical por turbulencia convectiva continúa en la capa residual urbana, cerca de la superficie, durante las horas nocturnas. En la zona rural, la fuerte inversión térmica limita la mezcla al resto de la capa límite.

6.3 La capa límite atmosférica 6.3.1 La capa de superficie »
6.3.1.2 Flujos de momento, calor latente y calor sensible en la superficie

Flujos turbulentos

El intercambio de energía entre la superficie y la atmósfera se representa mediante los flujos o remolinos turbulentos de calor sensible, calor latente y momento. La formulación de los cálculos de los flujos en la superficie presupone que la transferencia ocurrirá principalmente en las células convectivas, cuyo pico espectral ocurre a longitudes de onda del orden de un kilómetro.¹⁸ Se supone, además, que los flujos verticales sean proporcionales al gradiente local de los perfiles medios de temperatura, humedad y momento.

El flujo vertical de cualquier cantidad escalar s se puede calcular multiplicando esa cantidad por la velocidad vertical w y la densidad del aire ρ (fig. 6.14), de modo que podemos representar el flujo vertical promediado en el tiempo F_s mediante la ecuación siguiente:

         (7)

Recuerde que en la sección especial 1-1sección especial 1-1 explicamos que las variables se pueden separar en sus componentes de media temporal y turbulencia, por ejemplo: . Si promediamos la velocidad del viento a lo largo de treinta minutos o una hora, los componentes de turbulencia aparecerán como ráfagas de corta duración superpuestas al viento medio. Esta manera de cuantificar los flujos turbulentos, que se conoce como promedio de Reynolds, conserva los términos no lineales que están asociados a la turbulencia.

Puesto que cerca de la superficie los aportes del flujo turbulento son mucho mayores que los del flujo vertical medio,^18,19 centraremos nuestra atención en los flujos turbulentos. El flujo vertical del momento horizontal en la superficie, que se conoce como esfuerzo de cizalladura del viento o esfuerzo de Reynolds (τ₀), ejerce un efecto de arrastre sobre el flujo del aire a la altura de referencia z. El esfuerzo de Reynolds en la superficie, que deforma las burbujas de aire durante el movimiento turbulento, se expresa como:

         (8)

Podemos expresar los flujos de calor sensible y de calor latente en la superficie como:

         (9)

         (10)

donde la barra horizontal indica un promedio temporal, ρ_a es la densidad del aire, q es la humedad específica, L es el calor latente de vaporización, c_p es el calor específico a presión constante, θ es la temperatura potencial, w es la velocidad vertical y u y v son las componentes zonal y meridional del viento, respectivamente.

Los aportes de los flujos turbulentos al calentamiento y enfriamiento de la atmósfera se pueden incorporar en la ecuación de la energía termodinámica, con lo cual el cambio de temperatura provocado por flujos turbulentos en la superficie se expresaría de esta forma:

         (11)

Velocidad y escala del viento en la capa de superficie

• Escala en la capa límite neutra

En una capa límite neutra (sin convección), el gradiente vertical de la velocidad del viento en la capa de superficie depende de la altura sobre la superficie, de la densidad del aire y de la tensión del viento en la superficie, τ₀. Podemos reordenar la ecuación (8) para definir un parámetro de escala u_* denominado velocidad de fricción:

         (12)

Los valores típicos de u_* oscilan entre 0,03 y 0,3 m s⁻¹.

Para caracterizar la cizalladura del viento en una capa límite neutra, definimos una constante adimensional. La constante de von Kármán, k, que es igual para cualquier capa límite neutra sobre una superficie cualquiera, tiene un valor aproximado de 0,4.

Ahora podemos definir la cizalladura vertical del viento como:

         (13)

donde U es la velocidad del viento, z es la altura y u_* es la velocidad de fricción.

• Parámetro de rugosidad

Podemos integrar la ecuación (13) para obtener un perfil logarítmico del viento (fig. 6.6) en la capa neutra de superficie:

         (14)

donde z_0m se denomina altura o parámetro de rugosidad para el momento.

El parámetro de rugosidad es la altura a la cual podemos calcular, extrapolando, que la velocidad del viento es cero (fig. 6.15), la zona donde la transferencia ocurre principalmente por difusión molecular. La altura de rugosidad varía entre 1 mm sobre la superficie media del océano, algunos centímetros sobre hierba y más de un metro sobre bosques de abetos o ciudades con edificios altos. La relación de perfil del viento en la ecuación (14) es válida para alturas mucho mayores que la altura de rugosidad, pero no lo es para perfiles dentro del dosel arbóreo o cerca de superficies muy escarpadas.

Fig. 6.15. Perfiles logarítmicos del viento para superficies lisas y rugosas; la altura de rugosidad se identifica donde las líneas cruzan el cero.

Los parámetros de escala para la capa límite neutra son la velocidad de fricción u_* y la altura de rugosidad z_0m.

• Escala en la capa límite convectiva

Para la capa límite convectiva, podemos definir una escala de velocidad que caracterice la mezcla turbulenta:

         (15)

donde z_i representa la cima de la capa límite convectiva, θ_v0 es una temperatura de referencia, es el flujo de temperatura virtual en la superficie, g es la aceleración de la gravedad y w_* se conoce como la escala de velocidad de Deardorff.²⁰

Los parámetros de escala para la capa límite convectiva son w_* y la cima de la capa límite convectiva, z_i.

• Escalas temporales de las circulaciones turbulentas

Las escalas temporales típicas de mezcla convectiva en la capa límite convectiva y en la capa neutra de superficie son, respectivamente:

         (16)

La escala temporal de mezcla convectiva para los remolinos turbulentos en la capa límite convectiva es del orden de 15 minutos.

Fórmulas aerodinámicas globales para flujos de superficie

Dado que los flujos no suelen medirse sistemáticamente —solo obtenemos mediciones directas durante los experimentos de campo—, para fines de modelado y para crear conjuntos de datos de flujo utilizamos algoritmos aerodinámicos globales que relacionan los flujos turbulentos con variables meteorológicas globales. Este método se considera el más exacto para especificar los flujos superficiales en los modelos meteorológicos y climáticos.^18,21,22 Se supone que los flujos turbulentos sean proporcionales a la velocidad media del viento y a la diferencia entre las propiedades escalares del aire y de la superficie. Esta hipótesis tradicional se basa en la teoría de la semejanza de Monin-Obukhov,^23,24,25 que postula una superficie sólida y condiciones horizontales homogéneas en la capa de superficie. Los flujos se dan por constantes con la altura, de modo que pueden calcularse a una única altura. Esto significa que podemos calcular los flujos turbulentos a partir de la velocidad media del viento a una altura de referencia dada utilizando coeficientes de transferencia derivados de forma empírica.

Podemos formular el flujo de momento en la superficie, τ₀, de la forma siguiente:

         (17)

donde el coeficiente de arrastre C_D, que depende de la razón entre la altura de rugosidad y la altura de referencia cerca de la superficie z, oscila entre 0,75 × 10⁻³ sobre superficies lisas y 2 × 10⁻² sobre superficies ásperas.²⁶ Se trata de una función de altura que se estima suponiendo un perfil logarítmico corregido para el número de Richardson global. Normalmente, la velocidad del viento en la superficie se mide a la altura estándar de 10 metros.

De forma análoga, el calor sensible (CS) y el calor latente (CL) se pueden expresar en términos de la diferencia entre las variables atmosféricas en la superficie y cerca de ella, a la altura z.

         (18)

         (19)

donde θ_s y θ_az representan las temperaturas potenciales del aire en y cerca de la superficie, respectivamente, y q_s y q_az corresponden a la humedad específica de la atmósfera en y cerca de la superficie. C_DH y C_DE son los coeficientes de transferencia para la temperatura y la humedad, respectivamente. Ambos vienen determinados por la rugosidad de la superficie, el número de Richardson global y la altura de referencia, y tienen valores típicos —adimensionales— entre 1 × 10⁻³ y 5 × 10⁻³. La temperatura y la humedad en la superficie suelen medirse a una altura estándar de 2 m.

Pregunta

6.3 La capa límite atmosférica 6.3.1 La capa de superficie »
6.3.1.3 Distribución de calor latente y calor sensible en la superficie

Distribución geográfica y estacional

Los máximos del flujo de calor latente medio anual desde la superficie hasta la atmósfera ocurren en las regiones dominadas por los anticiclones subtropicales, donde hay cielos despejados, temperaturas de la superficie del mar relativamente altas y mucha evaporación (fig. 6.16a). La evaporación en la superficie también es abundante sobre las corrientes oceánicas cálidas del lado occidental de los océanos. La excepción es el océano Índico Sur, donde los vientos del monzón provenientes del oeste producen un extenso máximo en el este de la cuenca, junto a la costa occidental de Australia. Sobre los continentes, se producen máximos en la superficie sobre la cuenca amazónica, África ecuatorial y el continente marítimo, así como en los bosques tropicales húmedos, donde los índices de evapotranspiración son elevados. Los mínimos del flujo de calor latente en la superficie coinciden con los desiertos subtropicales y las corrientes oceánicas frías.

El flujo de calor sensible medio anual alcanza niveles máximos sobre las zonas continentales subtropicales (fig. 6.16b), donde las altas presiones semipermanentes conducen a cielos despejados y abundante calentamiento de la superficie. Como vimos en la sección 6.3.1.2sección 6.3.1.2, el flujo de calor sensible depende de las diferencias de temperatura entre el aire y el mar y de la velocidad del viento, por eso encontramos máximos oceánicos en franjas estrechas donde el aire continental fresco fluye sobre las corrientes oceánicas cálidas en las latitudes medias. Los gradientes son fuertes en los bordes occidentales de los océanos en latitudes medias y débiles en la mitad occidental de los océanos tropicales.

Los máximos de flujo de calor latente medio anual (fig. 6.16a) reflejan los máximos estacionales (fig. 6.17) que ocurren sobre las corrientes cálidas en invierno. El máximo estacional es mayor en el hemisferio norte (>250 W m⁻²) que en el hemisferio sur (>175 W m⁻²), lo cual subraya la importancia del gradiente vertical de humedad en relación con las tasas de evaporación. En el hemisferio norte, la diferencia entre las masas de aire frío continental y las corrientes oceánicas cálidas es mucho mayor en invierno.

Distribución diurna

El ciclo diurno de los flujos en la superficie del océano no se distingue en los promedios a nivel mundial, porque la temperatura de la superficie del mar varía poco de un día al siguiente; la amplitud térmica diurna de la TSM en días despejados con vientos ligeros es de tan solo 3 °C.²⁸ Sin embargo, de un año al otro los flujos de calor promedio pueden presentar diferencias de hasta 10 W m⁻² sobre parte de los océanos tropicales.²⁸

En tierra firme, los flujos de superficie presentan una amplitud diurna grande y, por lo general, aumentan después del amanecer, alcanzan el máximo aproximadamente a mediodía y bajan con la puesta del sol, para luego permanecer casi constantes en el transcurso de la noche. El ciclo diurno de los componentes del balance de energía en la superficie varía según la región y siente los efectos de los sistemas atmosféricos transitorios. Las gráficas compuestas de los ciclos diurnos sobre el Amazonas de la figura 6.18 muestran los cambios en los flujos de superficie con distintas condiciones de viento en niveles bajos y en días en que intensas bandas de lluvia atravesaron el sitio de observación a media tarde. El impacto de las corrientes convectivas descendentes en las tardes húmedas se observa claramente en todas las gráficas, donde se produce una marcada disminución de los flujos de superficie, siendo los más afectados los de calor sensible y almacenamiento.

El viento en la capa límite varía con el ciclo diurno (fig. 6.19), lo cual altera las transferencias de momento. Los cambios más abruptos en la velocidad del viento ocurren cerca de la puesta del sol y después del amanecer. Por la noche, la mezcla de la capa límite atmosférica disminuye y el viento se afloja en la capa de superficie y acelera por encima de la inversión. Después del amanecer, los vientos acelerados comienzan a mezclarse y a bajar hacia la superficie. El resultado es que a media tarde ocurre un máximo en los vientos cerca de la superficie y un mínimo en la velocidad del viento en los niveles más altos de la capa límite.

Pregunta

Examine estas gráficas de los componentes del balance de energía en la superficie durante el día y luego asigne a cada una la condiciones del suelo correctas.

Tab 1

Tab 2

Gráfica 1 Elija una opción... Suelo desnudo Bosque tropical húmedo Corriente del Golfo Trigal

Suelo desnudo

Gráfica 2 Elija una opción... Suelo desnudo Bosque tropical húmedo Corriente del Golfo Trigal

Trigal

Respuesta: la gráfica 1 corresponde a suelo desnudo y la gráfica 2 a un trigal.

En la superficie de suelo desnudo, la mayor parte del transporte de la superficie al aire se produce en forma de un flujo de calor sensible con un flujo de calor latente relativamente pequeño. En el trigal, el flujo de calor latente excede el de calor sensible, debido a los efectos de transpiración y mayor evaporación. Los diagramas de la fig. 6.13 muestran los impactos de la variación de la humedad cuando se separan los componentes del balance de energía en la superficie. Tanto la convección seca como la convección húmeda son mayores en el trigal, cuya superficie es más rugosa que la de suelo desnudo, de modo que en este caso los valores de flujo están más cerca entre sí.

6.3 La capa límite atmosférica 6.3.1 La capa de superficie »
6.3.1.4 La razón de Bowen

La razón de Bowen^31,32 B es la razón del calor sensible al calor latente (B = CS/CL). Los cambios en el balance de energía en la superficie, como los que pueden ocurrir después de un cambio en la vegetación o de un período de precipitaciones anómalas, controlan la razón de Bowen. La razón de Bowen varía considerablemente sobre los continentes, donde viene determinada por la fracción y el tipo de vegetación y por la humedad del suelo. La temperatura es importante i) porque la tensión de vapor depende de la temperatura por la relación de Clausius-Clapeyron (vea la sección 5.1.2sección 5.1.2) y ii) porque la incorporación de aire seco en la capa límite puede modificar la temperatura. Sobre el desierto, la mayor parte de la transferencia de aire desde la superficie se produce por calor sensible, que calienta una capa límite profunda y seca; en cambio, la mayor parte de la transferencia que ocurre sobre los bosques durante el día es producto de la evaporación (calor latente). Un aumento en la razón de Bowen indica que el área se está secando (tabla 6.1).

6.3 La capa límite atmosférica »
6.3.2 La capa de mezcla

La capa de mezcla, que ocupa la mayor parte de la capa límite atmosférica, es responsable del transporte vertical entre la capa de superficie y la zona de arrastre (rotulada «capa de transición» en la fig. 6.11). En la superficie del océano ecuatorial, la capa de mezcla se forma incluso con flujos de calor débiles. La capa de mezcla juega un papel crítico en la distribución de los contaminantes. El límite superior de la capa de mezcla, z_i, marca el nivel hasta el cual el efecto de la turbulencia es significativo.

6.3 La capa límite atmosférica »
6.3.2 La capa de mezcla »
6.3.2.1 Profundidad de la capa de mezcla

La estructura de la capa de mezcla varía según las condiciones meteorológicas, pero por lo general es más profunda (más alta) cuando son fuertes las turbulencias convectivas y mecánicas, como ocurre:

• por encima de superficies calentadas,
• sobre superficies ásperas,
• con vientos fuertes y
• cuando el movimiento vertical medio en la atmósfera libre es ascendente.

