Meteorología básica

La meteorología es el estudio del estado y de los procesos que ocurren en la atmósfera. La atmósfera es una envoltura gaseosa que rodea la tierra, esa envoltura esta constituida por el aire, que es una mezcla de gases y vapores conteniendo en suspensión materias sólidas, finamente divididas, así también iones y hasta partículas nucleares en sus regiones más alejadas de la superficie terrestre. A través de sucesivas investigaciones y con el transcurso del tiempo, se ha dividido a la atmósfera por sus características en varias capas.

Vamos a hablar someramente de cada una de estas capas para después entrar en el estudio en particular de una de ellas, que es la Troposfera.

Troposfera

Se puede decir que la troposfera es la base de la atmósfera, en ella se producen los fenómenos meteorológicos: nubes, frentes, nieblas, bruma, tempestades de polvo ó arena, etc. Más del 75 % del peso total del aire, casi toda la humedad y la mayor parte del polvo atmosférico están contenidos en esta capa. La densidad del aire disminuye con la altura, al igual que la presión, la temperatura y la humedad, esta disminución con la altura se produce con cierta regularidad en el caso de la densidad y de la presión con menos regularidad para la temperatura e irregularmente para la humedad.

El aire que rodea a la tierra en la troposfera es una mezcla de gases. Una muestra de aire puro y seco contiene 78 % de Nitrógeno 21 % de Oxígeno, 0,9 % de Argón, 0,03 % Bióxido de Carbono, las investigaciones han aprobado que la composición de la atmósfera seca es constante sobre toda la tierra hasta una altura aproximadamente de 25 km sobre el nivel del mar.

Los gases varios (0,01 %) son rastros de neón, criptón, helio, ozono, xenón é hidrógeno, siendo esta cantidad tan pequeña que estos gases no tienen importancia práctica para el estudio de lo antedicho, se manifiesta en condiciones de total pureza y sequedad. Existe una cantidad variable de vapor de agua. La cantidad máxima de vapor de agua que el aire puede absorber depende por entero de la temperatura del ambiente, siendo su capacidad tanto mayor cuanto más elevada sea la temperatura.

Al enfriarse el aire por debajo de su temperatura de saturación se produce la condensación, es decir, el vapor de agua se transforma en gotitas o así la temperatura es bajo cero en cristales de hielo. Además del vapor de agua, el aire contiene una cantidad variable de impurezas, como ser polvo, hollín y sales, a las que se denomina en meteorología corpúsculos higroscópicos y más adelante veremos la importancia de los mismos.

Estratosfera

En esta capa hay escaso movimiento de las masas de aire que la forman. La temperatura permanece estacionaria en las capas inferiores, aumentando bruscamente en su límite superior o Estratopausa. La humedad es tan escasa en esta región que muy raramente se producen nubes.

Mesosfera

La radiación solar disocia en esta capa las pocas moléculas de vapor de agua allí existentes. El oxígeno se transforma en ozono producto de equilibrios fotoquímicos. La presión se reduce a los 50 km, aproximadamente a la milésima parte de las registrada a nivel del mar. La temperatura desciende con la altura en esta capa.

Ionosfera o termosfera

En esta capa la temperatura aumenta con la altura hasta alcanzar 1.500 °C a los 300 km aproximadamente.

Existen ciertos niveles donde se acumulan partículas que se encuentran cargadas de electricidad, dichos niveles son:

Capa D: a 100 km aproximadamente de altura, Capa E ó capa de Kenelly Heavside, ubicada aproximadamente entre los 110 y 150 km de altura. Estos niveles o capas son importantes para las transmisiones radioeléctricas, pues estas se perderían en el espacio si no se reflejaran en ellas.

En la parte inferior de la Termósfera se producen las llamadas nubes noctilucentes, que son masas de partículas finamente divididas en suspensión y que proceden de las erupciones volcánicas ó del espacio extraterrestre. También en esta capa se pueden producir las auroras polares.

Exosfera o magnetosfera

A esta capa se la considera como el límite superior de la atmósfera, las partículas materiales están a tan ínfimo número que pueden hacer largos recorridos sin chocarse unas con otras.

Estudio de la troposfera: (Para los fines aeronáuticos).

