Cómo leer las cartas Skew-T

Si no has visto una carta Skew-T antes, decir que pueden parecer un poco intimidantes es quedarse corto. Pero con un poco de práctica, puedes convertirte en un maestro de la Skew-T y abrir nuevas puertas para aprender sobre una variedad de temas meteorológicos. Los gráficos Skew-T son increíblemente útiles para ver con rapidez y precisión la estructura de la atmósfera desde la superficie hasta los 100.000 pies, y existen desde hace mucho tiempo, desde 1947, para ser exactos1.

Los gráficos Skew-T se utilizan normalmente para trazar los parámetros medidos por las radiosondas a medida que ascienden por la atmósfera. Sólo representan tres mediciones: la temperatura, el punto de rocío y la velocidad del viento (la velocidad y la dirección del viento). Además, hay 5 líneas en un Skew-T: isotermas, isobaras, adiabatos secos, adiabatos húmedos y líneas de relación de mezcla de saturación.

Además de actuar simplemente como una plantilla para trazar la temperatura, el punto de rocío y el viento, las Skew-T son útiles para encontrar fácilmente las ubicaciones y los valores de niveles y parámetros importantes de la atmósfera. El CAPE, el LCL y el LFC son sólo algunas de las cosas que se pueden encontrar fácilmente con una Skew-T.

Comencemos nuestro viaje aprendiendo sobre cada línea de una Skew-T.

Isotermas

Las isotermas son líneas de temperatura constante. Son las que dan nombre al gráfico Skew-T porque están sesgadas 45 grados a la derecha. Sesgar las T puede parecer poco intuitivo, pero una Skew-T nos permite calcular fácilmente niveles y parámetros atmosféricos importantes como el Nivel de Condensación Elevada (LCL), el Nivel de Convección Libre (LFC), el Nivel de Equilibrio y el CAPE. Un Stüve es como un Skew-T pero sin las líneas de temperatura sesgadas. No es tan útil para la mayoría de las aplicaciones meteorológicas porque los adiabats en él no son curvos, lo que significa que no podemos calcular con precisión las cosas enumeradas anteriormente.

Isobaras

Las isobaras se definen como «líneas de presión constante». En un gráfico Skew-T, la presión, NO la altura, se traza en el eje y, por lo que las isobaras son simplemente paralelas al eje x. Dado que la presión disminuye más lentamente con la altura a medida que se asciende, la presión se traza de forma logarítmica en los gráficos Skew-T. Por esta razón, los gráficos Skew-T también se denominan comúnmente gráficos Skew-T/Log-P. Si no trazáramos la presión en logaritmos, las cartas Skew-T serían tan altas como los globos meteorológicos que trazan – ¡aproximadamente 100.000 pies de altura!

Diabats secos

Los procesos adiabáticos son procesos en los que no se intercambia calor con el sistema exterior (en nuestro caso, la atmósfera), y los adiabats secos muestran cuánto se enfría una parcela no saturada cuando se eleva a través de la atmósfera. Probablemente estés pensando «¿cómo puede enfriarse una parcela y mantener el mismo contenido térmico?». Bueno, tenga en cuenta que a medida que una parcela de aire se eleva, se expande debido a que la atmósfera circundante ejerce menos presión sobre ella, por lo que el contenido total de calor sigue siendo el mismo.

Los procesos adiabáticos son una consecuencia de la Primera Ley de la Termodinámica, que establece que el calor añadido a una determinada masa de un gas es igual a su cambio de energía interna + el trabajo realizado POR el gas SOBRE el entorno. Haciendo algunas maniobras matemáticas ingeniosas y aplicando la ley de los gases ideales, encontramos que la primera ley establece que los cambios de temperatura están positivamente correlacionados con los cambios de presión. Discutiré esto y más en un tutorial en el futuro, pero lo importante es saber que cuando una parcela de aire no saturada se eleva y CUALQUIER parcela de aire se hunde, viajará paralela a estos adiabatos.

Estos adiabats siguen el «Dry Adiabatic Lapse Rate», que es de aproximadamente 10 grados Celsius por kilómetro.

