Formación y evolución de las células tormentosas

A menudo es posible distinguir las torres que sobresalen de la parte en crecimiento de una nube convectiva. Otras veces se pueden observar masas o líneas de tormentas unidas entre sí y que se extienden sobre distancias horizontales que sobrepasan los 50 km.

Algunas veces es posible asociar una tormenta con una cierta unidad de circulación convectiva que se llama célula. El diámetro de una célula tormentosa es del orden de 10 km y una célula aislada puede formarse a partir de varios cumulus en desarrollo. En otros casos, aparecen activas torres que sobrepasan una extensa masa nubosa.

En general, las células adyacentes tienen tendencia a reunirse. Sin embargo, pueden habitualmente distinguirse por la configuración del eco de sus precipitaciones en la pantalla del radar. Por otra parte, los aviones atraviesan a menudo regiones menos turbulentas situadas en la zona que separa las células tormentosas.

Fundándose en la velocidad y en el sentido de las corrientes verticales se pueden distinguir tres períodos en la vida de una célula tormentosa:

A) la fase de crecimiento;

B) el período de madurez;

C) la fase final.

Durante el crecimiento existen en toda la nube fuertes corrientes ascendentes. Aunque las observaciones por avión en el interior de la nube indican la presencia de lluvia o nieve, parece ser que estas precipitaciones quedan suspendidas por las ascendencias ya que en esta etapa no llegan al suelo. La siguiente imagen representa las fases.

El período de madurez comienza cuando las gotas de agua o las partículas de hielo caen de la base de la nube. Salvo en las regiones áridas, estas gotas y partículas alcanzan el suelo en forma de precipitación. Sus dimensiones y su concentración son demasiado elevadas para que las corrientes ascendentes puedan sostenerlas.

La fricción ejercida por la caída de los hidrometeoros ayuda a cambiar, en ciertas partes de la nube, el movimiento ascendente en movimiento descendente. Sin embargo, el movimiento ascendente persiste y frecuentemente alcanza su máxima intensidad en la parte superior de la nube, cuando comienza el período de madurez.

En general, el movimiento descendente es menos rápido y en la parte inferior de la nube es más pronunciado. Cuando el aire descendente alcanza la proximidad del suelo se ve forzado a extenderse horizontalmente, produciendo, a menudo, violentas ráfagas. En esta corriente, la temperatura es más baja que la del aire que la rodea. 

En este estado, una célula tormentosa va acompañada de fenómenos violentos en las proximidades de la superficie terrestre, en particular fuertes corrientes descendentes de aire frío, ráfagas, lluvias torrenciales y a menudo granizo.

En la fase final, la corriente ascendente desaparece completamente. Lo corriente descendente abarca la totalidad de la célula y, por lo tanto, no puede producirse condensación. Esta corriente se debilita cuando cesa la formación de gotas de agua y partículas de hielo. 

Mientras la lluvia y la corriente descendente persistan, la totalidad de la célula tormentosa es más fría que el aire que la rodea. Cuando cesan, la temperatura en el interior de la célula recobra el mismo valor que tiene el aire que la rodea. La disipación de la nube es completa y no quedan más que algunas nubes estratiformes. En superficie, ha desaparecido toda traza de tormenta y de ráfagas.

Procesos de precipitación

Es necesario, para que se formen nubes, que el vapor de agua de la atmósfera se transforme en gotitas de agua o en cristales de hielo. Sin embargo, estas partículas nubosas deben adquirir mayor masa para que se produzcan precipitaciones.

Tamaño de las gotitas nubosas

Lo determinación del tamaño de las gotitas de agua de las nubes ha sido objeto de importantes esfuerzos de investigación. La mayor parte de las experiencias de medida han sido hechas desde aviones, pero determinados estudios se han realizado en montaña.

Los tamaños de las gotitas, medidos en diferentes partes del mundo, son muy variables. Estas gotitas se forman alrededor de núcleos de condensación de dimensiones, naturaleza y concentración variables.

Las partículas en suspensión en la atmósfera se clasifican frecuentemente en función de sus dimensiones:

A) núcleos de aitken (< 0,1 μ);

B) grandes núcleos (0,1 - 1,0 μ);

C) núcleos gigantes (> l μ ).

Las cifras entre paréntesis indican los límites aproximados de los radios de los núcleos.

La mayor parte de los núcleos de aitken son muy pequeños y exigen una sobresaturación importante para llegar a ser activos en la condensación. En la atmósfera son, pues, los grandes núcleos y los núcleos gigantes los que se apoderan antes del vapor de agua disponible. Los grandes núcleos, mucho más numerosos que los núcleos gigantes, juegan un papel muy importante en la formación da nubes.

Los gotitas de agua se reparten el vapor de agua disponible, y de ello resulta que, si es elevada la concentración de núcleos, las gotitas son más numerosas pero sus dimensiones medias son menores.

En general, las mayores concentraciones de núcleos de condensación se producen sobre las regiones continentales más bien que sobre los océanos. En cambio, las gotitas de nubes continentales son más pequeñas, sus radios oscilan habitualmente entre 2 μ y 10 μ. Las dimensiones de las gotitas de nubes marítimas se sitúan entre 3 μ y 22 μ de radio.

Sin embargo, hay a menudo núcleos salinos gigantes que provocan la formación de gotitas de 20 y 30 μ o más. Su concentración no es, normalmente, sino de núcleo por litro de aire, pero se los encuentro tanto en las nubes marítimas como en las continentales.