El aire es sumamente elástico y compresible, aunque extremadamente liviano, posee un peso bien definido, un metro cúbico de aire pesa cerca de 1.300 g. Aunque la atmósfera llega hasta altura considerables, solo sus estratos bajos son de importancia para el desarrollo de los fenómenos de consideración meteorológica de interés para el vuelo, esto ocurre porque las nubes más altas pasan pocas veces de los 12 km de altura sobre la superficie terrestre y dentro de los primeros 5 Km. Poco más o menos se encuentra el 50 % del peso total y cerca del 90 % del contenido de humedad.

Como consecuencia de todo lo dicho hasta el momento desprende que la parte más importante de la Atmósfera para el estudio de la meteorología y a la vez la más investigada hasta el momento es la Troposfera y la parte más inferior de la Estratosfera.

La presión atmosférica varía en la superficie y con la altura. La variación de la presión en la superficie es de menor magnitud con respecto a la variación de la presión con la altura. Dos son los factores de variación en la superficie:

Variación Diurna

La Variación diurna puede considerarse como una marea atmosférica, que es bastante fuerte en las latitudes ecuatoriales, pero que desaparece en las latitudes mayores de 60 °C, debido a este efecto la presión es más alta a las 10:00 AM y 10:00 PM y más baja 04:00 AM y 04:00 PM. La Variación alcanza (en valores máximos) hasta alrededor de 1,35 MB latitudes medias y más dE 5 Mb (en valores máximos) en las regiones tropicales. Esto es particularmente significativo de la variación diurna y no ser indicativa de la aproximación de tormenta.

Variación Dinámica

La Variación Dinámica es producida por el movimiento de los sistemas de presión. Las áreas de alta presión (anticiclones) y las de baja presión (ciclones), sufren en mayor o menor grado un desplazamiento con respecto a la superficie esto se visualiza en el análisis de la secuencia de las cartas de tiempo. El cambio de valor de la presión por la unidad de distancia se llama gradiente de presión. Este puede ser vertical y horizontal. En el caso del gradiente vertical de presión, depende de la densidad del aire y de la temperatura para saberlo con exactitud, se puede decir en términos generales que al nivel del mar la presión atmosférica disminuye aproximadamente 1 mm cada 10,50 metros o 1 mbar cada 8 metros. El gradiente horizontal de presión es el factor principal para la determinación del viento.

Gráfico de la variación de presión en función de la altura

Transferencia del calor

Existen tres tipos más de transmisión del calor 1) Radiación es la transmisión de la energía directamente del sol a la tierra sin ayuda de ningún medio material, 2) Conducción es la transferencia o el transporte del calor a través de la materia por contacto molecular, y 3) Advección es la transferencia del calor que produce el aire en movimiento.

1) Radiación: La radiación solar es causante de la energía que mantiene y produce todos los procesos atmosféricos sobre la tierra, jugando un papel muy importante la tierra en la conversión de esa radiación en calor sensible y en la distribución sobre la misma y sobre la atmósfera. La energía solar lo llega a la tierra en radiación de onda corta, por supuesto, que el 100 % de la energía que emite el sol no es recibida por la tierra, un 35 % aproximadamente se refleja nuevamente en el espacio, llamándose esta fracción Albedo, el 65 % restante se distribuye de la siguiente manera: 15 % absorbida por la atmósfera y un 50 % por la superficie terrestre, estos valores son promedios, ya que dependen de muchos factores, como ser época del año horas de insolación, reflexión dispersión y absorción, características del terreno (agua, desierto). El valor promedio de esta energía representa un suministro de 0,30 g Cm cuadrado mínimo sobre la superficie terrestre, pero es evidente que si continuamente se recibiese calor sin ceder nada, no existiría ningún tipo de vida, (La temperatura se elevaría 1,5 °C por día), en consecuencia la pérdida de calor por parte de la tierra resulta casi igual a la que recibe. Esta pérdida se llama radiación terrestre y es emitida en onda larga. Todo esto está avalado por una ley de radiación llamada Ley de Stefan, que dice que un cuerpo negro emite radiación desde su superficie en forma proporcional a la cuarta potencia de su temperatura absoluta. La tierra y las nubes radian como cuerpo negro, unas parte de la radiación va al espacio y la otra es absorbida por el vapor de agua y por el bióxido de carbono del aire. Como consecuencia de todo lo anteriormente dicho se desprende que la radiación solar recibida por la tierra y emitida por la misma no es pareja, dando en consecuencia un desequilibrio térmico que es corregido por la circulación del aire y del agua sobre la superficie de la tierra