La figura 6.20 ilustra el contraste entre la capa límite convectiva que se forma durante el día, con movimientos verticales en circulaciones térmicas y un límite superior de aproximadamente 1500 m, y la capa límite estable nocturna, con flujos predominantemente laminares (horizontales) y una altura máxima de aproximadamente 200 m.³⁴ Durante el día, en la capa límite predomina la turbulencia convectiva, impulsada por el intenso calentamiento solar de la superficie que, a su vez, calienta burbujas de aire que ascienden por empuje hidrostáticoascienden por empuje hidrostático. Por la noche, la superficie terrestre se enfría más rápidamente que el aire, lo cual crea una inversión y una capa límite estable. El aire más frío y denso atrapado cerca de la superficie inhibe los movimientos verticales y la superficie se desacopla mecánicamente de la atmósfera libre. La mezcla vertical que ocurra se deberá a la cizalladura del viento, que puede ser fuerte, ya que con frecuencia se forma un viento máximo en niveles bajos —el chorro de bajo nivel— cerca de la cima de la capa límite nocturna, mientras hay vientos más débiles cerca de la superficie.

La altura o espesor de la capa límite convectiva (z_i) es una escala de longitud fundamental que controla muchos procesos troposféricos, como la mezcla turbulenta, la difusión vertical, el transporte convectivo, la evaporación de las nubes y su mezcla con el aire seco del entorno, y el efecto de arrastre de aerosoles. La altura de la capa límite define a grandes rasgos el espesor vertical donde los efectos de transporte turbulento desde la superficie serán significativos y ayuda a determinar los tipos de nubes y el alcance de la nubosidad, de modo que afecta el balance radiativo global. La altura de la capa límite convectiva es asimismo un factor determinante de los procesos relacionados con la contaminación del aire —como la distribución de los aerosoles, la formación de nubes y nieblas y la actividad convectiva— y en la evaluación de la calidad del aire a escalas locales y regionales.³⁵ Los esquemas de parametrización de la capa límite utilizados en los modelos numéricos se evalúan de acuerdo con su capacidad de calcular la turbulencia en la capa límite, que depende de su altura.³⁶

La altura de la capa límite convectiva z_i se establece en la base de la inversión más baja en ausencia de nubes y también en el límite superior de la capa de mezcla. Sin embargo, la altura de z_i no es objeto de observaciones regulares ni directas en las operaciones meteorológica, sino que normalmente se estima a partir de los perfiles verticales de:

• temperatura (fig. 6.11a);
• temperatura del punto de rocío (fig. 6.11a);
• razón de mezcla o humedad específica (q), conservada para los procesos adiabáticos: (figs. 6.11b y 6.21);
• temperatura potencial (θ), conservada para los procesos adiabáticos: ;
• temperatura potencial virtual (θ_v, fig. 6.11b); para el aire insaturado, θ_v se obtiene por
  θ_v = θ(1 + 0,61q);
• energía estática seca (s), equivalente a la temperatura potencial cuando se utiliza la altitud como coordenada vertical: s = c_pT + gz (sección 5.2.3sección 5.2.3);
• refractividad derivada de la ocultación de radio del sistema de posicionamiento global (GPS)ocultación de radio del sistema de posicionamiento global (GPS); supone que la capa límite atmosférica sea más húmeda, más densa y más refractiva que la troposfera libre.³⁷

Un marcador común de z_i es el punto de inflexión en la región de gradientes verticales máximos de θ, θ_v y q,^39,40 como se ilustra para una capa límite marina tropical en la fig. 6.21.⁴¹ En la capa de mezcla, la temperatura potencial, el momento y la humedad varían poco con la altura en comparación con los gradientes pronunciados de la capa de superficie (situada más abajo) y la zona de arrastre (situada más arriba). La cima de la capa límite convectiva se define mejor como la base de una inversión térmica suprayacente que impide el ascenso de la térmicas (ilustrada de forma esquemática en la fig. 6.20a).

Es más difícil determinar la altura de la capa límite atmosférica en condiciones neutras o estables. En una capa límite estable, el límite superior se sitúa en el lugar donde la turbulencia de superficie casi deja de existir, pero este nivel es más difícil de identificar, porque la turbulencia es muy débil, la capa es menos profunda (fig. 6.20b) y la turbulencia no está sujeta a mediciones regulares. Una técnica objetiva consiste en identificar z_i como la altura a la cual una burbuja de aire que asciende desde la superficie por un proceso adiabático alcanza el nivel de equilibrio neutro.^5,42 La altura de la capa límite convectiva también se puede medir con lídar, pero estas mediciones pueden diferir de los radiosondeos a razón de hasta 200 m.⁴²

Los perfiles combinados mejoran la definición de la altura de la capa límite planetaria:
http://asr.science.energy.gov/news/data-announcements/post/4728
https://www.arm.gov/data/pi/65

6.3 La capa límite atmosférica »
6.3.2 La capa de mezcla »
6.3.2.2 Efecto de las altas y bajas sinópticas

La capa límite es menos profunda en los centros de altas presiones, debido a la subsidencia y divergencia que estos producen en la baja troposfera (fig. 1.18). La profundidad aumenta conforme la subsidencia disminuye, con la distancia del centro de circulación. En regiones de bajas presiones, el aire en la capa límite asciende para formar nubes en la atmósfera libre. En este caso, la base de las nubes se considera como la cima de la capa límite convectiva, que no se identifica fácilmente en los sondeos.

6.3 La capa límite atmosférica »
6.3.2 La capa de mezcla »
6.3.2.3 La capa de mezcla en condiciones perturbadas y no perturbadas

La estructura de la capa de mezcla no perturbada se describe en la sección 6.3.2.1sección 6.3.2.1 y se muestra en la fig. 6.21. Durante períodos perturbados, la capa de mezcla se enfría y se vuelve menos espesa. La fig. 6.22 muestra el efecto de una perturbación tropical sobre el Atlántico tropical, que consiste en reducir la humedad específica, la energía estática húmeda y la altura de la capa de mezcla. La magnitud de cambio en las propiedades de la capa subnubosa depende del tamaño y la intensidad del sistema convectivo, así como del desarrollo temporal de las interacciones entre la convección y la capa de mezcla. Se ha postulado que la convección profunda puede modificar la capa subnubosa en la vaguada ecuatorial en aproximadamente en un tercio de los casos.⁴³

6.3 La capa límite atmosférica »
6.3.3 Capas límite marinas y terrestres

Debido a que su crecimiento depende de los flujos y la estabilidad en la superficie, la capa de mezcla es más profunda sobre tierra firme, donde aquellos son mayores, que sobre el océano. Sobre los continentes, predominan las capas límite convectivas secas, mientras que sobre los océanos es más común que la capa límite se encuentre debajo de estratocúmulos. Sobre las aguas de los océanos tropicales, la capa límite tiene una altura típica de 424 m (con una desviación estándar de 160 m),⁴¹ mientras que sobre tierra firme puede alcanzar alturas de más de 1200 m.

La altura de la capa límite marina cambia lentamente, porque la temperatura de la superficie del mar evoluciona despacio debido al calor específico más elevado del océano. Sobre el océano, el flujo evaporativo medio en la capa de mezcla apenas supera la tercera parte del flujo diurno que ocurre sobre los bosques tropicales,⁴⁴ que varía fuertemente en el transcurso del día. Sin embargo, los flujos oceánicos persisten a lo largo de las 24 horas del día y en el trópico —que comprende mayormente regiones oceánicas— predominan a escalas temporales largas. Las diferencias entre las capas límite oceánicas y terrestres (tabla 6.2) se deben a las diferencias en las características de la zona de contacto aire-mar y aire-suelo. Los principales atributos característicos del entorno marino son:

• menos fricción, lo cual significa que dados gradientes de presión y magnitudes de Coriolis iguales, los vientos oceánicos serán más geostróficos (menos flujo a través de las isobaras) y más fuertes que sobre tierra firme (siendo una posible excepción las condiciones de mar gruesa);
• temperaturas de la superficie del mar relativamente constantes a escalas diurnas en comparación con los bruscos cambios de temperatura que se producen sobre tierra firme, que afectan el gradiente adiabático —y, por tanto, la estabilidad— a escalas temporales pequeñas;
• transferencia de momento en forma de energía y dinámica de ondas.

Es interesante notar que en más de una ocasión se han detectado capas de mezcla dobles: sobre el Atlántico occidental, durante el experimento oceanográfico y meteorológico de Barbados (Barbadoes Oceanographic and Meteorological Experiment, BOMEX),⁴⁵ sobre el mar Arábigo central, durante el experimento en el océano Índico (Indian Ocean Experiment, INDOEX)^46,47 y en el golfo de Bengala, durante la campaña integrada de aerosoles, gases y balance radiativo (Integrated Campaign for Aerosols, Gasses and Radiation Budget, ICARB).⁴⁸ Es posible que la explicación de tales estructuras duales radique en los procesos de precipitación y evaporación,⁴⁵ pero se necesitan más estudios para comprender plenamente los mecanismos involucrados.

6.3 La capa límite atmosférica »
6.3.4 Ciclo diurno de la capa límite atmosférica

Como muestra la fig. 6.23, en las regiones tropicales el ciclo diurno teórico de la capa límite atmosférica sobre tierra firme —que es similar al de las latitudes medias— se puede subdividir en una capa límite convectiva (CLC, integrada principalmente por la capa de mezcla), una capa límite estable (CLE) y una capa residual (CR). La capa residual se considera neutra cuando comienza en el suelo y la flotabilidad de la burbuja es neutra. Las diferencias entre la capa límite atmosférica nocturna y diurna influyen en muchos procesos, como las concentraciones de contaminantes en la superficie, un importante problema social y de salud pública.

6.3 La capa límite atmosférica »
6.3.4 Ciclo diurno de la capa límite atmosférica »
6.3.4.1 Ciclo diurno de la capa de mezcla sobre tierra firme y sobre el mar

La mezcla vertical que ocurre en la capa de mezcla inestable sobre tierra firme debido al calentamiento solar tarda menos de una hora en producirse. La altura de la capa de mezcla aumenta entre el amanecer y la puesta del sol, cuando se acaba la mezcla vigorosa (fig. 6.24). Aunque sigue existiendo una capa de mezcla residual, no se produce ninguna mezcla adicional y la turbulencia restante es despreciable, como lo indican los valores de los flujos turbulentos de calor y humedad en los paneles al pie de la fig. 6.24. La capa residual conserva las propiedades de la capa de mezcla diurna, siendo las únicas variaciones las que provocan el enfriamiento radiativo y la advección horizontal. El calentamiento de la superficie durante el ciclo diurno siguiente vuelve a acoplar la capa de superficie a la capa de mezcla, la cual reinicia su ciclo de crecimiento diurno.

Fig. 6.24. Diagrama compuesto para días sin perturbaciones en la región del Amazonas. La gráfica de arriba muestra las isotermas de la temperatura potencial virtual (θ_v) medida con un globo anclado. Los valores de altura de la capa de mezcla observados con el globo se indican con signos más (+); los valores de radiosondeo se muestran con cuadrados. Los asteriscos marcan el límite superior de la capa estable nocturna. Las tres gráficas al pie de la figura muestran las series temporales de flujo de calor (), temperatura (Τ), flujo de humedad (), humedad específica (q), flujo de radiación solar entrante (R_s), flujo de radiación neta (R_n) y lluvia, todos medidos a nivel micrometeorológico. Los flujos de de calor y de humedad se midieron a 40 m de altura y los demás parámetros a 45 m de altura. Las horas del amanecer y anochecer son aproximadas.⁴⁴

El flujo turbulento vertical de calor sensible alcanza un máximo alrededor de mediodía, lo cual coincide con la gráfica de radiación neta, mientras que el flujo de calor latente alcanza su máximo una o dos horas más tarde. Aunque la humedad específica q alcanza su máximo por la mañana, el pico de flujo de calor latente ocurre por la tarde, porque la tasa de evaporación depende de la temperatura (capítulo 5, sección 5.1.2capítulo 5, sección 5.1.2).

Las observaciones realizadas en las regiones tropicales durante las campañas de campo indicadas en la figura 6.25 revelaron un marcado ciclo diurno en la altura de la capa límite atmosférica, con un pico a las 1500 hora local sobre tierra firme y a las 1200 hora local sobre el océano (fig. 6.25). Sobre los océanos tropicales, la evolución y disipación de la capa de mezcla son más graduales y más simétricas respecto del valor máximo.⁴²

Chorro nocturno de bajo nivel

El chorro nocturno de bajo nivel es una estructura común de la capa límite nocturna estable bajo condiciones no perturbadas en zonas no montañosas.^49,50,51 Los vientos de un chorro nocturno típico, que se sitúa a entre 100 y 300 m sobre el nivel del suelo (por ejemplo, fig. 6.20b), alcanzan velocidades máximas de 10 a 20 m s⁻¹.⁵²

El chorro nocturno de bajo nivel es de interés porque puede generar cizalladura y turbulencia entre el chorro y la superficie y, por tanto, influye en los intercambios entre la superficie y la atmósfera durante la noche.⁵³ El chorro —que puede medir cientos de kilómetros de ancho y miles de largo— es un vehículo para que el aire húmedo e inestable estimule la convección nocturna (sección 7.2.2.4sección 7.2.2.4), un importante proceso de transporte vertical. Normalmente, el chorro alcanza sus velocidades máximas cerca de la medianoche, persiste hasta el amanecer y luego se disipa con el calentamiento diurno, conforme la velocidad del viento en la capa de mezcla se vuelve más uniforme.

Encontramos chorros nocturnos de bajo nivel en muchas regiones tropicales. La figura 6.26 muestra los chorros nocturnos de bajo nivel recurrentes y un índice que identifica su posición y hora de máxima ocurrencia.

Se han postulado dos mecanismos principales para la formación de los chorros nocturnos de bajo nivel: la variación diurna de la fricción en la capa límite⁴⁹ y los forzamientos térmicos diurnos sobre pendientes.⁵⁰

Variación diurna de la fricción en la capa límite

Después de la puesta del sol, el rápido enfriamiento de la superficie terrestre crea una inversión en superficie y una capa límite de estratificada estable (fig. 6.20b). Según Blackadar (1957),⁴⁹ si se supone una fuerza de gradiente de presión constante y sin fricción, el flujo por encima de la inversión depende del efecto de Coriolis o de las oscilaciones inerciales. Esto significa que el flujo acelera en respuesta a la falta de equilibrio entre las fuerzas de Coriolis y del gradiente de presión y crea un máximo —el chorro— en los vientos de bajo nivel en la cima de la inversión.