Moist Adiabats

Cuando el aire saturado se eleva, sigue los «adiabats de saturación» o «húmedos». Cuando el aire alcanza la saturación, el vapor de agua gaseoso se condensa en gotas de agua líquida, y este cambio de fase libera «calor latente» en la atmósfera. Debido a esto, la tasa de lapso adiabático húmedo es SIEMPRE menor que la tasa de lapso adiabático seco, pero como puede ver arriba, los adiabatos húmedos NO son paralelos y varían bastante tanto con la temperatura como con la altitud.

Lo más importante que hay que recordar sobre los adiabatos húmedos es que una parcela de aire saturado SOLO los seguirá si está subiendo. Si la parcela se está hundiendo, se está alejando de la saturación y seguirá las adiabats secas.

Líneas de relación de mezcla de saturación

La relación de mezcla de saturación es la relación, en gramos de vapor de agua por kilogramo de aire, que debe tener una parcela de aire a una presión y temperatura determinadas para ser considerada «saturada». Una vez que una parcela de aire está saturada, generalmente no puede contener más vapor de agua.

Ahora que conoces las líneas – vamos a averiguar cómo podemos utilizarlas para calcular algunos niveles particularmente importantes de la atmósfera. Aprenderemos a calcular el nivel de condensación por elevación (LCL), el nivel de condensación por convección (CCL), el nivel de convección libre (LFC) y el nivel de equilibrio (EL), así como la energía potencial convectiva disponible (CAPE) y la inhibición convectiva (CIN).

Nivel de condensación ascendente (LCL)

El LCL es el nivel de presión que una parcela de aire necesitaría elevar (secar adiabáticamente) para saturarse. Para encontrar el LCL, siga un adiabático seco desde su temperatura ambiental de superficie y una línea de relación de mezcla de saturación desde su temperatura de punto de rocío de superficie. La intersección de estas líneas marca la ubicación del LCL. El LCL es importante porque marca la ubicación donde la parcela de aire deja de subir a la tasa de lapso adiabático seco y cambia a la tasa de lapso adiabático húmedo.

Nivel de condensación convectiva (CCL)

Un nivel estrechamente relacionado es el Nivel de Condensación Convectiva, o CCL. El CCL es el nivel de presión al que una parcela, si se calienta a la «temperatura convectiva», se elevaría libremente y formaría un cúmulo. La temperatura convectiva es la temperatura que debe alcanzar la superficie para que el aire pueda ascender libremente, y el CCL se encuentra en la intersección de la temperatura ambiental (NO un adiabat seco de la superficie… ese es el LCL) y la línea de relación de mezcla de saturación de la temperatura del punto de rocío de la superficie.

Notas: La LCL y la CCL son útiles para determinar la altura de las bases de las nubes. Para las nubes no convectivas que se ven obligadas a subir, el LCL es una buena aproximación. Por otro lado, el CCL es una mejor estimación para las nubes formadas por convección, como los cúmulos. En realidad, las bases de las nubes están generalmente en algún lugar entre el LCL y el CCL.

La razón por la que las tormentas eléctricas en el desierto a menudo tienen bases altas es porque los puntos de rocío de la superficie son bajos allí, haciendo que el LCL y el CCL sean altos en la atmósfera. Por el contrario, las tormentas en lugares húmedos suelen tener bases más bajas porque el LCL es menor.

Nivel de convección libre (LFC)

El LFC es el nivel de presión que necesitaría elevar una parcela de aire para que su temperatura sea igual a la ambiental. Se encuentra tomando el adiabat húmedo desde el LCL hasta que se cruza con la temperatura ambiental. Después de esto, la parcela de aire está más caliente que su entorno y puede subir libremente (de ahí el nombre – nivel de convección libre).

Hay algunas situaciones aisladas en las que este enfoque no funcionará – por ejemplo, si la superficie ha alcanzado la «temperatura de convección» mencionada anteriormente, el LFC está en la superficie. Pero para la gran mayoría de las situaciones, este método funciona estupendamente.