2) Conducción: En la conducción, la energía calórica pasa de una a otra molécula dentro del cuerpo, por ejemplo: el exceso de energía calórica en un extremo de una varilla se desplaza hacia el otro extremo, adquiriendo en consecuencia una temperatura más uniforme. El aire es mal conductor del calor, siendo por consiguiente este tipo de transmisión del calor en la atmósfera muy débil.
Entre la tierra y el aire se opera cierto intercambio de calor que afecta solamente a una capa de aire de pocos centímetros sobre la superficie plana o al aire que rodea la vegetación y otros cuerpos calientes sobre la superficie de la tierra. El calor también se transmite desde la superficie de la tierra al interior del suelo, recorriendo luego el camino de regreso en forma inversa

3) Advección: La transmisión se produce por advección cuando corrientes de aire o de agua mueven masas calentadas o enfriadas desde un lugar a otro, donde ceden parte de su calor almacenado, En los procesos meteorológicos la transmisión por convección se designa con el término advección, reservándose el de convección para transmisión en sentido vertical

Variación Diaria de la Temperatura

La diferencia de la temperatura entre la noche y el día varía considerablemente, tanto con la estación del año como en el lugar. La diferencia se hace muy pronunciada en lugares altos, sobre la arena, terrenos arados y rocosos, alcanzando a menudo 15 °C a 30 °C. En cambio esta variación es pequeña sobre la vegetación espesa y sobre superficies de aguas profundas, y es prácticamente nula en el aire libre a 1.200 m ó más sobre la superficie de la tierra.

Un avión que despegue y empiece a ganar altura encontrará un cambio en la temperatura del aire. Este cambio de la temperatura con la altura se llama gradiente vertical de temperatura. Así, si la temperatura de la superficie era 15 °C y a 3.000 metros fue de -5 °C, podemos decir que esta porción de aire tiene un gradiente vertical de 20 °C cada 3.000 metros. Generalmente el gradiente vertical se expresa en grados F cada 1.000 Ft ó grados C cada 100 metros.

Gráfico de la variación de la temperatura en función de la altura

Esta condición se presenta raras veces, debido a diferentes condiciones de calentamiento, enfriamiento y humedad existentes, capa por capa en la troposfera. El gradiente vertical medio de la temperatura es de 0,65 °C cada 100 metros. Cada situación particular puede diferir mucho de este gradiente medio. Muchas veces durante la noche hay un aumento de la temperatura con la altura en los niveles más bajos; esto se llama inversión de temperatura. Esto es, porque el descenso normal de la temperatura con la altura está invertido.

Gráfico de la inversión de la temperatura en función de la altura

Procesos Adiabáticos: Cualquier proceso en el que al aire ni se le comunica ni se le quita calor se llama proceso adiabático. Como ejemplo de un cambio de temperatura sin suministro de calor podemos tomar cuando usamos un inflador para inflar una rueda de bicicleta, notamos aquí que la válvula se calienta, no hay calor comunicado, pero se utiliza un trabajo mecánico en comprimir el aire y éste trabajo se transforma en una cantidad equivalente de calor. Si abrimos la válvula, el aire se expandirá trabajando contra el aire que le rodea y, por consiguiente se enfría. Estos procesos ocurren en la atmósfera con frecuencia. Por ejemplo, el aire que desciende estará sometido a presión cada vez más alta y por consiguiente se comprimirá y se calentará análogamente, el aire ascendente irá a presiones más bajas y enfriará. En una corriente ascendente el aire puede enfriarse tanto que llegue a saturarse, contrariamente a lo expresado en los procesos adiabáticos, se llaman procesos no adiabáticos, a aquellos procesos en los que se comunica o se quita calor. En las proximidades de la superficie de la tierra son comunes los procesos no adiabáticos, puesto que el aire intercambia calor fácilmente con la superficie que tiene debajo. A niveles más altos el aire está tan alejado de las fuentes de calor, que podemos considerar que los procesos son adiabáticos.

Dentro de los procesos adiabáticos se distinguen dos casos: si el aire no está saturado y no se suministra calor, diremos que el proceso es adiabático seco, y si los cambios de temperatura se deben por completo a expansiones o contracciones (Ejemplo inflador).