En el transcurso de la noche, el efecto de Coriolis produce una desviación —cuya magnitud permanece incambiada— respecto del viento geostrófico. Con el tiempo, las variaciones del viento trazan un círculo (fig. 6.27) y la velocidad máxima del viento se alcanza en un lapso de t = π/f horas después de la puesta del sol (donde f es el parámetro de Coriolis). En cada nivel, el vector viento gira en sentido horario con la periodicidad diurna en el hemisferio norte y en sentido antihorario en el hemisferio sur. Debido a su dependencia del efecto de Coriolis, este mecanismo de formación del chorro nocturno de bajo nivel es más apropiado en latitudes mayores (normalmente ≥30 grados de latitud), pero a veces puede ser importante en latitudes bajas, como se ha documentado para el norte de Australia.⁵⁶

Fig. 6.27. Evolución del viento supergeostrófico en el chorro de bajo nivel (basado en Blackadar 1957),⁴⁹ donde V_g es el viento geostrófico, V₀ es el viento inicial y V es el viento real. w representa la desviación del viento geostrófico en algún momento t y w₀ es la desviación a la hora inicial.⁵⁵

Forzamientos térmicos diurnos sobre pendientes

Esta teoría se basa en la propensidad de los chorros nocturnos de bajo nivel a formarse sobre terrenos inclinados. Holton (1967) halló que se puede inducir una oscilación diurna en el viento de la capa límite sobre una superficie inclinada en respuesta a una función de profundo calentamiento/enfriamiento volumétrico de variación diurna.

Otro factor que fomenta la formación y disminución del chorro nocturno de bajo nivel es la rotación del viento térmico provocada por el contraste de temperatura sobre una pendiente (fig. 6.28).⁵⁷ Se han identificado mecanismos similares en relación con los chorros de bajo nivel generados por el contraste térmico entre tierra firme y el mar en lugares como en el mar de China Meridional (fig. 7.119). La combinación de la oscilación inercial con los efectos de las pendientes ha producido estructuras y fases del chorro más realistas.⁵⁸

Fig. 6.28. Representación conceptual de las oscilaciones del viento térmico.⁵⁷

Entre los procesos relacionados cabe mencionar la propagación de las ondas de gravedad por debajo de una inversión y los gradientes de presión locales inducidos por grandes masas de agua, como el río Amazonas. Los chorros nocturnos de bajo nivel son más intensos en condiciones de cielos despejados, que aceleran el enfriamiento radiativo. En las selvas húmedas ecuatoriales, los chorros nocturnos de bajo nivel tienden a no formarse en condiciones lluviosas o nubladas.

El ciclo diurno en regiones tropicales húmedas y secas

Los cambios diurnos en la temperatura, los vientos y los gradientes verticales en superficie son muy pronunciados en las sabanas tropicales y subtropicales secas (fig. 6.29). Por ejemplo, en las sabanas del sur de África la temperatura diurna oscila entre aproximadamente 40 °C durante el día y 5 °C de noche.⁶⁰ En este ejemplo, el rápido enfriamiento de la superficie coincide con la disminución de la velocidad del viento en la superficie. Aproximadamente una hora después de la puesta del sol ya se forma un chorro de bajo nivel (>12 m s⁻¹) sobre la inversión en superficie, a unos 200 m de altura sobre el suelo. El chorro de bajo nivel persiste hasta poco después del amanecer.

La evolución de las condiciones cerca de la superficie es muy distinta en los bosques húmedos de dosel cerrado en comparación con las sabanas tropicales y subtropicales abiertas. En el dosel del bosque, la velocidad o perfil del viento varía poco del día a la noche y la temperatura en la superficie presenta una variación diurna de pocos grados (fig. 6.30). Aun así, una inversión nocturna desacopla el dosel en la superficie del resto de la capa límite. La cima de la inversión se sitúa a 400 m de altura, el doble en comparación con la altura en la región árida ilustrada en la fig. 6.29. Aunque en las horas alrededor de la medianoche se produce un período de fuertes vientos en niveles bajos, en comparación con el chorro uniforme y constante que se forma en el trópico seco, los vientos nocturnos sobre este bosque tropical presentan una estructura vertical y temporal mucho más variada.

6.3 La capa límite atmosférica »
6.3.4 Ciclo diurno de la capa límite atmosférica »
6.3.4.2 Variaciones estacionales

La variación estacional de la altura de la capa límite atmosférica es mucho menor que su amplitud diurna, pero sigue siendo significativa. Dada la respuesta de la capa límite al calentamiento de la superficie, por lo general su profundidad es mayor en verano y menor en invierno. En las regiones monzónicas, la capa límite atmosférica alcanza su mayor altura en el período premonzónico, cuando el cielo está relativamente despejado y la temperatura en la superficie es más alta (vea la fig. 1F2.5). Con la llegada de las nubes y las lluvias del monzón, la altura de la capa límite atmosférica disminuye y alcanza un mínimo durante el invierno. En la figura 6.31, que muestra el efecto del ciclo estacional en la amplitud diurna de la capa límite convectiva en el sur de la India, se observan alturas y amplitudes máximas en el período antes del monzón (marzo a mayo) y mínimas en invierno. Observe la mayor variación en las estimaciones de altura durante el período de de junio a agosto, que refleja la dificultad de definir z_i en condiciones de precipitación convectiva (sección 6.3.2.1)sección 6.3.2.1).

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6.3.5 Nubes de capa límite

Las nubes de la capa límite marina tropical se forman entre la capa de mezcla y la inversión de los alisios (fig. 6.11). Sobre el océano, la capa límite convectiva tropical es bastante uniforme y la base de las nubes se sitúa cerca del nivel de 950 hPa. Las nubes de la capa límite se originan en la capa de mezcla/subnubosa y se han observado corrientes ascendentes coherentes a unos 200 a 300 m por debajo de la base de las nubes.⁶³ Aunque es menos común que los cúmulos de buen tiempo y los estratocúmulos, la niebla es otro tipo de nube que puede formarse en la capa límite.

Los estratocúmulos y los cúmulos de escaso desarrollo vertical que no provocan precipitaciones forman parte de la capa límite convectiva que cubre la mayor parte de los océanos tropicales fuera de las zonas de convergencia atmosférica (fig. 6.32). En regiones de subsidencia y fuerte inversión de los alisios, las nubes se circunscriben a la capa límite.

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6.3.5 Nubes de capa límite »
6.3.5.1 Morfología de las nubes de capa límite

Como ya observamos en capítulos anteriores, la convección tropical se organiza más a menudo como convección profunda de mesoescala. La convección poco profunda puede organizarse de dos formas distintas en la mesoescala, lineal y hexagonal, siendo las demás formas simplemente aleatorias. Las nubes de poco desarrollo vertical suelen alcanzar alturas de 1 a 2 km y abarcar escalas horizontales entre algunos kilómetros y varias decenas de kilómetros. Las formas hexagonales, que se denominan «convección celular de mesoescala»,⁶⁵ se componen de células tridimensionales abiertas o cerradas (fig. 6.33), mientras que la forma lineal recibe distintos nombres, como «vórtice convectivo horizontal», «calle de nubes» o «banda nubosa». La relación anchura-altura típica de un vórtice convectivo horizontal es de 3:1,^66,67 pero puede alcanzar una relación de 6:1 o más cuando una masa de aire frío pasa sobre aguas cálidas.⁶⁸

Ciertos lugares del mundo favorecen la formación de células abiertas o cerradas (fig. 6.34). En el trópico, las células cerradas son comunes a las cuencas oceánicas tropicales orientales sobre corrientes frías, mientras que las células abiertas ocurren con mayor frecuencia sobre las corrientes más cálidas del lado occidental de los océanos.⁶⁹ Aunque los movimientos descendentes de gran escala pueden dar lugar a la formación de células tanto abiertas como cerradas,⁷⁰ las células abiertas son más frecuentes en regiones de subsidencia de gran escala, mientras que es más probable que se formen células cerradas en condiciones de ascenso de gran escala lo suficientemente débiles para que la inversión suprayacente limite el ascenso.⁷¹

Las formas de nubes cambian con la distancia a la costa durante las invasiones de aire frío sobre la superficie cálida del océano en la zona de altas presiones detrás del frente frío (fig. 6.35). Junto a la costa suelen observarse nieblas humeantes o de vapor. A poca distancia de la costa se forman vórtices horizontales o calles de nubes, seguidos principalmente por células abiertas y luego células cerradas, inmediatamente detrás del frente frío. La altura de la base de la inversión va subiendo con la distancia sobre el océano, a medida que las aguas subyacentes calientan la masa de aire frío (fig. 6.35 inferior).^70,72

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6.3.5 Nubes de capa límite »
6.3.5.2 Nubes de capa límite y características de la capa subnubosa

Ambiente termodinámico

Como ya observamos al describir la capa límite marina tropical, que se formen nubes —y de qué tipos— depende del ambiente y de los flujos en la capa de mezcla/subnubosa (fig. 6.36).

• Las regiones de actividad inhibida con cielos mayormente despejados se caracterizan por la disminución lineal de la razón de mezcla con la altura y condiciones estables en la cima de la capa de mezcla (fig. 6.36a).
• En las regiones de cúmulos de los alisios dispersos de escaso desarrollo vertical, la razón de mezcla y la temperatura potencial se mantienen casi constantes con la altura en la capa subnubosa (fig. 6.36b). La razón de mezcla disminuye rápidamente justo encima de la base de las nubes y luego sigue disminuyendo, más despacio, a través de las nubes. La temperatura potencial virtual aumenta de forma casi lineal con la altura.
• En las regiones de cúmulos de los alisios entre dispersos y fragmentados, la razón de mezcla y la temperatura potencial virtual se mantienen constantes con la altura en la capa subnubosa. La razón de mezcla cae inmediatamente al atravesar la base de las nubes, pero luego disminuye muy despacio a través de las nubes.

Velocidad del viento y gradiente de temperatura vertical

La estructura de la convección en la capa límite depende de los movimientos verticales de gran escala, de la velocidad del viento y del flujo vertical del calor de la superficie, una medida de la diferencia de temperatura entre la superficie y la atmósfera (ecuación 18). Como resultado de sus observaciones de los cambios en los patrones de planeo de la gaviotas, Woodcock (1942)⁷³ logró determinar cómo la estructura de las nubes de capa límite responde a los cambios en los flujos térmicos y en la velocidad del viento, es decir, si las nubes tendrían una estructura en rodillos o celular (fig. 6.37). Woodcock descubrió que a menos que el aire fuera más frío que el agua, las aves no planeaban sobre mar abierta y que tampoco lo hacían cuando la velocidad del viento superaba los 12 m s⁻¹. Las gaviotas comenzaban a planear cuando la diferencia de temperatura aire-mar era suficiente como para generar corrientes ascendentes capaces de sustentarlas.

La formación de nubes en rodillo, nubes celulares (fig. 6.37) o combinaciones aleatorias de ambos tipos depende de:

• la inestabilidad térmica (el flujo térmico vertical que genera turbulencia convectiva) y de
• la cizalladura vertical en la capa límite, que organiza la convección.

Los vórtices convectivos horizontales predominan sobre topografías uniformes con flujos térmicos moderados en la superficie y características de velocidad del viento similares a las que existen sobre el océano. El eje de las nubes en rodillo se orienta principalmente con el viento medio de la capa límite convectiva. Las nubes en rodillo horizontales son más anchas durante las invasiones de aire frío sobre el océano y sus proporciones dependen de la altura de la capa límite convectiva z_i, en comparación con las calles de nubes delgadas que son más comunes sobre tierra firme y cuyas proporciones no dependen de z_i.⁷⁵

La formación de vórtices horizontales o células se puede predecir mediante el parámetro de estabilidad −z_i/L,^76,77 donde L es la longitud de Monin-Obukhov, una aproximación de la altura a la cual el empuje hidrostático predomina sobre la cizalladura en la producción de energía cinética turbulenta.

         (20)

En esta ecuación, k es la constante de von Kármán, g es la aceleración de la gravedad, u y v son las componentes horizontales del viento y w es la velocidad vertical. El numerador representa el flujo de momento vertical y el denominador es el flujo térmico vertical. Por lo general, dados valores pequeños de −z_i/L, predomina la convección en rodillos, mientras que con valores altos de −z_i/L predominan la convección libre o las células aleatorias.

Impactos de las islas pequeñas y las islas térmicas

Las islas pequeñas modifican la capa límite marina tropical e incluso las formas de nubes. La figura 6.38 muestra cómo una isla pequeña puede alterar los flujos de superficie (aumentando el flujo de calor sensible) y generar turbulencia convectiva y térmicas que ascienden hasta el nivel de condensación por ascenso (NCA), donde producen cúmulos en la capa límite atmosférica. Una perturbación del flujo del aire en la capa límite puede dar lugar a la formación de rodillos o vórtices convectivos horizontales corriente abajo de una isla pequeña y de las áreas urbanas sobre los continentes. Una pareja de vórtices convectivos horizontales que se originan en la zona de convergencia de la región corriente abajo de una isla de calor de anchura finita podría generar calles de nubes.⁷⁸

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6.3.6 Flujos y transporte en las capas nubosa y subnubosa

Durante el día, cuando la superficie suele ser más cálida que la atmósfera, el transporte vertical en la capa de mezcla ocurre por turbulencia. La magnitud del transporte vertical depende del tamaño y la intensidad de los remolinos turbulentos. La evolución de los remolinos turbulentos varía con el gradiente térmico vertical, la distancia a la superficie y la cizalladura vertical del viento.⁷⁹ Los remolinos turbulentos son más grandes y más intensos cuando el exceso de calor en la superficie es grande, los vientos son más fuertes y el perfil de temperatura es muy inestable. En general, cuanto más gruesa la capa de mezcla, tanto más espacio tendrán los remolinos más grandes para crecer, lo cual explica por qué la energía cinética turbulenta máxima suele observarse por la tarde en el medio de la capa de mezcla, mientras que el mínimo ocurre por la noche.

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6.3.6 Flujos y transporte en las capas nubosa y subnubosa »
6.3.6.1 Flujos de buen tiempo en la capa de mezcla

Una capa límite bien mezclada debajo de cúmulos de escaso desarrollo que no producen precipitaciones es típica de las condiciones no perturbadas sobre los océanos tropicales. El análisis de algunos casos ocurridos en el Atlántico tropical determinó que la mayor o menor presencia de nubes produce impactos considerables en los flujos de calor sensible y de calor latente en el límite superior de la capa de mezcla (fig. 6.39), es decir que las nubes afectan el calentamiento y la humectación de la capa límite incluso en condiciones no perturbadas. Sin embargo, el flujo de temperatura virtual en la capa de mezcla es similar todos los días y presenta una disminución aproximadamente lineal desde la superficie casi hasta alcanzar el cero en el límite superior de la capa de mezcla. Los días con cúmulos de poco desarrollo, se produce poca convergencia del flujo de vapor de agua general en capa de mezcla de buen tiempo, porque el flujo en la base de las nubes es aproximadamente igual al flujo en la superficie, o lo excede.⁸⁰ Esto indica que la mezcla entre la base de las nubes y la capa de mezcla quede quitar tanto calor cuanto se transfiere de la superficie. La convergencia del flujo de calor sensible es suficiente para compensar la pérdida por enfriamiento radiativo (~2,5 K día⁻¹).