No todos los sondeos tienen una LFC. Si el adiabat húmedo nunca se cruza con la temperatura ambiental porque la atmósfera es relativamente estable y no presenta una disminución brusca de la temperatura con la altura, no hay LFC. Además, muchos lugares que tienen una LFC durante el día pueden no tenerla por la noche, cuando la superficie está más fría y la atmósfera es más estable.

Nivel de equilibrio (EL)

El nivel de equilibrio sólo existe si hay un LFC, y se define como el nivel en el que el adiabat húmedo que denota la trayectoria de la parcela vuelve a cruzar la temperatura ambiental. En el EL, la parcela de aire tiene la misma temperatura que su entorno, y por encima de él, es más fría y más densa. El EL se puede encontrar observando los «yunques» de las tormentas, ya que marcan el lugar en el que una parcela de aire ascendente deja de ser positivamente flotante. El «tope de sobrevuelo» de una tormenta eléctrica supera el nivel de equilibrio, pero esto sólo se debe a que el impulso de la superpotente corriente ascendente de la tormenta le permite alcanzar una mayor altitud, NO porque el aire por encima del nivel de equilibrio sea positivamente boyante.

Energía potencial convectiva disponible (CAPE) e inhibición convectiva (CIN)

CAPE es el área delimitada por la temperatura ambiental y la temperatura de una parcela a medida que se eleva a lo largo de la tasa de lapso adiabático húmedo. Por definición, el límite inferior del CAPE es el LFC, y el límite superior es el EL. Dado que el CAPE mide la flotabilidad de una parcela de aire en relación con su entorno, puede utilizarse para estimar la fuerza máxima de las corrientes ascendentes en una tormenta y, por asociación, la gravedad que puede alcanzar una tormenta. Si quieres grandes tormentas, necesitas un gran CAPE. Periodo.

El CIN es la antítesis del CAPE: mientras que el CAPE mide la flotabilidad positiva y la fuerza de convección posible, el CIN mide la flotabilidad negativa y la resistencia a la convección. El CIN está delimitado por la temperatura del entorno, a la derecha, y la temperatura de la parcela ascendente, a la derecha, y se mide desde el LFC hasta donde la temperatura del entorno y la de la parcela sean iguales, lo que casi siempre es la superficie. En esta zona, la temperatura de la parcela es inferior a la del entorno, lo que hace que la parcela sea más densa y que se hunda en ausencia de cualquier forzamiento externo. La NIC generalmente alcanza su punto máximo durante las primeras horas de la mañana y disminuye durante el día a medida que el sol calienta la superficie.

La NIC es en realidad un ingrediente necesario para las tormentas severas porque permite que la CAPE aumente a niveles tremendos al impedir la convección y la mezcla de la atmósfera durante las horas de la mañana. Cuando el calentamiento de la superficie finalmente erosiona el CIN, los valores de CAPE han crecido astronómicamente y cualquier desarrollo de la tormenta es explosivo, dando lugar a potentes supercélulas con granizo de gran tamaño, vientos dañinos y tornados.

Aquí hay un clásico sonido de tiempo severo de la ciudad de Oklahoma que fue tomado 3 horas antes del devastador tornado Moore, OK EF-5 de 2013. Vea si puede encontrar el LCL, CCL, LFC, EL, CAPE, y CIN en este sondeo.

¡Gracias por leer, espero que hayas aprendido algo!

Escrito por Charlie Phillips – charlie.weathertogether.net. Última actualización 17/05/2017

1. Servicio Meteorológico Nacional (n.d.). Diagramas Skew-T Log-P. Recuperado el 10 de mayo de 2017, de http://www.srh.noaa.gov/jetstream/upperair/skewt.html
2. Corporación Universitaria para la Investigación Atmosférica (s.f.). Skew-T Mastery. Recuperado el 17 de mayo de 2017, de http://www.meted.ucar.edu/mesoprim/skewt/
3. Ladd, R. (2014, 25 de abril). Los fundamentos de un sonido de tiempo severo. Recuperado el 17 de mayo de 2017, de http://wx4cast.blogspot.com/2014/04/the-basics-of-severe-weather-sounding.html