Si el aire está saturado y no se suministra calor de fuentes exteriores, el calor latente se liberará si el vapor de agua se condensa; en este caso se habla de procesos adiabáticos saturados. Los cambios de temperatura del aire son debidos entonces, en parte, a expansiones o contracciones y en parte a la liberación del calor latente.

Gradientes

Gradientes adiabático seco: 1 ° cada 100 m.

Gradiente adiabático húmedo: 0,4 a 0,9 °C c/100 m, es pequeño a altas temperaturas 0,4 a 0,5 °C c/100 m y grandes a bajas temperaturas 0,7 a 0,9 °C c/100 m.

Gradiente superadiabático: mayor a 1 °C cada 100 m.

El agua

El agua, sus características particulares y sus cambios de estado en condiciones normales de temperatura, es objeto de estudio por parte de muchas ciencias, especialmente por la meteorología. Muchos cambios de tiempo son sencillamente cambios del estado del agua presente siempre en la atmósfera.

El agua existe en la atmósfera en tres estados físicos, sólido, líquido y gaseoso,. Sólido en la forma de cristales de hielo líquido Se encuentra en las nubes y nieblas que están formadas de pequeñas gotitas de agua, y en la lluvia Gaseoso: Se la conoce como vapor de agua,. Se lo considera el componente más importante de la atmósfera.

El agua se encuentra en estado líquido entre 0 °C y a aún a -40 °C puede existir todavía agua líquida en la atmósfera normales en forma de pequeñas gotitas sobre enfriadas, pero se solidifican enseguida al chocar con un cuerpo sólido (ejemplo un parabrisas de un avión ó un automóvil).

El vapor de agua, que es un cuerpo gaseoso invisible, puede existir bajo todas las temperaturas normales, el vapor se condensa con frecuencia en agua líquida, la cual a menudo se congela en nieve o hielo, siendo esto consecuencia de que la condensación y la congelación tienen lugar a temperatura que están en el orden de magnitud de temperaturas atmosféricas: La evaporación de los mares y océanos y las acumulaciones del agua en los continentes constituye la principal fuente de humedad atmosférica, debiéndose agregar la procedente de la transpiración de las plantas y la respiración de los animales. Esto da lugar a un ciclo del agua que es constante y continuo en la naturaleza.

Esquema del ciclo del agua

Experimentalmente se ha demostrado que existe un límite para la cantidad máxima de vapor de agua que puede contener un espacio dado a una temperatura dada. Cuando un volumen está saturado.

Esquema de la saturación de vapor de agua en aire dependiente de la temperatura

Estando las moléculas de agua animadas de rápido movimiento, las próximas a la superficie tendrán a abandonar el líquido, pasando al espacio contiguo. La cantidad de moléculas que escaparan depende de la velocidad, la que a su vez depende de la temperatura del líquido. A medida que el espacio del líquido va llenándose de moléculas algunas de ellas chocan con la superficie de agua, siendo absorbidas. Para una temperatura determinada, existirá equilibrio cuando el flujo de moléculas que escapan sea igual al de las absorbidas y, por lo tanto, la cantidad de vapor permanecerá constante. Es en ese momento que se dice que el espacio estará saturado. La cantidad de vapor de agua dentro de un volumen saturado no depende de la cantidad de aire sino que depende de la temperatura.

La cantidad máxima de vapor de agua, que representa la saturación crece con cada aumento de la temperatura. Mientras más alta es la temperatura, mayor es la tendencia del agua líquida a transformarse en vapor, en consecuencia, diremos que mientras más alta sea la temperatura del aire, mayor será la cantidad de vapor de agua que éste puede contener, sin que ocurra la condensación. Del mismo modo el enfriamiento del aire saturado forzará a parte del vapor a condensarse en gotitas y, por lo tanto, a disminuir la cantidad de vapor dentro del volumen dado.

Representación de la cantidad de vapor de agua que admite un metro cúbico de aire según la temperatura

Una manera bastante común de expresar cuán cerca de la saturación se encuentra una porción de aire es por medio de la humedad relativa, Definimos a la humedad relativa, como la razón, expresada en tanto por ciento, entre el vapor de agua realmente contenido en el aire y la cantidad total de vapor de agua que este aire es capas de contener a esa temperatura.

Representación de la humedad relativa por metro cúbico de aire según la temperatura

La ecuación de la humedad relativa:

HR = 100·e/E

Siendo e: tensión del vapor, que es la presión que ejerce el vapor de agua independientemente de la presencia de otros gases y se mide en mb.