Fig. 6.39. Perfiles de los flujos de temperatura (), temperatura virtual
() y humedad específica () en la capa de mezcla para días de buen tiempo durante el experimento GATE. Se observaron cúmulos importantes los días 218 (a), 243 (b) y 253 (c); no hubo nubes el día 258 (d). Para convertir las unidades a W m⁻², multiplique los flujos de temperatura por 1150 y el flujo de humedad por 2800.⁸⁰

La tasa de cambio del flujo de momento con la altura a través de la mayor parte de la capa de mezcla viene determinada principalmente por la forma del perfil del viento justo encima del límite superior de la capa límite y la magnitud del efecto de arrastre, así como por el flujo de momento en la superficie. Cuando hace buen tiempo, el flujo de momento disminuye en forma lineal desde un máximo en la superficie casi hasta alcanzar el cero en el límite superior de la capa de mezcla (fig. 6.40), mientras que en las regiones de nubes activas fragmentadas no se observa ninguna relación evidente.

Fig. 6.40. Perfiles promedio del flujo de momento zonal normalizado por la velocidad de la fricción u_*² correspondiente a las observaciones realizadas durante el experimento GATE.⁶³ Los rombos muestran los casos de escasa o ninguna nubosidad; los círculos blancos indican los cúmulos dispersos de escaso desarrollo vertical; los cuadrados negros corresponden a nubes entrecortadas más activas en los alisios.

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6.3.6 Flujos y transporte en las capas nubosa y subnubosa »
Sección especial 6-1: Difusividad, tiempo de mezcla y flujos turbulentos de remolinos

Los estudios de Prandtl (1925)⁸¹ y Taylor (1915)⁸² establecieron un método para describir el transporte turbulento por analogía con la teoría de difusión molecular, que también se conoce como la teoría de la longitud de mezcla o de la difusividad turbulenta. Se supone que los flujos turbulentos verticales son proporcionales al gradiente local de los perfiles medios de temperatura, humedad y momento (sección 6.3.1.2sección 6.3.1.2).

Se utiliza una función de proporcionalidad —el llamado coeficiente K o ED— para describir los flujos turbulentos de momento, calor y humedad, respectivamente, como:

         (E6-1.1)

         (E6-1.2)

         (E6-1.3)

         (E6-1.4)

donde K_m, K_h y K_c son la viscosidad turbulenta, la difusividad turbulenta del calor y la difusividad turbulenta de la humedad, respectivamente. Podemos escribir fórmulas similares para los flujos de contaminantes.

Los coeficientes K deben aumentar con el aumento de la energía cinética turbulenta. Prandtl parametrizó K_m en función de la cizalladura vertical del viento δV/δz y la longitud de mezcla l:

La longitud de mezcla l —la distancia sobre la cual una burbuja pierde su identidad y se absorbe en el flujo circundante— se estima con l = k z, donde k es la constante de von Kármán y z es la altura sobre el nivel del suelo.

En los últimos años, las técnicas de simulación numérica directa y de simulación de grandes remolinos (large eddy simulation, LES) han suplantado este método para modelar la turbulencia en la capa límite convectiva, pero el enfoque en la difusividad turbulenta sigue siendo un concepto fundamental y útil que se emplea en muchos modelos de gran escala.

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6.3.6 Flujos y transporte en las capas nubosa y subnubosa »
6.3.6.2 Transporte vertical y nubes de capa límite

Las nubes de capa límite son un elemento crítico del transporte vertical⁸³ y de la física de la capa límite. Por ejemplo, la liberación de calor latente en las nubes de capa límite aumenta la flotabilidad y estimula el movimiento vertical.

Flujos de calor y humedad

Las nubes horizontales en rodillo constituyen un eficiente vehículo de transporte vertical del calor y la humedad a través de la capa límite. En la porción que comprende el 70-80 % inferior de la capa límite, las corrientes ascendentes de las nubes en rodillo transportan aire cálido y húmedo hacia arriba desde la superficie. En la cima de la capa límite convectiva y la inversión, las partes descendentes de los rodillos llevan el aire cálido y seco de la capa de inversión hacia abajo^74,84 (fig. 6.41).

La mezcla turbulenta acopla fácilmente los cúmulos y estratocúmulos de la capa límite poco profunda de los alisios a la fuente de humedad en la superficie, que proviene principalmente del flujo de calor latente (la fig. 6.39 muestra algunos ejemplos de los flujos debajo de las nubes). El transporte de humedad cerca de la base de las nubes es producto del transporte turbulento en las nubes individuales y del transporte de mesoescala producido por los movimientos verticales de la totalidad de la capa de nubes.⁶³ En las porciones superiores de la capa de nubosidad, el flujo de humedad neto es ascendente y el transporte descendente máximo ocurre cerca de la base de la inversión. La transformación del aire descendente desde la inversión en aire de la capa de nubosidad requiere enfriamiento y humectación, que pueden lograrse a través de la evaporación de las cimas de los cúmulos en la capa de inversión.⁸⁵

Flujo de momento

La energía cinética turbulenta en los 200 m por encima de la superficie es principalmente producto de la turbulencia mecánica (cizalladura), que se refleja en la variación de las componentes horizontal y vertical del viento turbulento en la capa límite nubosa (fig. 6.42). En particular, se produce una marcada disminución de la desviación del viento zonal sobre la superficie; la estructura del viento meridional es similar, pero de magnitud menor. Ambas componentes horizontales disminuyen lentamente hasta alcanzar un mínimo en la base de las nubes. En este caso, la desviación de la velocidad vertical sufre cierta disminución lineal con la altura. Sin embargo, otras observaciones hallaron las variaciones más grandes en la velocidad vertical aproximadamente en el punto medio de la capa subnubosa.^80,86,87 Los tres perfiles muestran un máximo por encima de la base de las nubes, lo cual es coherente con una respuesta dinámica a la liberación de calor latente. El cambio en la curva de los perfiles a una línea de trazos por encima de la base de las nubes indica el menor grado de confianza en las observaciones realizadas donde dominaban pocas nubes grandes.

Las observaciones realizadas cerca de Puerto Rico hallaron que el flujo turbulento de momento horizontal alcanza un máximo en la capa de nubosidad, a partir de un mínimo aproximadamente 100 m por debajo de la base de las nubes (fig. 6.43), lo cual ilustra la importancia de las nubes en el transporte vertical de momento. Tenga en cuenta que la mayor parte de la turbulencia observada por encima de la base de las nubes se debía a una pocas nubes grandes que cambiaron rápidamente. A aproximadamente 100 m por debajo de la base de las nubes, las corrientes tanto ascendentes como descendentes contribuyen al flujo de momento en la capa subnubosa.⁶³ Podría haber un flujo de momento adicional en la dirección del viento transversal.⁸⁸

Flujo de masa

El transporte del flujo de masa es particularmente importante en relación con la microfísica de nubes y la química atmosférica. El flujo de masa descendente neto que se produce en el régimen de los alisios⁸⁹ se debe a la subsidencia en los anticiclones subtropicales. El transporte descendente máximo ocurre en la base de la inversión, es decir, en la cima de la capa de nubosidad. Los flujos turbulentos compensan con un leve flujo de masa ascendente.

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6.3.6.3 Transporte de especies químicas en la capa límite

Las propiedades de la capa de mezcla son fundamentales para evaluar la calidad del aire, como la concentración y dispersión de sus componentes químicos. Además, dadas las enormes áreas cubiertas por cúmulos marinos de escaso desarrollo vertical, es preciso considerar su participación en el transporte químico. El estudio de la estructura de la capa límite marina tropical nos ayuda a entender qué controla las propiedades de los aerosoles marinos en relación con los procesos de mezcla, evolución química y dependencia de las propiedades termodinámicas.

Por ejemplo, la figura 6.44 muestra la correspondencia entre los perfiles de temperatura potencial, humedad específica y concentraciones de sulfuro de dimetilo (este último se convierte en dióxido de azufre (SO₂), un gas atmosférico importante). La cima de una capa bien mezclada z_i marca el gradiente vertical más pronunciado en los perfiles termodinámicos y químico. Más allá de la capa de mezcla, la concentración de sulfuro de dimetilo se mantiene bastante constante hasta la cima de la inversión de los alisios, donde comienza a disminuir de forma lineal. Debido a la mezcla turbulenta en la capa límite marina y en la convección poco profunda, las concentraciones de dióxido de azufre disminuyen continuamente por descarga en una capa amortiguadora que existe por encima de la capa límite marina. Por ejemplo, en el Pacífico occidental ecuatorial, un 57 % del dióxido de azufre presente en la capa límite marina se pierde en forma de aerosoles y un 27 % está sujeto a deposición seca.⁹⁰ Este tipo de transporte químico en la capa límite marina tropical contribuye a aumentar la predictibilidad de las concentraciones de aerosoles marinos y sus impactos en el balance radiativo global, por ejemplo, a través de la reflexión de la radiación solar.

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6.3.6.4 Polvo, humo y bruma

En términos de masa, los polvos minerales son los aerosoles más abundantes del mundo.⁹¹ El polvo mineral afecta la visibilidad y la calidad del aire (en forma de afecciones respiratorias y meningitis, por ejemplo), e interactúa con la radiación solar y térmica, lo cual conduce a cambios en el perfil de calentamiento y altera la microfísica de las nubes. Los saltos en la presión a escala sinóptica, las corrientes descendentes de mesoescala,⁹² las tolvaneras y las térmicas convectivas de microescala^91,93 son capaces de levantar enormes cantidades de polvo.

Los chorros nocturnos de bajo nivel son responsables de una proporción considerable de las emisiones de polvo sobre los desiertos, especialmente en el Sahara.⁹³ Estos chorros se forman cuando el intenso enfriamiento radiativo de la superficie crea una inversión nocturna que desacopla el flujo por encima de la inversión de la fricción con la superficie (sección 6.3.2.1sección 6.3.2.1). En el Sahara occidental, donde los chorros nocturnos de bajo nivel alcanzan máximos de 25 m s⁻¹, la cima de la inversión está marcada por la disminución de la razón de mezcla del vapor de agua y de la humedad relativa, así como por un cambio considerable en la dirección del viento.⁹⁴

En el Sahara, los chorros de bajo nivel alcanzan su máxima intensidad antes del amanecer. Después de ese momento, conforme la capa límite atmosférica convectiva evoluciona, el momento que se ha mezclado hacia abajo desde el nivel del chorro genera vientos máximos en la superficie que levantan el polvo en las horas entre la mañana y mediodía (fig. 6.45).^95,96 Aproximadamente el 65 % de las emisiones de polvo ocurren durante este período.⁹⁷ Fíjese en el grado de disminución de la visibilidad en la superficie que se experimenta a medida que el polvo del Sahara se transporta hasta la atmósfera libre en la convección seca y húmeda (fig. 6.45b). Las franjas de aire cálido creadas por el fuerte calentamiento del macizo de Ahaggar pueden inyectar aire caliente —que probablemente está cargado de polvo— a través de la capa residual del Sahara hasta altitudes de 8 km. El polvo transportado por el flujo prevaleciente hacia el Atlántico, al oeste, constituye la mitad del polvo mineral que se observa en la selva amazónica.⁹⁸

Los fuertes vientos generados por la corriente de salida fría de los sistemas convectivos de mesoescala son un mecanismo importante de transporte vertical del polvo (fig. 6.46). Por ejemplo, los sistemas convectivos de mesoescala del Sahel producen frentes de racha cargados de polvo que llamamos haboob (fig. 7.87), los cuales provocan una parte considerable de las emisiones de polvo en las regiones del Sahara central y meridional.⁹⁶

De forma análoga al transporte del polvo, las corrientes de salida de las tormentas levantan los gases, el humo y los demás tipos de materiales particulados producidos por la quema de biomasa.¹⁰⁰ Los chorros de bajo nivel también participan en el transporte de humo y otros productos pirogénicos.¹⁰¹ Los flujos de deposición seca de especies solubles,¹⁰² entre las cuales se incluyen nutrientes importantes para la vegetación, aumentan durante los períodos de quema de biomasa, como los campos de caña de azúcar en Brasil.¹⁰³ Los incendios más extensos, una ocurrencia común durante la estación seca en la cuenca amazónica, generan el transporte vertical de aerosoles, contaminantes y agua desde la capa límite hasta la troposfera media-alta.¹⁰⁴

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6.3.6.5 Interacciones costeras de la capa límite y contaminación

En las regiones costeras, la topografía compleja complica los transportes químicos. En el trópico, muchas ciudades grandes situadas cerca de la costa generan concentraciones de contaminantes atmosféricos de origen industrial y de otros tipos. Cuando el aire fresco de la capa límite marina estable pasa sobre suelos cálidos, como ocurre al comienzo de una brisa marina, el calor del suelo que pasa por conducción al aire fresco lleva a la formación de corrientes convectivas y transporte vertical y se forma una capa inferior térmicamente inestable denominada «capa límite interna convectiva». El aire marítimo estable no modificado produce en la capa límite interna convectiva un efecto similar al de una inversión^5,105 y acarrea problemas de contaminación del aire persistentes cuando los contaminantes generados en la zona quedan atrapados y alcanzan concentraciones malsanas cerca de la superficie. Los contaminantes como el ozono y el dióxido de azufre pueden mezclarse hacia abajo hasta la superficie en los remolinos turbulentos (fig. 6.47).¹⁰⁶

Una corriente convectiva ascendente o una línea de convergencia cerca de la superficie puede transportar una nube de contaminantes hacia arriba, la cual luego se dispersa en múltiples direcciones. Cuando una de estas nubes queda atrapada por el flujo de retorno de la brisa marina —dirigido hacia el mar— su contenido puede recircular hacia tierra firme y contribuir de este modo a aumentar las concentraciones de contaminantes en el transcurso del día.

En su evolución, la capa límite interna convectiva alcanza niveles más altos conforme la masa de aire marítimo avanza hacia el interior; en Hong Kong se han observado alturas de hasta 700 m sobre el nivel del suelo, casi en la cima de las montañas.¹⁰⁷ La capa límite interna convectiva evoluciona más lentamente cuando la capa límite marina es estable que cuando es neutra o inestable. Crece más rápidamente con vientos de baja velocidad y un mayor calentamiento de la superficie terrestre.¹⁰⁸

6.3 La capa límite atmosférica »
6.3.7 La inversión de los alisios

La inversión de los alisios es una inversión térmica fuerte y destacada que se forma en relación con la subsidencia en los anticiclones subtropicales, la rama descendente de la circulación de Hadley (fig. 3.10b). Aunque fue documentada por vez primera en 1858 por C. Piazzi-Smyth,¹⁸ la inversión de los alisios no se analizó en detalle hasta la expedición alemana del buque de investigación Meteor de 1927.¹⁰⁹ Esta estructura es persistente sobre extensas regiones del trópico; por ejemplo, existe entre el 90 y el 100 % del tiempo entre Hawái y la costa de California. Típicamente es más intensa sobre el este de las cuencas oceánicas tropicales: el Atlántico Norte y Sur oriental y el Pacífico Norte y Sur oriental (cerca de los centros de los anticiclones subtropicales, sección 3.2.2sección 3.2.2). Se observó una inversión similar sobre el golfo de Bengala durante la estación premonzónica, pero con una base mucho más elevada que en las demás cuencas oceánicas.⁴⁸

La inversión de los alisios limita el crecimiento de las nubes de modo tal que el movimiento inicial del calor sensible y latente en las regiones tropicales se dirige hacia el ecuador, donde el transporte vertical se concentra en las profundas nubes convectivas de la ZCIT (fig. 6.1). La inversión afecta las condiciones atmosféricas diarias y la calidad del aire en la capa límite desde las regiones subtropicales hasta las regiones del lado del polo de los trópicos, principalmente por sus efectos en la estabilidad, las nubes y la precipitación.

