Earth
Tormenta convectiva
Mira cómo una tarde de verano levanta una tormenta sobre la pradera: el sol calienta el suelo, la capa de mezcla se hace más profunda a lo largo de la adiabática seca y va comiéndose la tapa que tiene encima, y la parcela elevada - seca hasta su nivel de condensación, luego saturada a lo largo de la pseudoadiabática - muestra su CAPE y su CIN en un tablero de sondeo junto al cielo. Los cúmulos de buen tiempo se asientan en la base de las nubes, unos 125 m de altura por cada kelvin de diferencia con el punto de rocío, hasta que las térmicas llevan la parcela más allá de su nivel de convección libre; entonces la torre sube a la velocidad de la pluma, una corriente ascendente con arrastre muy por debajo de la fórmula cerrada sqrt(2 CAPE), y se extiende en un yunque en el nivel de equilibrio. Su lluvia desencadena una corriente descendente fría cuyo frente de racha ahoga la célula. Refuerza la tapa y la tormenta nunca llega; seca el aire en altura y la salida se vuelve más fría.
Qué ocurre
El sondeo de las 9:00: 24 °C en el suelo, 6,5 K/km hasta una inversión de tapa de 300 m a 1,8 km que está 2,5 K más cálida de lo que la haría el gradiente, 7 K/km por encima hasta una tropopausa a 12 km, isoterma por encima; 1000 hPa en el suelo, presión hidrostática en forma cerrada. Un flujo de calor sensible de 400 W/m² a las 13:00 (salida del sol a las 6:00, puesta a las 20:00) calienta una capa de mezcla que sigue la adiabática seca g/cp desde la temperatura de superficie hasta donde se encuentra con el sondeo; su contenido de calor ρ·cp·∫(T − T_morning)dz iguala el calor aportado. La parcela de superficie (punto de rocío 17 °C) sube seca hasta su nivel de condensación exacto, luego a lo largo de la pseudoadiabática con la presión de vapor de Murphy–Koop, RK4 cada 100 m; B = g·(Tp − Te)/Te da LFC, EL, CAPE y CIN. Una pluma d(w²/2)/dz = B − g·f·q_c − 2ε·w²/2 arranca con la velocidad convectiva w* = (g·h·H/(ρ·cp·T))^(1/3); la tormenta estalla cuando lleva la parcela más allá del LFC y por encima de −10 °C a 1 m/s o más. La torre sube entonces a la velocidad de la pluma, el yunque se extiende en el EL a razón de π·a²·w_EL en un espesor de 2 km (a = 2.5 km), el flujo de condensado ρ·w·q_c llena la nube; diez minutos después de que la torre pase de −10 °C la lluvia llega al suelo, el calentamiento cesa y el agua de la nube se vacía según dW/dt = C − W/τ con τ = top/(8 m/s), la mitad como lluvia; la salida fría ahoga la corriente ascendente un tiempo de caída después. Una corriente descendente saturada desde 3 km da la DCAPE, la bolsa fría y un frente de racha √(2·g′·500 m); los rayos siguen la tasa de Price–Rind de la altura de la cima de la nube.
Qué probar
Mira cómo la tapa aguanta durante la primera parte de la tarde y los cúmulos crecen; lee CAPE, CIN y la base de las nubes frente a la regla de 125 m/K; pon el arrastre a cero y compara la corriente ascendente con √(2 CAPE); refuerza la tapa hasta que la tormenta nunca llegue; seca el aire en altura y mira cómo la salida se vuelve más fría.
El modelo y sus límites
Teoría de la parcela con una pluma unidimensional y una capa de mezcla en bloque: sin corrección de temperatura virtual, sin hielo, sin cizalladura del viento, sin dinámica de nubes resuelta y sin modelo eléctrico - la torre, el yunque, la cortina de lluvia y los rayos se dibujan a partir de las cifras de la parcela, y la tasa de rayos es la ley empírica de Price–Rind. Una sola célula ordinaria, ahogada por su propia salida; la capa de mezcla conserva la razón de mezcla de la mañana. Las cifras pertenecen a esta tarde idealizada.
Ecuaciones del módulo
Ecuaciones ρ·cp·∫(T − T_m) dz = ∫H dt, T = T_s − (g/cp)·z below h dT/dp = (R_d·T/p + L·r_s/(p − e_s))/(cp + L·∂r_s/∂T), B = g·(T_p − T_e)/T_e d(w²/2)/dz = B − g·f·q_c − 2ε·w²/2, w_EL = √(w0² + 2·(CAPE − CIN)) at ε = f = 0 dW/dt = ρ_b·w_b·q_c − W/τ, DCAPE = ∫ g·(T_e − T_d)/T_e dz, c = √(2·g′·h)