Siendo E: la máxima presión de vapor o presión de saturación.

"La cantidad de vapor de agua que una masa de aire puede absorber depende de la temperatura, a mayor temperatura la masa de aire puede absorbe mayor humedad".

TD: El punto de rocío es la temperatura a la cual debe enfriarse el aire a presión constante para que se sature completamente, en otras palabras el punto de rocío para una temperatura determinada, se alcanza cuando el aire ya no puede contener más vapor de agua y este se condensa entonces en forma de gotas.

Si tenemos un recipiente con una cantidad determinada de vapor de agua (4,8 g) y a 15 °C de temperatura y lo enfriamos a 5 °C, la cantidad de vapor de agua contenida es suficiente para producir la saturación. Si continuamos enfriando se producirá rocío o niebla. Cuando menor sea la temperatura del aire y su temperatura del punto de rocío, mayor será la humedad relativa. Se incluye el TD en todos los informes del tiempo para la aviación, debido a que representa una temperatura crítica del aire con respecto a la conducta del agua en la atmósfera.

Humedad específica:

Es la relación que existe entre la densidad del vapor de agua y la del aire (mezcla de aire y de vapor de agua)

Relación de mezcla: es la relación que existe entre la densidad del vapor de agua y la del aire seco. Se la expresa también como el número de gramos de vapor de agua por kg de aire seco.

El estudio de la relación de mezcla hace más fácil al meteorólogo el seguir e identificar masas de aire en movimiento.

Cambios de estado:

Cualquier cambio de estado involucra una transmisión de calor. En el cambio del agua de líquido a gas, algunas moléculas, que se mueven en la superficie del líquido están escapando continuamente de él y entrando al aire como moléculas gaseosas.

Esquema de los cambios de estado del agua

El número de moléculas que escapa de una superficie determinada de un líquido, depende de la velocidad de las moléculas, esto es, de la temperatura de la superficie del líquido. Aumentando la temperatura se aumenta la velocidad de las moléculas y la proporción de ellas que quedan libres. Este proceso se llama evaporación, y es una manera que tiene el vapor de agua para penetrar en la atmósfera. Ocurre no sólo desde superficie líquidas, sino también de superficies sólidas (hielo).

Al desprenderse de la atracción de las otras moléculas, las que escapan deben ejecutar un trabajo y gastar energía a expensas del líquido remanente, el líquido, por lo tanto, no se pierde, sino que permanece escondido, latente dentro del agua. Cuando el vapor de agua se condensa de nuevo en partículas visibles (agua líquida o hielo), este calor reaparece. También se necesita calor pare derretir el hielo ó la nieve líquida a agua líquida. Al producirse la congelación este mismo calor es liberado.

Todo cambio de temperatura se logrará si agregamos o sacamos calor. Si ponemos al fuego un recipiente con agua fría la temperatura del agua aumentará, cosa que nos podemos dar cuenta por medio de un termómetro o sencillamente por el tacto, este calor que se siente lo podríamos llamar calor sensible. Si continuamos calentando el agua hasta que alcance su punto de ebullición, el aumento de temperatura termina y el calor que se sigue comunicando se emplea en transformar el agua líquida en vapor de agua, como vemos, este calor ya no esta presente como calor sensible, se le llama calor latente de vaporización. Este calor puede ser recobrado como calor sensible al condensar el vapor. La faz práctica de este procedimiento tiene lugar en las máquinas de vapor.

En la atmósfera se producen estando reflejados en los procesos de evaporación y condensación.

Si ponemos en una habitación caliente un recipiente con nieve y un termómetro, la temperatura de la nieve comenzará a elevarse, cesando dicha elevación cuando alcanza el punto de fusión. Si agitamos la mezcla de hielo y agua, veremos que la temperatura permanece fija en 0 °C hasta que se funde toda la nieve. Luego la temperatura del agua seguirá subiendo aproximándose a la temperatura de la habitación. Mientras duró la fusión, el calor se empleo en transformar hielo en agua líquida. A este calor lo llamaremos calor latente de fusión. En la atmósfera, este proceso esta presente en la formación y fusión de cristales de hielo, de nieve y de granizo.