6.3 La capa límite atmosférica »
6.3.7 La inversión de los alisios »
6.3.7.1 Estructura vertical de la inversión de los alisios

La inversión de los alisios es más fuerte cerca del centro de los anticiclones subtropicales, sobre las corrientes frías y las aguas frescas que afloran por acción de los alisios provenientes de dichos sistemas. La inversión de los alisios se vuelve menos intensa y la altura de su base aumenta con la distancia hacia el oeste y el ecuador, a medida que las aguas se tornan más cálidas. Si bien la mayoría de los modelos conceptuales (como, por ejemplo, la fig. 1.18a) muestran una inversión fuertemente inclinada, las observaciones indican que sus pendientes son mucho más graduales (fig. 6.48).

A partir de una altitud de 500 m, la base de la inversión asciende hacia el oeste y hacia el ecuador hasta alcanzar cotas de 2000 m (fig. 6.49), con una pendiente media aproximada de 300 m por 1000 km. El espesor medio de la capa de inversión es de 400 m, pero puede alcanzar extremos entre pocos metros y un kilómetro. En la inversión de los alisios, el gradiente térmico vertical puede, en ocasiones, exceder los 10 °C en 1000 m.

La figura 6.50 muestra un perfil típico de los alisios: la base de la inversión está situada a 2300 m de altura y coincide con la súbita disminución de la humedad relativa. La altura de la inversión —y, por tanto, de las cimas de las nubes— afecta la cantidad de precipitación generada por las nubes de capa límite. Las observaciones realizadas con el perfilador de Hilo (Hawái) han identificado una variación diurna de algunos centenares de metros en la altura de la inversión de los alisios, y una correlación de 0,7 entre la altura media de la base de la inversión y los totales de precipitación horarios.¹¹¹

En términos generales, podemos considerar la troposfera tropical en los alisos como un campo de vientos de dos capas, con los vientos del este en los niveles bajos. En los perfiles medios obtenidos durante el experimento sobre los alisios en el Atlántico (Atlantic Tropical Trade Wind Experiment, ATEX) se nota un máximo en el viento del este en la capa límite y el cambio a viento del oeste más allá de la inversión (fig. 6.51).

6.3 La capa límite atmosférica »
6.3.7 La inversión de los alisios »
6.3.7.2 Nubes de capa límite y la inversión de los alisios

En el este y cerca de los anticiclones subtropicales, donde la temperatura de la superficie del mar es más baja, las condiciones casi saturadas y los vientos flojos en la capa subnubosa poco profunda conducen a niveles bajos de condensación por ascenso. El calentamiento y el desecamiento provocados por la subsidencia aumentan considerablemente la temperatura por encima de la capa de nubosidad, lo cual crea una fuerte inversión que limita el crecimiento de las nubes (fig. 6.52). Por lo tanto, el patrón nuboso típico asociado con la inversión de los alisios comprende niebla y estratos bajos junto a la costa, estratocúmulos sobre el mar cerca de la costa y cúmulos sobre las aguas relativamente cálidas del océano abierto. En la región costera, donde la inversión es más baja, las precipitaciones ocurren principalmente en forma de lloviznas ligeras producidas por estratos. Más lejos de la costa, en la región de estratocúmulos, las nubes son más espesas. A mayor distancia hacia el oeste, donde la inversión de los alisios es más débil y su base es más alta, los cúmulos que se forman en los alisios alcanzan alturas mayores, las lloviznas son frecuentes y se observan precipitaciones convectivas.

La transición de la capa de estratocúmulos cerrados a cúmulos de los alisios abiertos se presenta de forma conceptual en la fig. 6.53. A medida que los flujos de superficie aumentan, debido a las temperaturas más elevadas de la superficie del mar, la altura de la capa de mezcla aumenta y la capa de estratocúmulos se desacopla de la capa de mezcla en la superficie. La mayor turbulencia que ocurre en el interior de la capa de nubosidad conduce a la formación de cúmulos que comienzan a incorporar aire a través de la inversión. El desecamiento resultante causa la evaporación de la capa estratocúmulos.¹¹²

La estructura de la inversión de los alisios también influye en transporte de aerosoles (fig. 6.53). En el este (junto a las costas occidentales de los continentes), las concentraciones elevadas de núcleos de condensación provenientes de las ciudades y las fuentes industriales producen mayores concentraciones de gotitas, pero escasas precipitaciones o ningunas (capítulo 5, sección 5.3.2capítulo 5, sección 5.3.2). Más al oeste, donde la inversión es más débil y tiene una base más alta y el aire, que contiene menos núcleos de condensación, es más limpio, se forman cúmulos más altos que producen precipitaciones.

6.3 La capa límite atmosférica »
6.3.7 La inversión de los alisios »
6.3.7.3 Formación y mantenimiento de la inversión de los alisios

La inversión de los alisios es una capa estable, lo cual significa que su formación y persistencia dependen de factores que conducen al aumento de la temperatura potencial con la altura (fíjese en la capa estable en la fig. 6.4b).

• El factor principal que contribuye a aumentar la estabilidad estática es la fuerte divergencia provocada por el anticiclón subtropical. La inversión se debilita a medida que la divergencia disminuye, al oeste.
• Otro mecanismo que mantiene la inversión en el este es el flujo de calor sensible. El aire es más cálido que las corrientes oceánicas y las aguas de afloramiento frías, y estas condiciones establecen una inversión cerca de la superficie. Hacia el oeste, donde la temperatura de la superficie del mar es más alta, la inestabilidad aumenta y la inversión se debilita.

Las nubes tienen un efecto desestabilizador en la inversión. En la cima de las nubes, las emisiones de radiación de onda larga producen enfriamiento radiativo, al tiempo que las emisiones debajo de las nubes contribuyen al calentamiento radiativo. Esta combinación de procesos radiativos debilita la inversión. Los flujos de calor turbulentos en el seno de las nubes aumentan la mezcla vertical del aire de alta temperatura potencial encima de las nubes y del aire de baja temperatura potencial en la base de las nubes, algo que tiende a debilitar la inversión.

El hecho de que la inversión de los alisios sea más uniforme de lo que los valores locales de divergencia, TSM, temperatura y humedad por encima de la inversión harían suponer, indica que la altura de la inversión de los alisios está fuertemente acoplada a los promedios horizontales de divergencia, TSM y estructura termodinámica encima de la inversión.¹¹⁰

6.4 Transporte vertical en la convección profunda

Las nubes convectivas de gran desarrollo vertical son el conducto principal de transporte vertical de energía, humedad, momento y componentes químicos en la troposfera tropical. Las nubes tropicales se pueden clasificar en tres categorías importantes: estratocúmulos y cúmulos de la capa límite, cúmulos congestus y cumulonimbos (fig. 5.10). Si bien la convección húmeda de escaso desarrollo vertical predomina en las observaciones del estado del cielo tropical (fig. 6.32), el transporte vertical es mayor en las pequeñas áreas donde la convección profunda produce precipitaciones (fig. 6.54) y los procesos asociados con ella tienen un impacto mayor en las circulaciones de gran escala.

6.4 Transporte vertical en la convección profunda »
6.4.1 Crecimiento de los cúmulos

Los cúmulos y cumulonimbos de gran extensión vertical —las llamadas «torres calientes»— (sección 1.2sección 1.2) son el vehículo principal de transporte de la energía de la superficie a la troposfera superior (fig. 6.1). El empuje hidrostático es el mecanismo de forzamiento principal que estimula el desarrollo de los cúmulos (sección especial 5-3sección especial 5-3). Cuando el aire es más cálido (menos denso) que el entorno, asciende (sección 6.3.1.1sección 6.3.1.1).

6.4 Transporte vertical en la convección profunda »
6.4.1 Crecimiento de los cúmulos »
6.4.1.1 Crecimiento de cúmulos ordinarios en la atmósfera libre

En condiciones no perturbadas, sobre tierra firme el ciclo diurno típico evoluciona de la forma ilustrada en la fig. 6.55: conforme la superficie se calienta, la turbulencia convectiva aumenta y la capa de mezcla crece por la tarde (al ritmo de 10 cm s⁻¹), se pasa de pequeñas nubes de escaso desarrollo vertical a la formación de nubes más profundas (cúmulos congestus). Después del anochecer, las nubes se disipan a medida que la turbulencia convectiva cesa y que el rápido enfriamiento desacopla la superficie del resto de la capa límite. Dado un nivel suficiente de humedad relativa, puede formarse niebla en la capa límite nocturna estable y poco profunda.

6.4 Transporte vertical en la convección profunda »
6.4.1 Crecimiento de los cúmulos »
6.4.1.2 Evolución de las nubes en una perturbación tropical

Una perturbación como una línea de turbonada tropical produce interacciones complejas entre la superficie, la capa límite y las nubes en la troposfera libre (fig. 6.56) que extienden la mezcla vertical a través de todo el espesor de la troposfera. Las fuertes corrientes ascendentes ayudan a transportar el aire de la superficie y las propiedades correspondientes hasta la troposfera superior e incluso hasta la baja estratosfera. Las corrientes ascendentes inclinadas hacia atrás tienen su origen en la capa subnubosa (~15 %) y la troposfera media (~75 %). Las corrientes descendentes de mesoescala, inclinadas hacia el frente del sistema, transportan el aire de la troposfera media hasta la superficie casi sin diluirlo. Las corrientes convectivas salientes desencadenan la formación de cúmulos nuevos delante de la tormenta.

Podemos describir así la evolución vertical y temporal de la tormenta:

• La región delante de la tormenta, donde los flujos de calor turbulentos y de superficie se han estado acumulando durante 1 a 3 días, que incluye una inversión a aproximadamente 1 km de altura.
• El borde de avance de la convección, una zona delgada donde las células nuevas levantadas por la corriente de salida de la tormenta progenitora han penetrado la inversión.
• La región convectiva, donde las fuertes corrientes ascendentes y precipitaciones conectan la superficie y la troposfera superior. El resultado es una gruesa capa de aire bien mezclado de estratificación neutra.
• La región de lluvias estratiformes a la zaga y la estela, que dura entre 1 y 10 horas. Las corrientes descendentes de mesoescala que calientan y desecan el aire en esta zona de estela inhiben la capa de mezcla. La capa de mezcla poco profunda no puede mantener la convección nueva.

Esta evolución explica en parte la periodicidad de casi dos días de las líneas de turbonada tropicales que se han observado en el Pacífico occidental tropical^113,114 y en África tropical.¹¹⁵

Las líneas de turbonada fuertes sobreviven porque mantienen un balance entre la vorticidad de la bolsa de aire frío y la cizalladura vertical que permite que la corriente ascendente esté separada de las corrientes descendentes. Algunas líneas de turbonada tropicales que se propagan al ritmo de la corriente de densidad logran durar entre 24 y 48 horas.

6.4 Transporte vertical en la convección profunda »
6.4.1 Crecimiento de los cúmulos »
6.4.1.3 Modelo simple de flotabilidad

Un modelo simple de flotabilidad puede ayudarnos a comprender la convección y el movimiento vertical. Considere una burbuja de aire en un entorno neutro (temperatura potencial constante con la altura) sobre una región continental seca. El calentamiento del suelo estimula la convección seca en la capa de superficie, cuyo gradiente es superadiabático. La térmica tiene el efecto de destruir el gradiente superadiabático. Este proceso convectivo se puede representar con un modelo simple en el cual la presión y la densidad se separan en dos estados, uno promedio () y otro perturbado ().

Agregando el equilibrio hidrostático, obtenemos . Si luego consideramos el aporte de la perturbación, podemos expresar la aceleración vertical de una burbuja de aire flotante de densidad ρ′ de la siguiente manera:

         (21)

Suponiendo una presión constante a través de la burbuja ascendente y sustituyendo para la densidad con la ecuación de estado p = ρRT_v, donde T_v es la temperatura virtual y R es la constante de los gases para el aire seco, podemos expresar la aceleración vertical de la burbuja atribuible al empuje hidrostático como:

         (22)

En otras palabras, el aporte de la flotabilidad a la aceleración vertical de una burbuja de aire es una función de la diferencia entre la temperatura de la burbuja y un estado hidrostático básico.

Pregunta

Escoja todas las condiciones representadas en el sondeo:

a) una capa de mezcla en la estela de convección fuerte

b) una capa límite nocturna estable

c) un entorno que no inhibe la convección

d) una capa límite convectiva húmeda y bien mezclada

e) condiciones adiabáticas húmedas a través de la troposfera

f) condiciones típicas de las regiones occidentales de los océanos tropicales

g) gradientes superadiabáticos en la troposfera inferior

h) una inversión que podría debilitarse por el calentamiento de la superficie

Las respuestas correctas son d y h.

El sondeo muestra una capa de mezcla húmeda con una profundidad de 100 a 150 hPa debajo de una inversión. Sobre tierra firme, es normal que la temperatura en la capa de mezcla disminuya por un proceso adiabático seco durante el día. El calentamiento de la superficie podría debilitar la inversión y producir convección intensa. No es sorprendente que los sondeos de este tipo se consideran «explosivos».

6.4 Transporte vertical en la convección profunda »
6.4.1 Crecimiento de los cúmulos »
6.4.1.4 Impacto de los cúmulos en la capa subnubosa

La capa subnubosa se vuelve cada vez más estable a medida que la convección se intensifica y las nubes crecen y aumentan en número (fig. 6.57).

(i) Debajo de los cúmulos de buen tiempo de la capa límite, la capa subnubosa es estáticamente neutra. La humedad específica es constante a través de la mayor parte de la capa de mezcla y luego disminuye de forma lineal a través de la capa de transición. El flujo turbulento de humedad disminuye de forma lineal con la altura.

(ii) A medida que las nubes crecen en altura y aumentan en número, la humedad específica y la temperatura potencial virtual en la capa de mezcla se mantienen constantes. Sin embargo, la capa de superficie es superadiabática. El flujo turbulento de humedad aumenta en la cima de la capa de mezcla.

(iii) El paso de una perturbación atmosférica como una línea de turbonada tropical trae fuertes disminuciones de la temperatura y humedad. Las corrientes descendentes frías sustituyen el aire insaturado debajo de la base de las nubes y el agua líquida presente en el aire que desciende desde arriba de la base de las nubes evapora. Esta capa de mezcla fría y poco profunda persiste durante varias horas sobre los océanos tropicales y mantiene su integridad por efecto de las corrientes descendentes continuas. Ahora el flujo turbulento de humedad aumenta con la altura. En la capa subnubosa de los cúmulos que generan precipitaciones fuertes o moderadas, la temperatura es aproximadamente 1 K más baja y el aire cerca de 1 g/kg más seco que el aire no modificado. Este proceso de estabilización significa que la convección nueva se verá limitada hasta que la capa límite se recupere y vuelva a su estado no perturbado.

