Precipitaciones en forma de tormenta
Las tormentas están asociadas a grandes nubes, que aumentan de tamaño en su avance vertical cuando ascienden por cambios en la estabilidad de masas de aire. Estos fuertes ascensos verticales se deben a notables diferencias en la temperatura a medida que el aire asciende en la troposfera. Con la media de múltiples sondeos matutinos en la troposfera en diferentes coordenadas se consigue una representación de cómo varía esta temperatura en la media de los ascensos troposféricos.
Estas curvas se conocen como curvas de estado. El promedio de los sondeos pone de manifiesto que la temperatura del aire tiende a disminuir con la altura a razón de 0,6oC por hectómetro. A este valor se le conoce como gradiente vertical normal de temperatura. Este descenso se produce hasta la tropopausa, pues al pasar a la estratosfera la temperatura aumenta, dando lugar a lo que se conoce como inversión. A las líneas que representan esta evolución media de la temperatura a medida que se asciende verticalmente en la troposfera se las conoce como curvas de estado.
En la figura de la curva de estado se aprecia otra inversión diferente a la de la tropopausa. Esta primera inversión (AB) se produce muy cerca de la superficie porque se debe a la radiación nocturna que provoca la pérdida de calorías de la superficie, que se recuperarán con la radiación solar. No hay que confundir estas curvas con las de evolución, que corresponden a temperaturas sucesivas de una misma masa de aire cuando asciende.
Si por la presencia de una barrera, como puede ser una montaña, se produce un empuje vertical hacia arriba, la masa de aire asciende, y en ese proceso de ascenso, se producirá un aumento de su volumen, al estar sometido cada vez a menos presión. Esto va a provocar que la temperatura de la masa de aire se enfríe en su ascenso a través de la troposfera (enfriamiento adiabático), puesto que, al expandirse, la probabilidad de que se produzcan choques entre sus partículas disminuye. Si el aire es seco, el enfriamiento es del orden de 1oC cada 100 m (gradiente adiabático seco), y si el aire es húmedo, la mayor capacidad calorífica del agua que del aire hace que el enfriamiento sea más lento, debido a que el calor de vaporización del agua se emplea para retardar el enfriamiento del aire de la masa húmeda ascendente. Este enfriamiento será del orden de 0,6oC cada 100 m (gradiente adiabático húmedo).
Si, en el ascenso, la velocidad de enfriamiento adiabático (pendiente CD ́) es mayor que la correspondiente a la curva de estado (pendiente CD), esa masa se verá rodeada por otra más caliente y, por tanto, frenará el ascenso (estratificación estable). Si, por el contrario, al ascender se enfría más lentamente que lo indicado por la curva de estado (pendiente CD ́ ́), esta masa de aire va a ser menos densa que el aire que le rodea y ascenderá (estratificación inestable) hasta que se encuentre con una inversión, como la que se produce en la transición de la troposfera a la estratosfera (tropopausa).
Las tormentas de las tardes de verano se explican fácilmente con el modelo de estratificación inestable. Por la mañana, el aire próximo al suelo está más frío que el de más altura debido al enfriamiento nocturno, que es máximo en días anticiclónicos. Eso genera la inversión AB expresada en la figura. Dicha inversión va desapareciendo a medida que el suelo se calienta (A ́B ́, A ́ ́B ́ ́), anulándose alrededor del mediodía. Por eso las masas de aire que estaban estabilizadas por la inversión pierden su estabilidad. De esta forma se inicia el ascenso de la masa de aire.
Un día de tormentas de verano.
Si en su ascenso llega a un lugar en el que alcance su punto de rocío, se empiezan a formar gotas sobre los núcleos higroscópicos. Si la temperatura es inferior a 0o C se forman cristales de hielo, sobre los que condensa más fácilmente el vapor de agua, pudiendo llegar a formarse grandes cristales. Dichos cristales, al ser pesados, caen bastante rápido y pueden llegar en forma de granizo. Si no es así lo harán en forma de chubasco.