Agua Sobreenfriada:

El hielo, como un sólido puede ser enfriado a temperaturas por debajo de la congelación, pero hielo y agua no pueden existir juntos, excepto a la temperatura de congelación. Sin embargo, el agua líquida puede ser enfriada por debajo de los 0 °C. Cuando el agua existe en este estado se la llama sobreenfriada,. El Agua sobreenfriada es inestable, ya que sacudimientos mecánicos, impurezas o aún pequeñísimos cristales de hielo introducidos dentro de ella, harán que parte, o la totalidad del agua sonbreenfriada se transforme en hielo. El agua sobreenfriada esta a menudo presente en la atmósfera, especialmente en los niveles más altos de los Cb de verano. El choque de un avión con gotitas sonbreenfriadas hace que éstas se congelen y transformen en hielo sobre la parte que chocan.

Las nubes, ya sea que estén compuestas de cristales de hielo, o de gotitas de agua líquida, son el resultado de procesos físicos que producen saturación y que tienen lugar en la atmósfera. Una descripción precisa del tipo y cantidad de nubes, que es de gran ayuda para el meteorólogo, cuando está analizando el tiempo y haciendo sus pronósticos. Para el piloto, el conocimiento de los principales tipos de nubes, le será útil para la visualización de las condiciones del tiempo, sacadas de los informes de tiempo (S.I.N.O.P.) y para reconocer las formaciones nubosas que pueden estar asociadas a condiciones de tiempo potencialmente peligrosas.

Si la temperatura del aire al descender, cae por debajo de la temperatura del punto de rocío, parte del humedad atmosférica pasará del estado de vapor al líquido o sólido. El rocío y la helada son ejemplos de esta humedad perdida por el aire. Cuando el enfriamiento del aire tiene lugar fuera de la superficie de la tierra, lo humedad se condensa en forma de gotitas o cristales de hielo. Son tan pequeños que permanecen suspendidos del aire, formando nubes. El estudio cuidadoso de las gotitas de agua que forman las nubes ha demostrado que no están formadas por agua pura. La humedad que se condensa en el aire recoge pequeñas partículas, llamadas núcleos de condensación o núcleos higroscópicos que flotan en la atmósfera. Estos núcleos consisten frecuentemente en pequeños cristales de sal de un tamaño variable de 0,1 a 1 micrón. También hay otros núcleos higroscópicos tales como el sulfato que amonio, anhídrido sulfúrico, etcétera. Una vez que el aire ha llegado a la saturación, el exceso de agua se reúne alrededor del mayor núcleo de condensación más próximo. Se ha comprobado que, prosiguiendo el enfriamiento, la condensación se efectúa sobre núcleos más pequeños, en lugar de hacerlo sobre gotas ya formadas. En consecuencia, una nube consiste en una gran cantidad de gotitas de agua. El tamaño de la gotitas es muy variable (de 5 a 40 micrones) dependiendo del tipo de la nube y también en consecuencia, el tamaño de las gotas está relacionado con el tipo de precipitación.

Nubes

Tipos de nubes según la altura
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A. Nubes altas: más de 6.000 metros, compuesta de cristales de hielo

1) Cirrus (Ci), nubes aisladas de textura fibrosa sin sombras propias generalmente de color blanco y con frecuencia brillo sedoso. Pueden ser filamentosos, más o menos deshilachados, inclinados o en forma de gancho y floculares ó cumuliformes

2) Cirrocúmulus (Cc), banco cirroso, en forma de madejas blancas, dispuestas en grupos ó hileras con ondulaciones que asemejan el oleaje de una playa

3) Cirrusestratus (Cs), Velo fino blanquecino que produce halos en torno del sol o de la luna

B. Nubes medias: entre 2.500 metros y 6.000 metros compuestas de agua-hielo

1) Altocúmulus (Ac), banco o modo de empedrado con masas globulares aplanadas y dispuestas de una manera regular. Los elementos menores son pequeños y delgados con ó sin partes sombreadas. Hay dos subgéneros: traslúcidos y opacos

2) Altosestratos (As), velo fibroso o estriado de color más o menos grisáceo ó azulado. Pueden ser traslúcidos u opacos: pueden ocasionalmente precipitar (a veces producen virga)

C. Nubes bajas: menores de 2.500 metros, compuestas de agua

1) Estratocumulus (Sc), bancos de masas globulares ó acanaladas. Especies: traslúcidos y opacos