6.4 Transporte vertical en la convección profunda »
6.4.2 Balance térmico y de humedad en cúmulos

Los transportes de calor y humedad generados por los cúmulos producen un efecto importante en la dinámica atmosférica de gran escala. Como señalaron originalmente Riehl y Malkus (1958),¹ el transporte de calor ascendente concentrado en los cumulonimbos tropicales («torres calientes») es necesario para equilibrar las pérdidas de calor que ocurren en la troposfera superior debido a las emisiones térmicas y al transporte hacia los polos. La convección lleva el calor hasta la cima de la troposfera en cuestión de horas, algo que tardaría días en ocurrir por emisión de longitudes de onda opacas a la luz visible. El efecto general de las precipitaciones generadas por los cúmulos consiste en calentar y desecar la mayor parte de la troposfera a través de procesos de condensación y evaporación y de transporte turbulento.

A escalas horizontales grandes, la convección se encuentra casi en un estado de equilibrio con los forzamientos de gran escala. El estudio de los transportes verticales de calor y humedad se circunscribe a un conjunto de cúmulos embebido en el movimiento de gran escala (fig. 6.58), que comprende fuentes de calor y sumideros de calor.

Con el movimiento adiabático vertical, la energía estática seca s y la energía estática húmeda h se conservan, de forma aproximada (sección 5.2.3sección 5.2.3). Sin embargo, ninguna de las dos se conserva cuando intervienen procesos diabáticos, sino que la derivada de la energía estática es una función del ritmo de calentamiento diabático, que a su vez es producto de la radiación y la liberación de calor latente netas en la troposfera. Luego, podemos seguir a Yanai et al. (1973)¹¹⁶ y subdividir el balance energético en los aportes de los sumideros y las fuentes de calor, que se calculan a partir de los datos de sondeo:

Q₁ es la fuente de calor aparente (calor sensible y latente), el ritmo de calentamiento en °C o en K por día. El ritmo de calentamiento/enfriamiento diabático se calcula como un residuo del balance energético:

         (23)

Q₂ es el sumidero de humedad aparente (calor latente), en °C o en K por día. Tradicionalmente, el ritmo de humectación/desecación (según se trate de la adición o sustracción de vapor de agua) se formula también como un ritmo de calentamiento equivalente, expresando el calentamiento en términos de «desecamiento de cúmulos» y el enfriamiento en términos de «humectación evaporativa»:

         (24)

donde q es la razón de mezcla del vapor de agua (las demás variables ya se describieron antes). En situaciones muy convectivas, el aporte del flujo turbulento vertical es considerable.

Si ignoramos el transporte turbulento horizontal, entonces:

         (25)

donde la energía estática húmeda h = c_pT + gz + Lq (sección 5.2.3sección 5.2.3).

La ecuación (25) se ha utilizado para medir la actividad convectiva en cúmulos,^116,117 la distribución vertical del calentamiento y el efecto de los cúmulos en el equilibrio de calor y humedad en diferentes regiones tropicales.

Si integramos las ecuaciones (23) y (24) desde la superficie hasta la tropopausa, podemos relacionar el calentamiento diabático en la troposfera con la intensidad de precipitación (R), la tasa de evaporación (E) y el flujo de calor sensible (S)¹¹⁸ por área unitaria en la superficie de la forma siguiente:

         (26)

         (27)

donde los corchetes angulares ⟨ ⟩ representan la integral desde la superficie hasta la tropopausa.

Combinando las ecuaciones (26) y (27) obtenemos:

         (28)

Podemos utilizar estas relaciones en combinación con la distribución de radiación de onda larga saliente para:

• interpretar los resultados del balance térmico,
• evaluar la coherencia de las estimaciones de Q₁ y Q₂ y
• determinar el efecto de los procesos diabáticos en la distribución horizontal del calentamiento integrado en la vertical.

Por ejemplo, si el calentamiento es producto de la condensación en cúmulos de gran desarrollo vertical, Q₁ será casi igual a Q₂ y Q_R será pequeño. Por otra parte, en condiciones de fuerte evaporación o flujo de calor sensible en la superficie, la distribución horizontal de Q₁ será muy distinta de la de Q₂.

6.4 Transporte vertical en la convección profunda »
6.4.2 Balance térmico y de humedad en cúmulos »
6.4.2.1 Distribución horizontal del calentamiento integrado en la vertical

La distribución vertical del calentamiento a través de los trópicos presenta un ciclo estacional coherente con las circulaciones tropicales medias observadas. Esto constituye evidencia de que el calentamiento diabático es el mecanismo que impulsa la mayor parte de la circulación tropical.

Entre diciembre y febrero, se observan máximos importantes de Q₁ y Q₂ sobre las áreas tropicales continentales en el sur, las cuencas oceánicas cálidas y la zona de convergencia del Pacífico Sur (fig. 6.59). El hecho de que esto coincide con valores mínimos de Q_R significa que la mayor parte de ese calentamiento es producto de la condensación que ocurre en la convección profunda. Al mismo tiempo, sobre los continentes subtropicales y el este de los océanos encontramos valores negativos elevados de Q₁ y Q₂, los cuales representan sumideros de calor y fuentes de humedad, respectivamente. En estos lugares, los valores negativos de Q₂ se deben a la intensa evaporación en la superficie, que excede las precipitaciones (ecuación 27), mientras que los valores negativos de Q₁ son producto del enfriamiento radiativo que excede los flujos de calor calor sensible y de calor latente (ecuación 26).

Durante la primavera en el hemisferio norte, las regiones subtropicales de Asia y América del Norte son fuentes importantes de calor y presentan valores altos de Q₁ y bajos de Q₂, algo que podemos atribuir al flujo de calor sensible, por ser el factor principal que contribuye al calentamiento vertical. Entre septiembre y noviembre, las fuentes de calor son más débiles, en términos relativos. Los océanos subtropicales orientales siguen siendo sumideros de calor, como ocurre también en otras estaciones.

Entre junio y agosto, las principales fuentes de calor son el norte de los continentes tropicales (las regiones monzónicas de África y Asia), el Pacífico occidental tropical y la región alrededor de Centroamérica (fig. 6.60). El calentamiento sobre los continentes es dominado por el flujo de calor sensible, ya que Q₂ es pequeño en comparación con Q₁. Sobre los océanos tropicales, donde ambos valores son grandes y casi iguales, al tiempo que Q_R es pequeño, podemos inferir que el calentamiento es producto de la condensación que ocurre en la convección de cúmulos de gran desarrollo vertical. Los sumideros de calor en las regiones subtropicales y en los océanos tropicales orientales son similares a los que ocurren entre diciembre y febrero, excepto que son más pronunciados en el hemisferio norte.

Como observamos en los capítulos 33 y 44, el patrón de calentamiento integrado en la vertical en o cerca del ecuador induce circulaciones atmosféricas de gran escala, como las ondas ecuatoriales (sección 3.4sección 3.4), que se pueden estimar por medio de las ecuaciones de movimiento en agua someras. Por lo general, las características de la circulación tropical (fig. 3.14), como la vaguada ecuatorial/monzónica, los anticiclones subtropicales oceánicos, los alisios y las bajas térmicas sobre los continentes subtropicales en verano, se pueden diagnosticar en términos de una respuesta a las fuentes y los sumideros de calor aparentes en las regiones tropicales y subtropicales. El transporte vertical en las células de Hadley es crítico para el transporte meridional, mientras que el transporte vertical en la circulación de Walker es responsable del transporte zonal (fig. 3.28).

6.4 Transporte vertical en la convección profunda »
6.4.2 Balance térmico y de humedad en cúmulos »
6.4.2.2 Distribución vertical del calentamiento diabático

La distribución vertical del calentamiento diabático también se puede utilizar para interpretar los aportes de distintos procesos nubosos. El calentamiento producido por la condensación en las nubes estratiformes presentará perfiles verticales similares para Q₁ y Q₂, mientras que la condensación en cúmulos producirá perfiles de Q₁ y Q₂ diferentes, con máximos en niveles distintos de la troposfera. Además, si el flujo de calor sensible en la superficie es la fuente de calor principal, como ocurre sobre las superficies secas durante el día, Q₂ será despreciable.

Los perfiles de calentamiento de la convección en cúmulos varían en las distintas regiones tropicales (fig. 6.61), pero la mayoría de ellos presentan un amplio máximo en la velocidad de calentamiento Q₁ entre 500 y 400 hPa (2-6 K día⁻¹). El valor promedio de Q₂ alcanza un máximo menor cerca de 700 hPa y presenta un pico secundario cerca de 500 hPa. La estructura de dos máximos se debe a la combinación de los aportes de los componentes convectivo y estratiforme de los sistemas convectivos organizados. La diferencia entre los perfiles indica el efecto del transporte turbulento vertical de energía estática húmeda por la convección en los cúmulos (ecuación 25). Para los conglomerados de nubes sobre el Atlántico oriental tropical, el valor de Q₁ − Q₂ − Q_R es positivo en la troposfera superior y negativo en la troposfera inferior.

Los cúmulos poco profundos de los alisios presentan un calentamiento máximo debajo de la base de las nubes y enfriamiento y humectación máximos en la capa de nubosidad poco profunda (a aproximadamente 200 hPa sobre la superficie, fig. 6.61d). Por encima de dicho nivel, el calentamiento y enfriamiento se acercan a cero.

La mayor parte de la convección tropical se organiza en la mesoescala (longitudes de 100 a 1000 km, duraciones de horas a un día). Para los sistemas convectivos de mesoescala, podemos dividir el balance térmico en sus componentes de cúmulos/convección (Q_1c, Q_2c) y estratiforme de mesoescala (Q_1m, Q_2m):

         (29)

         (30)

Estas cantidades reflejan los efectos temporales y espaciales medios del calentamiento y desecamiento provocados por la convección (la «escala no resoluble» en los modelos de malla) y la precipitación estratiforme (la «escala resoluble» en dichos modelos).

El calentamiento neto es producto de la liberación de calor latente durante la condensación (fig. 6.62). La región convectiva, intensa pero más pequeña, contiene corrientes ascendentes desde la capa límite hasta el nivel de equilibrio y corrientes descendentes con precipitación solamente en los niveles más bajos. En cambio, la región de precipitación estratiforme presenta una zona grande de ascenso por encima del nivel de fusión y corrientes descendentes por debajo de dicho nivel (fig. 6.62a). El perfil resultante para la región estratiforme muestra calentamiento en niveles altos y enfriamiento en niveles bajos debido a la fusión y evaporación que ocurren debajo de la base de las nubes (fig. 6.62b,c). El calentamiento neto en los sistemas convectivos de mesoescala se concentra en la troposfera media-alta, debido a la disposición de las regiones convectiva y estratiforme. La región de precipitación estratiforme influye enormemente en el perfil general de calentamiento vertical; cuanto más grande sea el porcentaje de región estratiforme de un SCM, tanto más alto será el nivel de calentamiento máximo (fig. 6.62c). Por lo general, la existencia de un sistema convectivo de mesoescala implica un calentamiento general de la troposfera con un calentamiento máximo en la troposfera superior. Los sistemas convectivos de mesoescala de latitudes medias suelen presentar un pico de calentamiento más pronunciado y en niveles más altos que los SCM tropicales. En las regiones ecuatoriales, los sistemas convectivos de mesoescala tienden a acumular el calor en la troposfera superior y a producir un leve calentamiento neto en niveles bajos.

No es sorprendente que los balances de humedad y calor varíen según la cantidad de actividad convectiva que se produce a lo largo de un ciclo diurno o del ciclo de vida de un SCM. La figura 6.63 muestra las variaciones en los balances de un conglomerado de nubes observado durante el experimento GATE, primero en condiciones de desarrollo a madurez y luego en condiciones de disipación. Durante la etapa de madurez, Q₁ alcanza un máximo en la troposfera media-alta (~400 hPa), mientras que Q₂ presenta un máximo en la troposfera baja (~750 hPa). En la etapa de disipación, Q₁ y Q₂ tienen magnitudes menores y presentan estructuras verticales complicadas en comparación con la etapa de madurez. Q₁ se torna negativo (sumidero de calor) en la troposfera media. Hallamos el máximo de fuente de calor en la baja troposfera, cerca del nivel de 900 hPa. Q₂ es mayor cerca de 850 hPa durante la fase de disipación, con un pico negativo cerca del nivel de 650 hPa. Los perfiles de calentamiento corresponden a un intenso flujo térmico turbulento ascendente durante las etapas de desarrollo y madurez del ciclo de vida de los SCM, a un flujo ascendente moderado en condiciones no perturbadas y a flujos máximos durante la fase de disipación.

Se han identificado diferencias entre las regiones del Atlántico oriental tropical y del Pacífico occidental tropical. Por lo general, el calentamiento máximo en los sistemas convectivos de mesoescala del Pacífico occidental ocurre en la troposfera media a alta (~450 hPa) en las etapas de madurez a disipación, mientras que los sistemas estudiados en el experimento GATE experimentaron el calentamiento máximo más temprano y en una región más baja de la troposfera.¹²⁴

Velocidad vertical en la convección profunda

Como recordará, en el capítulo 3capítulo 3 vimos que si ajustamos la ecuación de la energía termodinámica a escala para las latitudes bajas, en ausencia de un fuerte calentamiento diabático la advección horizontal de la temperatura es equilibrada por el movimiento vertical, con velocidades verticales aproximadas de 0,3 cm s⁻¹. Con intenso calentamiento diabático en la convección profunda, el ritmo de calentamiento es de unos 5 K día⁻¹, lo cual requiere una velocidad vertical de 3 cm s⁻¹.

6.4 Transporte vertical en la convección profunda »
6.4.3 Flujo de masa en la convección

Las corrientes convectivas ascendentes asimilan aire de las capas más inestables y liberan aire en las cimas de las nubes (el nivel de flotabilidad neutra). En la convección profunda, se forman corrientes descendentes en la troposfera media que llevan dosis concentradas de aire poco energético de la troposfera media-baja a la troposfera inferior y a la superficie (fig. 7.91). Una corriente descendente húmeda también extrae agua de la nube y transporta calor y humedad. Al descender, el aire se calienta y se deseca adiabáticamente. Entre las nubes, se produce un flujo descendente compensador que equilibra el flujo de masa convectivo, mayormente ascendente; esto constituye el mecanismo principal de modificación del entorno de gran escala por parte de los cúmulos.

Los flujos de masa en la convección tropical profunda ocurren en relación con la intensa convergencia en niveles bajos y la divergencia en niveles altos (fig. 6.64). El transporte de masa debido a la convección en los cúmulos es importante en términos de la microfísica de las nubes y la química atmosférica. Los flujos de masa convectivos, un componente importante de la parametrización de la convección, se deben determinar de forma realista para predecir la redistribución de las partículas en la atmósfera.¹²⁶ El flujo de masa en la convección se diagnostica a partir de los balances de calor y de humedad¹²⁷ que describimos en la sección anteriorsección anterior. Los modelos numéricos deben ser capaces de representar Q₁ y Q₂ en función de variables resueltas, un proceso que se denomina parametrización.

