Precipitacións en forma de tormenta
As tormentas están asociadas a nubes grandes, que aumentan de tamaño no seu avance vertical cando ascenden debido a cambios na estabilidade de masas de aire. Estes fortes ascensos verticais débense a notables diferenzas na temperatura a medida que o aire ascende na troposfera. Coa media de múltiples sondaxes matutinas na troposfera en diferentes coordenadas conséguese unha representación de como varía esta temperatura na media dos ascensos troposféricos.
Estas curvas coñécense como curvas de estado. A media das sondaxes pon de manifesto que a temperatura do aire tende a diminuír coa altura a razón de 0,6oC por hectómetro. Este valor coñécese como gradiente vertical normal de temperatura. Este descenso prodúcese ata a tropopausa, pois ao pasar á estratosfera a temperatura aumenta, dando lugar ao que se coñece como inversión. As liñas que representan esta evolución media da temperatura a medida que se ascende verticalmente na troposfera coñécense como curvas de estado.
Na figura da curva de estado apréciase outra inversión diferente á da tropopausa. Esta primeira inversión (AB) prodúcese moi preto da superficie porque se debe á radiación nocturna que provoca a perda de calorías da superficie, que se recuperarán coa radiación solar. Non hai que confundir estas curvas coas de evolución, que corresponden a temperaturas sucesivas dunha mesma masa de aire cando ascende.
Se pola presenza dunha barreira, como pode ser unha montaña, se produce un pulo vertical cara arriba, a masa de aire ascende e, nese proceso de ascenso, ao estar sometida cada vez a menos presión, prodúcese un aumento do seu volume. Isto vai provocar que a temperatura da masa de aire arrefríe no seu ascenso a través da troposfera (arrefriamento adiabático), xa que, ao se expandir, a probabilidade de que se produzan choques entre as súas partículas diminúe. Se o aire é seco, o arrefriamento é da orde de 1oC cada 100 m (gradiente adiabático seco), e se o aire é húmido, como a capacidade calorífica da auga é maior que a do aire, o arrefriamento é máis lento, debido a que a calor de vaporización da auga se emprega para retardar o arrefriamento do aire da masa húmida ascendente. Este arrefriamento será da orde de 0,6oC cada 100 m (gradiente adiabático húmido).
Se, no ascenso, a velocidade de arrefriamento adiabático (pendente CD ́) é maior que a correspondente á curva de estado (pendente CD), esa masa ha verse rodeada por outra máis quente e, daquela, ha frear o ascenso (estratificación estable). Se, pola contra, ao ascender arrefría máis lentamente que o indicado pola curva de estado (pendente CD ́ ́), esta masa de aire vai ser menos densa que o aire que a arrodea e ascenderá (estratificación inestable) ata que se atope cunha inversión, como a que se produce na transición da troposfera á estratosfera (tropopausa).
As tormentas das tardes de verán explícanse facilmente co modelo de estratificación inestable. Pola mañá, o aire próximo ao solo está máis frío que o de máis altura debido ao arrefriamento nocturno, que é máximo en días anticiclónicos. Iso xera a inversión AB expresada na figura. Esta inversión vai desaparecendo a medida que o solo se quenta (A ́B ́, A ́ ́B ́ ́), e anúlase ao redor do mediodía. Por iso as masas de aire que estaban estabilizadas pola inversión perden a súa estabilidade. Así iníciase o ascenso da masa de aire.
Un día de tormentas de verán.
Se, no seu ascenso, chega a un lugar onde alcance o seu punto de orballo, empézanse a formar pingas sobre os núcleos higroscópicos. Se a temperatura é inferior a 0oC, fórmanse cristais de xeo sobre os que o vapor de auga se condensa máis facilmente, podendo chegar a formarse grandes cristais; estes cristais, ao seren pesados, caen bastante rápido, polo que poden chegar en forma de sarabia ou, se non, en forma de chuvieira.