2) Estratus (St), manto nuboso uniforme análogo a la niebla pero sin tocar el suelo

3) Nimbostratus (Ns), nublado bajo, amorfo y lluvioso de color gris oscuro, casi uniforme

D. Nubes de desarrollo vertical de 500 metros al nivel de cirrus

1) Cúmulos (Cu), nubes espesas de crecimiento vertical, cima redondeada en forma de cúpula con base casi horizontal. Especies: lenticulares, buen tiempo, potentes

2) Cúmulonimbus (Cb), de fuerte crecimiento vertical, levantándose por encima de un zócalo cumuliforme con aspecto de montañas ó torres cuya parte superior es fibrosa y a veces en forma de yunque

Precipitación es el término utilizado para designar la caída del agua sobre la superficie terrestre, tanto en estado sólido como líquido; esto no comprende al rocío ni a las gotitas de agua que la niebla puede depositar sobre árboles, etcétera.

El agua en estado líquido cae como llovizna o lluvia. La gotitas de llovizna, cuyo diámetro es menor a 0,5 micrones caen únicamente de capas estables de estratos próximos a la superficie de la tierra. Las gotas de lluvia varían en tamaño. En estado sólido el agua cae bajo diversos aspectos.

A temperaturas de 0 grados centígrados o menores, el vapor de agua se une a tipos especiales de núcleos de sublimación, las hace aumentar su tamaño adquiriendo forma hexagonal, produciendo la nieve.

Los copos de nieve se forman por la unión de cierta cantidad de cristales, generalmente a temperaturas próximas a 0 grados centígrados. A temperaturas muy bajas, caen tan lentamente que parecen suspendidas en el espacio. El granizo se forma en las grandes masas de Cúmulos Nimbus. Las corrientes verticales arrastran hacia las alturas, grandes cantidades de humedad; estas al pasar por la temperatura de congelación se transforman en hielo. Cuando el crecimiento de la piedra de hielo que esa tanto que no puede ser mantenida dentro de la nube, cae o es despedida de la nube.

Identificación de los tipos de nubes
Fuente

Cúmulonimbus:

Para que se forme un CB, es necesario un calentamiento intenso de suelo y que el gradiente térmico vertical sea inestable, además que haya una cortante de viento bastante marcada; con estos factores se forman las corrientes convectivas.

El aire caliente tenderá a elevarse, siendo ocupado su lugar por aire descendente más frío. El desarrollo de estas nubes dependerá de las condiciones de inestabilidad del aire. El ciclo desarrollo de una célula de tormenta o CB se lo divide en tres etapas por fases determinadas por la magnitud y dirección de sus movimientos verticales predominantes.

1°) Etapa de Cu: la corriente ascendente que caracteriza a esta etapa va aumentando en intensidad a medida que gana altura y se hace cada vez mayor en su magnitud, a medida que se va aproximando al final de la etapa. Durante este proceso, la célula es alimentada por el aire que converge, no sólo de la capas próximas a la superficie de suelo, sino también por el aire no saturado de las diferentes alturas. Así las moléculas de aire son introducidas en la nube iniciándose un proceso de adaptación y se produce la evaporación de alguna de las partículas de agua transportada por las corrientes ascendentes. Una célula en intenso período de desarrollo presenta temperaturas internas más elevadas que la del aire que la circunda a una misma altura. Las mayores diferencias entre estas temperaturas (externas-internas), se encuentran donde se producen las corrientes ascendentes más intensas y están situadas en la capas más altas de la nube, siendo la diferencia de temperatura más grande a llegar al fin de esta etapa. En el interior de esta nube hay lluvia o nieve, pero no precipita debido a que se encuentran mantenidos en suspensión por las corrientes ascendentes. Cuando los productos de la condensación (lluvia-nieve-granizo) hayan alcanzado suficiente peso, venciendo a las corrientes de aire que las mantenían en suspensión, da lugar a la precipitación, fenómeno que caracteriza a la segunda etapa. La primer etapa tiene una duración de 10 a 15 minutos.