Fig. 6.64. (a) Divergencia media sobre las regiones convectiva (curva de trazos largos), estratiforme (curva continua) y combinada (curva de trazos cortos) de una línea de turbonada tropical.¹²⁵ El efecto combinado produce un máximo de convergencia en la baja troposfera y de divergencia en la alta troposfera; (b) perfil vertical del flujo de masa en cúmulos (M_C) diagnosticado a partir de los datos promedio de la fase III del experimento GATE con un modelo sin corrientes descendentes y del flujo de masa de gran escala (curva de trazos y puntos). El flujo de masa en los cúmulos alcanza su pico cerca de la superficie y disminuye con la altura.¹¹⁷

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6.4.4 Transporte de momento en la convección profunda

El transporte vertical del momento horizontal puede ser muy diferente cuando los cúmulos están organizados de forma lineal en comparación con lo que ocurre con las nubes convectivas aisladas o distribuidas de forma más o menos aleatoria. Como vimos antes en nuestra explicación del transporte vertical del momento, la hipótesis simple supone que cuando la velocidad del viento aumenta con la altura, las burbujas de aire descendentes transportan grandes cantidades de momento hacia abajo (siguiendo el gradiente vertical), mientras que las burbujas ascendentes transportan poco momento.

Sin embargo, cuando el transporte vertical es perpendicular a una línea de turbonada tropical, puede ocurrir contra el gradiente (lo cual intensifica el flujo medio y se opone al gradiente de momento vertical), mientras que el transporte paralelo a la línea ocurre a favor del gradiente (el proceso de mezcla simplificado).^128,129 En la delgada corriente ascendente convectiva que crece se genera un flujo de momento. El flujo de aire dirigido hacia la base de las nubes convectivas acelera hacia arriba, por efecto del empuje hidrostático, y hacia atrás, por efecto de la mesobaja que se forma detrás de la línea de turbonada (fig. 6.65). La configuración de una corriente ascendente inclinada situada encima de un mínimo de presión es coherente con la idea de que se quita momento transversal de la línea en los niveles bajos y se lo agrega en los niveles altos. El aire liberado en los niveles altos tiene más momento que a la entrada y esto es lo que produce perfiles de flujo de momento vertical con picos en los niveles superiores (fig. 6.65b). Las líneas de turbonada tropicales son un factor importante en el transporte vertical de momento a gran escala.

Fig. 6.65. (a) Diagrama conceptual de los procesos que generan momento en la banda convectiva de avance de una línea de turbonada. F_P, F_B y F_D son las fuerzas que ejercen sobre la parcela el gradiente de presión de mesoescala, la flotabilidad y el arrastre, respectivamente. Los subíndices x y z identifican los componentes horizontal y vertical, respectivamente. (b) Perfiles del flujo vertical del momento horizontal de la línea convectiva (y , líneas continua y de trazos) y del flujo de gran escala (y , líneas de trazos y de trazos y puntos) en un plano de 140 km perpendicular a la línea de turbonada representada en (a).¹²⁸

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6.4.5 Transporte químico en la convección tropical profunda

Una vez que los gases traza alcancen la atmósfera libre, ascienden a través de la convección profunda (fig. 6.66), que acopla la superficie, la capa límite y la troposfera libre. El aire de la capa límite puede llegar a la tropopausa tropical en unas cuantas horas.^130,131 Sin embargo, solamente una pequeña fracción de las nubes convectivas de gran desarrollo vertical penetran directamente la estratosfera inferior.¹³² Como se explica en la sección 3.2.4.1sección 3.2.4.1, la tropopausa tropical es una capa de transición entre la troposfera superior y la estratosfera inferior.¹³³ Las nubes convectivas de gran desarrollo influyen en los intercambios con la estratosfera a través de sus interacciones con la tropopausa tropical (fig. 3.18a). Las especies químicas y el vapor de agua penetran la estratosfera a través de la tropopausa tropical.¹³⁴

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6.4.6 Modelado de los procesos nubosos y sus efectos

Las nubes tropicales constituyen un reto para los modelos numéricos, porque abarcan una amplia gama de escalas espaciales, pese a que la mayor parte de la convección tropical se organiza en la mesoescala. Los cúmulos se forman a lo largo de escalas temporales demasiado cortas para que se puedan representar de forma explícita.¹³⁵ El uso de modelos capaces de resolver las nubes —con mallas horizontales lo suficientemente pequeñas (4 km o menos) para resolver las nubes convectivas grandes y las estructuras nubosas de mesoescala— se ha difundido bastante desde la década de 2000.^136,137 Sin embargo, debido a la gran variedad de procesos y escalas de las nubes, los modelos globales y regionales aún dependen de varios esquemas de parametrización para formular las escalas y los transportes turbulentos inferiores a la resolución del modelo.

Para diseñar un modelo realista de los efectos de las nubes y de los sistemas nubosos es preciso entender el transporte vertical, la evolución de las nubes y los procesos relacionados que ocurren en y debajo de las nubes. Este objetivo ha sido un tema de estudio en las ciencias atmosféricas durante varias décadas.^135,138 Se trata claramente de un ámbito de estudio activo, por lo cual nos limitaremos a considerar algunos conceptos básicos que se aplican al modelado de las nubes tropicales y sus efectos, como la parametrización de cúmulos, los modelos numéricos capaces de resolver las nubes y los marcos de modelado multiescalar.

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6.4.6.1 Parametrización convencional de cúmulos

La figura 6.67 ilustra las grandes incertidumbres inherentes a la formulación de las nubes y los procesos asociados. Los esquemas de parametrización de cúmulos se formulan para representar los efectos de la convección en cúmulos de escala inferior a la malla^{139,140,141,142} (los efectos estadísticos de los cúmulos) sin predecir las nubes individuales. Dichos esquemas se diseñan para determinar:

• el calentamiento en los cúmulos en la columna (sección 6.4.2sección 6.4.2), un objetivo fundamental, ya que establece si habrá actividad convectiva (y cuánta) dadas determinadas condiciones sinópticas. Esto también está estrechamente vinculado a la predicción de las precipitaciones en la superficie, una de las variables meteorológicas y climáticas más importantes.
• la distribución vertical del calentamiento/enfriamiento y de la desecación/humectación en los cúmulos (sección 6.4.2.2sección 6.4.2.2), que impulsa la circulación general en los trópicos.

Los esquemas de convección incluyen una hipótesis de cierre, una hipótesis principal que correlaciona la ocurrencia e intensidad de la convección en cúmulos por debajo de la resolución de la malla con procesos que se pueden resolver. Por ejemplo, el esquema de Arakawa-Schubert requiere que la convección profunda reduzca la inestabilidad a la escala temporal de un ciclo diurno, un proceso que empuja la energía estática húmeda de la capa superior hacia la de la capa límite. Esta formulación tiene en cuenta la humedad que se extrae de las nubes y el calentamiento producido por la subsidencia (fig. 6.68). En la sección 9.4.6sección 9.4.6 se describen el tratamiento de la convección en cúmulos en los modelos numéricos y las hipótesis de cierre de algunos esquemas de parametrización de la convección de uso difundido.

Por lo general, la convección profunda se parametriza y no se pronostica explícitamente para mallas con una resolución por debajo de 10 km,^143,144 porque conforme reducimos la distancia entre puntos de malla la base conceptual de la parametrización se torna más ambigua.¹³⁸ Los esquemas de convección en cúmulos no pretenden cuantificar el transporte total, sino el transporte turbulento atribuible a la convección. Ocurren errores en los modelos cuando la escala (resuelta) de la malla y los transportes turbulentos no se distinguen claramente; el esquema de convección puede contar el mismo efecto dos veces, o bien crear competencia espuria entre los valores de escala de malla y de escala inferior a la malla.

Parametrización de la convección en los modelos globales

Desde la publicación de algunos estudios de síntesis, a comienzos de la década de 2000,^138,145 se han logrado mejoras importantes en la representación de la convección en los modelos globales, especialmente en la representación de los efectos de arrastre y de la organización de la convección.^146,147 La tendencia ha sido a unificar el modelado de los procesos nubosos y a usar parametrizaciones independientes de la resolución. La mayoría de los esquemas convencionales de parametrización de cúmulos se basan en suposiciones sobre la fracción de área cubierta por las corrientes convectivas ascendentes (σ) cuando σ << 1 en una celda de la malla de un modelo global. La estructura térmica del entorno de la nube se define mediante los valores de punto de malla de las variables termodinámicas y la parametrización depende del régimen. Dada una malla de 100 km, la fracción de corriente ascendente es pequeña, pero en un modelo de alta resolución —digamos 10 km— la fracción de corriente ascendente puede ser del orden de 1.

Hay un enfoque de parametrización unificada que discrimina entre los valores en puntos de malla discretos y los valores ambientales teóricos.¹⁴⁸ La razón de transporte turbulento a transporte total depende de la fracción de corriente ascendente, pero no del espaciado de la malla. El transporte total se debe al transporte turbulento para valores pequeños de fracción de corriente ascendente y principalmente al transporte a escala de malla para fracciones grandes de corriente ascendente.

El modelo atmosférico de la comunidad (Community Atmosphere Model CAM)¹⁴⁹ de NCAR implementó un modelo unificado distinto. En lugar de una parametrización dependiente del régimen, este enfoque depende del proceso (fig. 6.69). Con esta parametrización dependiente del proceso, un esquema de turbulencia húmeda tiene en cuenta el transporte local, ya que simula los transportes turbulentos secos y saturados en todas las capas atmosféricas mediante un conjunto de fórmulas de física húmeda. UNICON se encarga de los transportes no locales, incluidas las corrientes convectivas ascendentes de la superficie a escalas inferiores a la malla —comienza siendo insaturado pero se satura por encima del nivel de condensación por ascenso (NCA)— y las corrientes descendentes generadas por la convección que pueden penetrar la capa límite atmosférica.

En lugar de parametrizar la advección, la capa límite atmosférica y la convección por separado para manejar el transporte vertical de la humedad y otros productos escalares conservados, este esquema parametriza el transporte vertical por debajo de la resolución de la malla mediante remolinos turbulentos asimétricos no locales (respecto del flujo vertical medio en la malla). En el modelo CAM unificado, la convección húmeda poco profunda calienta la capa de cúmulos, transporta la humedad de la capa de cúmulos de la baja troposfera a la de la alta troposfera y transfiere el condensado a cualquier nivel de la capa de cúmulos.

La parametrización de la convección se cubre en detalle en la lección de COMET titulada ¿Cómo producen los modelos la precipitación y las nubes?: http://www.meted.ucar.edu/nwp/model_precipandclouds_es/.

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6.4.6.2 Modelos que resuelven las nubes

Los avances en la capacidad de cómputo han permitido ejecutar los modelos de predicción numérica del tiempo a resoluciones cada vez más altas, hasta el punto de que ahora los modelos de mesoescala permiten resolver el proceso de mezcla convectiva de forma explícita. La precipitación se genera con expresiones explícitas de la microfísica en cada punto de la malla. Los modelos de resolución de sistemas de nubes (cloud-system-resolving model, CSRM) —que comenzaron a utilizarse en la década de 1990— se aplicaron primero al modelado de la convección tropical en los modelos climáticos, porque admiten interacciones explícitas entre la microfísica de las nubes, la dinámica de las nubes, y los procesos de radiación del océano y de la superficie terrestre.¹³⁶

Los modelos de resolución de sistemas de nubes incluyen procesos microfísicos de las nubes más avanzados y resuelven la estructura y el ciclo de vida de las nubes y las características de mesoescala de la convección (dependiendo de la resolución espacial).¹⁵⁰ Si bien una malla de ~5 km puede producir una evolución temporal y estructuras realistas para los sistemas convectivos de mesoescala, dicha escala se describe más correctamente en términos de «permitir las nubes». Para «resolver la convección», los modelos necesitan espaciados horizontales de malla del orden de 100 m a fin de resolver la turbulencia en las nubes, incluido el proceso de arrastre inherente a la mezcla convectiva.^151,152 En el caso de la convección impulsada por el calentamiento en la superficie del suelo, la predicción exacta del momento y la intensidad de la convección parece necesitar una resolución por debajo de 1 km para resolver los remolinos de la capa límite que inician la convección.¹⁵³

Los modelos globales de resolución de sistemas de nubes pueden resolver (o «permitir») nubes convectivas grandes y estructuras de convección de mesoescala (fig. 6.70a), pero su costo computacional es alto.¹³⁵ Estos modelos se pueden incorporar en los modelos globales para ayudar a cuantificar las interacciones entre los movimientos de mesoescala y de gran escala, las interacciones nubes-clima y las interacciones aerosoles-nubes-precipitación. El método ilustrado en la figura 6.70(c) reduce la carga de cómputo de un modelo CSRM global. El modelo será plenamente tridimensional solamente en los puntos de malla de mayor separación, pero los valores de la malla anidada más pequeña pueden contener valores falsos basados en interpolaciones o regresiones. Este modelo será capaz de deducir las estructuras tridimensionales gruesas de la organización de las nubes en una red.

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6.4.6.3 Superparametrización

Desde comienzos de la década de 2000 se ha aplicado un enfoque denominado superparametrización al modelado atmosférico mundial. En las superparametrizaciones, se copia un modelo CSRM simplificado con un dominio en dos dimensiones y condiciones periódicas de fronteras laterales en cada columna de la malla de un modelo climático global convencional,¹⁴⁵ una combinación denominada estructura de modelado multiescalar (Multiscale Modeling Framework, MMF).¹⁵⁴

El modelo CSRM inserta un conjunto de columnas con una separación aproximada de 4 km en cada columna del modelo global (fig. 6.71). Cada CSRM se ejecuta de forma continua e independiente, sin ninguna vía de comunicación con los otros. En realidad, el modelo CSRM no resuelve las nubes, sino que emplea las ecuaciones fundamentales apropiadas para describir la dinámica de nubes básica, en lugar de recurrir a las formulaciones más sencillas que se aplican en los modelos globales tradicionales.¹³⁵

6.5 Síntesis: de la superficie a la tropopausa

La función de varios de los procesos que participan en la circulación atmosférica general consiste en ayudar a la atmósfera a regresar a un estado de equilibrio global de energía y momento. El componente de transporte vertical de las circulaciones tropicales resulta de la convección profunda y de la convección poco profunda, que actúan a escalas temporales distintas.

En su ascenso desde la superficie hasta la troposfera, la energía, el momento y los componentes atmosféricos atraviesan muchas capas y participan en muchos procesos. La figura 6.72 ilustra de forma esquemática varios regímenes de nubes y de circulación para la troposfera tropical.

Los transportes verticales más rápidos e impresionantes ocurren en la convección profunda de los cúmulos que se forman sobre las aguas oceánicas cálidas, impulsados por los intensos flujos de calor latente y calor sensible provenientes de la superficie y por la inestabilidad y el empuje hidrostático de la capa límite. Las subsidencia compensadora de las regiones despejadas acompaña las fuertes corrientes ascendentes en la convección profunda organizada. Los cúmulos de los alisos ocurren en la capa límite acoplada por los cúmulos, que está sujeta al forzamiento de las temperaturas elevadas de la superficie del mar y de las fuertes corrientes ascendentes hacia el interior las nubes individuales.

