Una vez calentada la superficie, hemos dicho que se calientan las masas de aire inmediatamente por encima de la superficie, pero dicho calor se propaga por el seno de la atmósfera, principalmente mediante convección (elevándose el aire cálido y descendiendo el frío por cuestiones de densidad). Es por ello por lo que normalmente las temperaturas mas cálidas se encuentran en las capas bajas de la atmósfera y se va enfriando conforme se asciende hasta un punto de la atmósfera superior en el cual la T empieza a ascender por otras razones. Nos quedamos con la idea que la temperatura desciende con la altura, lo que se conoce como enfriamiento geométrico del aire o gradiente vertical térmico. No es algo constante ya que la T dependerá de factores como humedad relativa y presión, por lo que encontramos diversos tipos de descenso de temperatura que veremos mas adelante. Para poder analizar el tipo de descenso de temperatura se recurre ya a los sondeos termodinámicos para estudiar humedad, temperatura, presión, etc de las distintas capas atmosféricas.
Hay ocasiones en los que el aire inferior por la contención de aire cálido se eleva y asciende en el seno del aire en forma de burbujas, son parcelas de aire ascendente que fluyen verticalmente por cualquier mecanismo termodinámico. Este aire que asciende se va encontrando presiones cada vez inferiores debido a que la acción de la gravedad provoca que las mayores cantidades de aire se sitúen cerca de la superficie por lo que la presión disminuye con la altura, como se concentra la mayor cantidad de aire en las capas bajas, las superficies isotérmicas cercanas a la superficie están mas cerca entre si, por ejemplo los 1000hPa pueden situarse a nivel del mar 0m, y los 900hPa a 800m, contemplamos una diferencia de 800m en 100hPa de diferencia, la presión disminuye aproximadamente 1hPa por cada 8m de elevación cerca de la superficie, sin embargo si analizamos las capas superiores podemos observar como por ejemplo los 300hPa se sitúan en los 9.500m y los 200hPa en los 12.500m, una diferencia de 3.000m en 100hPa en la alta atmósfera, se comprende así que no desciende en todas las capas 1hPa por 8m.
Decía que una parcela de aire ascendente se va encontrando presiones cada vez inferiores por lo que esta se va expandiendo, se va dilatando. Estas elevaciones son veloces, por lo que a la parcela ascendente no le da tiempo a intercambiar propiedades con el exterior porque el aire es mal conductor, entonces el aire ascendente se va enfriando no por el exterior si no porque la fuente de calor que alimenta esta parcela se agota y la burbuja caliente ha de tomar aire cálido de si misma (producción de calor latente [que no es mas que estabilidad de la T en un determinado valor (0ºC al cambiar a estado sólido) provocando que no se enfríe hasta cambiar completamente de estado la masa de aire]), como ya hemos dicho no se intercambian propiedades con el medio externo, esto se conoce con el nombre de adiabática.
Considerando que estos movimientos convectivos no sean efectivos (no produzcan humedad) estaríamos hablando de enfriamiento adiabático del aire seco (adiabática seca) donde la temperatura desciende 0.98ºC por cada 100m de elevación, y si esta convección resulta efectiva produciéndose condensación estaríamos ante un enfriamiento adiabático del aire húmedo, donde la T disminuiría menos que en la adiabática seca ya que cuando el ambiente está saturado contiene mayor cantidad de calor, por lo que desciende la T en este caso 0,65ºC por cada 100m de elevación.

Si una parcela de aire inicia su ascenso desde la superficie, su temperatura inicial sería elevada, por lo que iría ascendiendo por el seno del aire. Siempre que la temperatura de la parcela de aire ascendente sea superior a la del ambiente externo existirá un gradiente térmico entre ambas permitiendo que la parcela ascienda sin problemas, esta situación sería una situación de inestabilidad. Si la temperatura de la parcela de aire que asciende es igual al exterior de la misma nos encontraríamos ante una situación de neutralidad en la que no habría ni estabilidad ni inestabilidad, la parcela permanecería en equilibrio. Por último si la temperatura de la parcela ascendente es inferior a la externa, la parcela descendería mediante subsidencia al poseer mayor densidad, lo que se conoce como estabilidad del aire.

Si hacemos “zoom” en esta parcela de aire tan mencionada y fuese inestable observaríamos una composición compleja. Suponiendo que nos encontrásemos ante un proceso termoconvectivo en el que solo influiría el calentamiento superficial entre otros mecanismos como el orográfico, veríamos estructuras nubosas complejas.
La nubosidad que se produce en este tipo de condiciones son nubes de gran desarrollo vertical, nubes cumulonimbogénicas, cumpliendo con las características descritas con anterioridad, corrientes convectivas intensas fundamentalmente en su base (básicamente porque es el área donde mas gradiente térmico existe) ascendiendo y al ascender condensándose y dilatándose. El objetivo de los movimientos convetivos es mantener un equilibrio, en general cuando se producen, la temperatura en altura es mas fría de la correspondiente y se trata de alcanzar la temperatura normal mediante este aporte de calor. Por ello cuando se producen dichas corrientes se observa una ondulación convexa de las capas isobáricas por las cuales va pasando esta parcela, al ser aire cálido hace retroceder en altura los distintos valores de temperatura existentes en ella previamente.
Se llega pues a la zona de equilibrio térmico entre la parcela y el exterior, es la zona superior de la estructura cumulonimbogénica, donde esta deja de expandirse verticalmente y surge un yunque compuesto por nubes altas.
El límite de ascenso de la parcela vendrá determinado por las condiciones externas, si existe una inversión térmica podría suponer el techo de la nube, si esto no sucede, el límite de la nube se producirá porque se quedaría sin aporte cálido o porque se llega al límite de la troposfera donde existe una gran divergencia.
El tipo de precipitación de este tipo de nubosidad puede ser todas las imaginables (lluvia, granizo o nieve).

Y hasta aquí este post sobre termodinámica que es muchísimo mas compleja y extensa, por lo que quizá realice otro post sobre algo mas concreto (corrientes catabáticas/anabáticas, inversiones térmicas....).
Un saludo.