Etapa de formación de un cúmulonimbus

2°) Etapa de Madurez o Nimbus: esta etapa se inicia en el momento en que los primeros chaparrones comienzan a caer. El tamaño y la gran concentración de las partículas de agua, granizo o nieve es tan grande que ya no pueden ser mantenidos por la corrientes ascendentes de aire. Una vez que la precipitación comenzó, el empuje o presión que ésta ejerce sobre la moléculas de aire tiende a invertir el sentido de la corriente ascendente, siendo transformada íntegramente en descendente, una vez que se ha establecido el flujo hacia abajo, éste continuará manteniéndose aún después que la fuerza que lo generó haya cesado. El comienzo de la precipitación, juntamente con el comienzo de la corriente descendente son casi simultáneos. Las corrientes descendentes empiezan a manifestarse en las zonas próximas a nivel de congelación y se desarrollan gradualmente tanto en sentido vertical como horizontal. En la fase inicial de esta etapa, la corriente ascendente alcanza su máxima intensidad en las partes más elevadas de la nube, alcanzando en determinadas zonas los 25 metros o 90 kilómetros/hora. La corriente descendente no se presenta tan fuerte como la ascendente, observándose la mayor intensidad en las capas inferiores y debilitándose a medida que se acerca al suelo, donde es forzada a expandirse lateralmente, siendo estas largas son por la cual en las áreas de lluvias las corrientes descendentes y corrientes horizontales son encontradas simultáneamente próximas a la superficie de suelo durante esta etapa. En esta etapa es donde se encuentran los fenómenos más intensos (lluvia, granizo, nieve; fuertes vientos acompañados por la más severa turbulencia, tanto vertical como horizontal). La altura normal está entre 7.000 y 12.000 metros. Hubo casos en que se encontró lluvia a los 7.700 metros, es decir casi 3.000 metros más arriba del nivel normal de congelamiento. Esta etapa tiene una duración de 15 minutos.

Etapa de madurez o nimbus de un cúmulonimbus

3°) Etapa de disipación: cuando etapa de madurez llega a su fin, las corrientes ascendentes desaparecen al transformarse en descendentes, iniciándose de etapa de disipación. Esta disipación de la célula resulta del hecho de que no habiendo corrientes ascendentes, no habrá tampoco condensación de agua. Esto tiene por consecuencia que al disminuir la masa de agua que aceleraba las partículas de aire hacia bajo, paulatinamente las corrientes descendentes también tenderán a decrecer. Mientras la lluvia y las corrientes descendentes existan, la totalidad de las célula se mantendrá más fría que el ambiente que la novedad; pero en el momento en que la corrientes descendente desaparezca, la temperatura de las célula se elevará hasta alcanzar un valor aproximadamente igual a la temperatura externa. Cuando esto ocurra, se habrá producido la completa disipación de la célula, perdiendo toda su actividad y aunque pueda llegar a permanecer todavía, sólo será en forma de nubes estratificadas. Este etapa de disipación tiene una duración aproximada de 20 minutos.

Considerando todo el período desde la primer etapa hasta la última, podemos decir que hay situaciones que al cruzar una zona de nubosidad convectiva un avión haya encontrado turbulencias (de cualquier tipo), no significa que la misma situación la va a encontrar otro avión que cruce 10 o 15 minutos más tarde; por cuanto en ciertas circunstancias estas nubes pueden desarrollarse y pasar al etapa de madurez o nimbus con insospechada rapidez. Los límites de tiempo, se refieren a una simple célula aislada y no a una situación de tormenta propiamente dicha, la cual, como se sabe, está compuesta por una sucesión de células y cada una de ellas se presenta frecuentemente en diferentes etapas de su desarrollo.

Etapa de disipación de un cúmulonimbus

La niebla

Los procesos que pueden dar origen a la formación de la niebla pueden dividirse en:

a. Niebla de evaporación

1) Niebla de vapor: se produce cuando una masa de aire se desliza sobre una superficie líquida mucho más caliente. Es muy frecuente en la zona Artica y menos frecuente en la Antártica. La estación más propicia es el invierno, porque los océanos se conservan mucho más cálidos que los continentes

2) Niebla de lluvia: es bastante común en el país; se forma por evaporación de la lluvia de una masa de aire caliente a una masa de aire frío. En el caso muy particular del frente caliente, ocurre este fenómeno de niebla que se puede transformar en St muy bajo. Tanto mayor será la probabilidad de que se forme niebla cuento mayor sea el contraste de las temperaturas de ambas masas

b. Niebla de enfriamiento.

Autor: Juan Gabriel Gomez. Argentina.

Editor: Ricardo Santiago Netto (Administrador de Fisicanet).