El régimen de estratocúmulos/cúmulos poco profundos es complicado, pero es común sobre océanos tropicales. La capa de convección poco profunda ocupa el tercio inferior de una troposfera estratificada en subsidencia y existe por encima de una capa subnubosa, donde el flujo de calor sensible convergente equilibra el enfriamiento radiativo a medida que los remolinos turbulentos distribuyen el calor de la superficie a un ritmo más rápido que el de la pérdida de calor por procesos de enfriamiento. La profundidad de las nubes disminuye hacia el este y hacia el polo debido a mayor subsidencia provocada por los anticiclones subtropicales, a divergencia más fuerte y a temperaturas de la superficie del mar más bajas. Más al este y hacia el polo, la capa límite debajo de los estratocúmulos se mantiene en virtud del transporte en la convección activa provocada por la inestabilidad condicional entre el flujo térmico ascendente y el enfriamiento radiativo en la cima de las nubes. En esta región, donde se produce calentamiento por subsidencia encima de aguas cuya temperatura superficial es baja, la capa límite marina es estable, con una inversión baja.

Sobre tierra firme, los intensos flujos de calor en la superficie producen una capa límite convectiva relativamente profunda, lo cual permite la formación de remolinos grandes que transportan la energía a niveles más altos que sobre el océano o por la noche. Los remolinos más grandes de la capa límite convectiva existen durante períodos de 15 minutos, de modo que toda la capa límite se mezcla en menos de un día. Cuando las térmicas ascendentes alcanzan el NCA, se forman cúmulos que crecen en las últimas horas de la tarde. A medida que la convección en cúmulos se intensifica, la altura de la base de las nubes va bajando y la capa subnubosa se vuelve más estable. Después de la puesta del sol, el enfriamiento radiativo establece una capa límite estable poco profunda con una inversión en la superficie y el transporte vertical se ve limitado.

Sección de enfoque 1: Modelado de la capa límite tropical

La capa límite tropical es un elemento crítico del tiempo y del clima, ya que funciona como un conducto que transporta el exceso de energía de la superficie tropical a la convección profunda, a la circulación de Hadley y a las latitudes más altas. Es además un aspecto clave del desarrollo de los ciclones tropicales, que es impulsado por los flujos oceánicos cálidos. Es sumamente importante contar con una representación realista de la capa límite atmosférica en los modelos numéricos, porque:

• Los presupuestos de momento, calor y humedad a la escala de malla del modelo se ven sienten los efectos de los flujos provenientes de la superficie en el transcurso de algunos días. Los intercambios de calor, momento y masa (gases y aerosoles) ocurren en la capa límite atmosférica.
• La capa límite interactúa con otros procesos troposféricos críticos, como la convección húmeda y seca. La capa límite produce el aire de alta temperatura potencial que impulsa la convección atmosférica. En la capa subnubosa de los alisios, la temperatura potencial equivalente (θ_e) suele oscilar entre 345 y 350 K. Esta propiedad de la capa límite marina tropical está directamente acoplada a la altura de la tropopausa tropical, porque la capa límite alimenta la convección profunda en las circulaciones de Hadley y de Walker.¹⁵⁶
• La capa límite atmosférica es importante para las reacciones químicas, los mecanismos de dispersión y eliminación de los contaminantes (como la deposición seca y húmeda) y los procesos biogeoquímicos (como la fotosíntesis).
• Las variables de la capa límite atmosférica —como la temperatura a 2 m y el viento a 10 m— son productos importantes generados por los modelos. Algunos constituyen además un dato de entrada para ciertas aplicaciones, como los modelos de olas y de contaminación del aire.

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6E1.1 Cierre de turbulencia en la capa límite

En la sección 3.1.2 del capítulo 3sección 3.1.2 del capítulo 3 estudiamos las propiedades dinámicas y termodinámicas del flujo de gran escala. Las ecuaciones de movimiento y la ecuación de la energía termodinámica se pueden utilizar para calcular la tasa de cambio de la velocidad del viento, la temperatura y la humedad específica. Podemos resolver ecuaciones de pronóstico sencillas para obtener los valores previstos para cada variable conocida (p. ej.: sección 9.4.1.2sección 9.4.1.2).

Sin embargo, la capa límite incluye muchas más variables, como u′, v′, w′, , , etc., y no contamos con suficientes ecuaciones cuya solución permita predecir esas variables. Por ejemplo, la ecuación (11) pronostica los cambios provocados por el flujo térmico turbulento (una estadística desconocida de segundo orden) en la temperatura potencial media con el tiempo (una estadística de primer orden). Para calcular el cambio en un flujo térmico turbulento con el tiempo, introducimos una incógnita de orden superior:

         (31)

Para describir la turbulencia en la capa límite se precisan más incógnitas que ecuaciones de pronóstico, un problema clásico de la meteorología y de la dinámica de fluidos geofísicos en general que se conoce como el problema de cierre.

¿Cómo resolver el problema? Una solución consiste en aproximar las variables incógnitas en términos de las variables conocidas mediante varios órdenes de cierre. Estas hipótesis de cierre se categorizan de acuerdo con su orden estadístico y la medida en que sus efectos no son locales. La figura 6F1.1 ilustra las hipótesis de cierre locales y no locales durante un intervalo de tiempo.

Un cierre de primer orden conserva los términos de primer y segundo orden, que incluyen estos tipos de variables:

El orden recibe el nombre correspondiente a la ecuación de pronóstico de orden superior, de modo que un cierre de primer orden solamente incluye la ecuación (11). Un cierre de segundo orden contiene las ecuaciones (11) y (31). Las parametrizaciones de la capa límite atmosférica emplean distintas hipótesis de cierre. El tipo de cierre elegido depende del entorno y de los fenómenos que se quieren pronosticar.

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6E1.2 Parametrización

Las ecuaciones primitivas empleadas para describir la evolución de la atmósfera a gran escala (capítulo 9, sección 9.4.1.1capítulo 9, sección 9.4.1.1) no tienen en cuenta todas las interacciones de pequeña escala de la capa límite atmosférica, las cuales ocurren completamente por debajo de la escala de la malla del modelo. Por lo tanto, los movimientos y los procesos de la capa límite atmosférica se deben parametrizar.

Los esquemas o parametrizaciones de la capa límite atmosférica determinan los flujos verticales de temperatura, humedad y momento, su aporte a la evolución temporal de la capa límite atmosférica y, en última instancia, el aporte de la capa límite atmosférica a la convección tropical. Los flujos de superficie que se transfieren a la atmósfera se ven afectados por las demás parametrizaciones elegidas, como la superficie terrestre, la hidrología, el campo de radiación, la física de la capa de superficie y el campo de nubes.

Las incertidumbres en la representación de la capa límite marina del modelo están relacionadas con: (i) la parametrización de la turbulencia y la convección poco profunda, (ii) los algoritmos usados para acoplar el viento y las olas y (iii) la escasez de datos oceánicos en tiempo real para inicializar el modelo. Un modelo de la superficie terrestre puede proporcionar los flujos de calor y humedad sobre lugares en tierra firme. Tales modelos actualizan las variables del estado del suelo e incluyen la temperatura del suelo (capa superficial), el perfil de temperatura del suelo, el perfil de humedad del suelo, el manto de nieve y, a veces, las propiedades del dosel arbóreo.

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6E1.2 Parametrización »
6E1.2.1 Parametrización de mezcla

Los esquemas de Mellow-Yamada-Janjic (MYJ) y de la Universidad de Yonsei (YSU) son dos de los esquemas de parametrización de la mezcla en la capa límite atmosférica más difundidos. Como estos esquemas se basan en hipótesis distintas acerca de la mezcla que ocurre en la cima de la capa límite (fig. 6F1.2), pueden generar diferencias muy marcadas en los pronósticos.

Esquema MYJ

• Supone la ausencia de mezcla con el aire por encima de la capa límite atmosférica, mientras que el aire de las distintas capas contiguas de la capa límite atmosférica se mezcla intensamente.
• Efectos relacionados:
  • humedad excesiva en niveles bajos;
  • no pasa suficiente aire seco a la capa límite atmosférica desde arriba;
  • además, puede formarse o no disiparse una capa de estratocúmulos, lo cual limita aún más la temperatura y la altura de la capa límite convectiva durante el día.

Esquema YSU

• Supone una mezcla profunda que se extiende hasta la capa por encima del límite superior de la capa límite atmosférica actual (mezcla no local).
• Efectos relacionados:
  • la capa límite crece y la humedad se transporta a través de una capa demasiado profunda;
  • la inversión térmica sufre una erosión excesiva;
  • las nubes bajas y las condiciones de estancamiento de masas de aire frío se disipan prematuramente.

La zona de arrastre o capa de transición se parametriza mediante un esquema de convección poco profunda (fig. 6F1.3). Estos esquemas, que pueden ser extensiones del esquema de la capa límite atmosférica o esquemas independientes, representan la mezcla ascendente de humedad y calor y la mezcla descendente de calor y momento entre la capa límite atmosférica y la atmósfera libre del modelo. Los esquemas de convección poco profunda son necesarios también en los modelos no hidrostáticos que predicen la convección explícitamente (sin parametrizar los cúmulos).

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6E1.3 Tipos de modelos de capa límite

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6E1.3.1 Modelos de capa de mezcla o volumétricos

Muchas de las primeras simulaciones de la capa límite (en las décadas de 1970 y 1980) empleaban modelos de capa de mezcla, también conocidos como «modelos volumétricos», que utilizan el promedio de Reynolds para modelar solo las estadísticas de conjuntos. La figura 6F1.4 muestra un ejemplo de un modelo de capa de mezcla que usa un esquema de cierre local de primer orden.

Fig. 6F1.4. Modelo de capa de mezcla de la capa límite diurna sobre el sur de Florida que emplea un esquema de cierre de primer orden. La hipótesis de cierre es necesaria para el término de flujo de calor.¹⁵⁷

Este método es apropiado cuando los gradientes verticales son pequeños, cuando es adecuado usar promedios de cantidades verticales y cuando el efecto de arrastre y el crecimiento de la capa de mezcla son de particular interés. La altura de la capa límite se calcula aparte y la cima de la capa límite se trata como si fuera una superficie. Este método es eficiente para modelar la capa de mezcla debajo de una fuerte inversión, así como para representar la inestabilidad entre la capa de mezcla y las nubes y las interacciones entre la capa límite atmosférica y los cúmulos. Debido a todas estas ventajas, es un método adecuado para modelar el régimen de los alisios; sin embargo, este enfoque se adapta menos a las situaciones en las cuales la transición a la atmósfera libre es más gradual. La mayoría de los modelos tridimensionales de alta resolución han suplantado este tipo de modelo.

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6E1.3.2 Simulación numérica directa

La simulación numérica directa resuelve todas las escalas de movimiento relevantes, de modo que no se precisa ninguna parametrización.^151,158 La ecuación de movimiento de Navier-Stokes para flujos incompresibles ayuda a ilustrar los inmensos retos de la simulación numérica directa de los movimientos turbulentos en la atmósfera:

         (32)

donde u_i es la velocidad, p es la presión, ρ es la densidad y v es la viscosidad cinemática molecular (que se supone constante). Esta ecuación se aplica a todas las escalas, desde las ondas planetarias (del orden de 10⁷ m) hasta los remolinos de disipación (del orden de 10⁻⁴ m). Sin embargo, para resolver todo el movimiento en la capa límite convectiva se necesitaría una malla de 1 mm, algo que está fuera de las posibilidades de cómputo actuales y previsibles para la simulación de la capa límite atmosférica. Los estudios del campo de velocidad turbulenta con simulación numérica directa se han limitado a flujos con números de Reynolds (Re) de 1000, que se consideran grandes, pero en realidad son muy pequeños frente a los valores de Re de 10⁶ a 10⁸ que se encuentran en la atmósfera.¹⁵⁹ Dada la futilidad de simular directamente el flujo turbulento en la capa límite atmosférica o en la convección húmeda, se precisan otros métodos alternativos.

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6E1.3.3 Simulación de grandes remolinos

La simulación de grandes remolinos (large eddy simulation, LES) es una herramienta de diagnóstico y predicción de flujos turbulentos que comenzó a aplicarse a la capa límite atmosférica a comienzos de la década de 1970.^88,160,161 El esquema LES, que constituye un enfoque intermedio entre el modelado de la capa de mezcla y la simulación numérica directa, resuelve los remolinos grandes —más importantes para los transportes de energía turbulenta y momento y otros transportes de la capa límite (sección 6.3.6sección 6.3.6)— y elimina los elementos de escala inferior a la malla (fig. 6F1.5).

Fig. 6F1.5. (a) Representación esquemática de las diferencias físicas entre las estructuras resueltas y las que están por debajo de la escala de la malla. (b) Espectro de energía cinética turbulenta y cascada de energía. La línea azul separa la escala resuelta por la simulación de grandes remolinos y la escala por debajo del filtro. La parte (b) ha sido modificada a partir de Patton, NCAR/MMM.

La energía de remolinos grandes y otros flujos se calculan de forma explícita, mientras que los remolinos pequeños —de poca energía y flujos pequeños— se parametrizan. Los efectos de los remolinos pequeños en la escala resuelta se representan con un modelo de turbulencia de escala por debajo del filtro (sub-filter scale, SFS).¹⁶² El esquema LES debe ser independiente del modelo SFS.

El uso de las simulaciones de grandes remolinos ha aumentado según lo han permitido los avances en los sistemas de cómputo de alto rendimiento, la arquitectura de los modelos y las formulaciones de mallas anidadas. La figura 6F1.6 muestra los resultados de una simulación con LES de la convección celular y las correspondientes interacciones de aerosoles en la capa límite tropical. Las simulaciones con LES de la convección tropical profunda han determinado que la distribución vertical de las tres clases de nubes (fig. 5.15) solo se puede reproducir con una malla vertical de 50 a 100 m en la troposfera media-baja.¹⁶³

Fig. 6F1.6. Patrón nuboso observado, la correspondiente reflectancia en el visible de la simulación de grandes remolinos (LES) y una representación esquemática de la estructura vertical de los flujos e interacciones con los núcleos de condensación de nubes (NCN) en la capa límite de los alisios entre zonas de células abiertas y estratocúmulos de célula cerrada.¹¹²

La simulación de grandes remolinos se puede acoplar a los modelos de mesoescala, como se ilustra en la fig. 6F1.7, donde la simulación con LES genera valores explícitos para las variables de la superficie y la capa límite atmosférica en los puntos de malla del modelo de mesoescala. El acoplamiento de la simulación de grandes remolinos a una capa límite atmosférica realista presenta algunos retos, entre los cuales cabe mencionar la forma de especificar las condiciones de entrada en las fronteras, las incertidumbres en la representación de las escalas subfiltro cerca de las fronteras irregulares y la escala adecuada para representar las estadísticas de conjuntos.

Fig. 6F1.7. Ejemplo de una simulación de grandes remolinos anidada en un modelo de mesoescala (Chin-Hoh Moeng/NCAR)

Para simular la convección húmeda profunda, que ocurre en todas las regiones tropicales húmedas, la resolución de la simulación de grandes remolinos se debe determinar teniendo en cuenta el uso que se hará de las salidas del modelo. Se recomienda una malla del orden de 100 m para representar adecuadamente la energía cinética turbulenta¹⁵¹ y los flujos asociados con la convección húmeda.