Las gotitas pueden finalmente alcanzar un tamaño tal que se desprende de las nubes y de las corrientes ascendentes que las sostienen. Con frecuencia, se hace una separación arbitraria entre gotitas nubosas y las gotas de lluvia para un radio de 100 μ. Esta separación, elegida frecuentemente por comodidad, tiene, sin embargo, una razón de orden físico. La velocidad límite de caída de las gotas de 100 μ de radio es próxima a 1 ms^-2, lo que hace que puedan desprenderse de las corrientes ascendentes que se encuentran generalmente en las nubes.

Disipación de las nubes

El desarrollo de las nubes va siendo más lento, evidentemente, cuando el proceso que las origina deja de producirse. Pero otros factores pueden intervenir para provocar la desaparición de las gotitas de agua o cristales de hielo de las nubes tales como el recalentamiento del aire, las precipitaciones y la mezcla con el aire circundante más seco.

Una nube se puede calentar por absorción de le radiación solar o terrestre pero uno y otro fenómeno son relativamente débiles en comparación con el recalentamiento adiabático.

Esto es lo que puede producirse si el aire en que la nube se sitúa está sometido a subsidencia. A medida que la temperatura del aire asciende, su humedad relativa baja y el aire puede dejar de estar saturado; entonces, partículas nubosas se evaporan para transformarse en vapor de agua invisible.

La insolación provoca, con frecuencia, lo disipación de las nubes creadas por turbulencia. Si penetra hasta el suelo suficiente radiación solar, recalentando el aire vecino a la superficie, el nivel de condensación de mezcla se eleva y, por lo tanto, la base del stratus o stratocumulus se eleva también. Entonces, el espesor de la nube limitado por la inversión de turbulencia disminuye y la nube acaba por desaparecer completamente.

Los cumulus de buen tiempo, que se forman sobre las tierras sometidas a la influencia de la insolación, son un fenómeno diurno. Aparecen, generalmente, durante la mañana, alcanzando su máximo desarrollo en el transcurso de la tarde y desapareciendo rápidamente cuando el suelo se vuelve a enfriar al final de la jornada.

El aire que rodea una nube e menudo no está saturado. La mezcla de este aire con la nube puede hacer que la humedad del aire nuboso llegue a ser inferior al 100 por ciento, produciéndose cierta evaporación y la nube parece sufrir una erosión que puede disiparla.

El proceso de mezcla con el aire ambiente actúa de manera sensible sobre la base de los cumulas de buen tiempo donde la erosión se manifiesta poco después de su formación y de que se eleve. En el interior de las tierras, el máximo desarrollo de las cumulus de buen tiempo se produce al principio de la tarde. A esta hora, la base no se ha elevado todavía demasiado mientras que las cimas alcanzan el máximo de su altitud.

Nubes asociadas a una ascendencia de gran extensión horizontal a lo largo de una zona frontal

Uno de los elementos de la circulación general es el frente polar. Las perturbaciones se forman a lo largo del frente polar, que separa el aire cálido tropical del aire más frío de las latitudes altas.

Las depresiones que acompañan las perturbaciones del frente polar están asociadas, con frecuencia, a extensos movimientos ascendentes que afectan a la atmósfera en un gran espesor.

Las interacciones entre las masas de aire cálidas y frías se pueden presentar de diferentes maneras. En el curso del desarrollo de una perturbación del frente polar es posible, a menudo, distinguir dos tipos principales de frentes: un frente cálido y un frente frío. En ambos casos, la superficie frontal está inclinada, con el aire frío por debajo y el cálido encima.

Cuando el movimiento de la zona de transición entre las dos mases de aire es tal que el aire cálido reemplaza al frío, se denomina frente cálido. La pendiente de un frente es, generalmente, débil y el aire cálido se eleva lentamente por encima de la masa de aire frío. Durante este movimiento se pueden formar nubes estratiformes en el aire cálido, si contiene humedad suficiente. Nimbostratus, altostratus, cirrostratus y cirrus se pueden formar en los diferentes pisos de la atmósfera. 

Cuando el movimiento de la zona de transición entre las masas de aire se desplaza de manera que el aire frío reemplaza al aire cálido, es un frente frío. Las formaciones nubosas asociadas a un frente frío se diferencian, según la estabilidad y la humedad del aire cálido, así como en función de la pendiente del frente. En general, la pendiente de un frente frío es mayor que la de un frente cálido.

Cuando la pendiente del frente frío es débil, las formaciones nubosas pueden ser análogas a las de un frente cálido pero los diversos tipos de nubes se presentan en orden inverso cuando llegan o un lugar dado, es decir que las nubes más bajas aparecen en primer lugar, seguidas de nubes cada vez más altas, según se aleje el frente. El tipo de nubes que se forman, depende en la realidad, de la estabilidad y de la humedad del aire que asciende.

A veces, la pendiente de un frente frío puede ser relativamente fuerte. En este caso, puede provocar fenómenos violentos, sobre todo si el aire cálido elevado es ya húmedo e inestable. Se caracteriza, entonces, por el desarrollo de grandes cumulus y de cumulunimbus en el aire cálido que pueden producir grandes chubascos, vientos turbulentos con ráfagas y a veces tormentas.

En general, la ascendencia del aire cálido se produce en el interior de una zona estrecha debido a la fuerte pendiente del frente. Las nubes y los diversos fenómenos asociados a un frente frío de fuerte pendiente están habitualmente limitados a una región estrecha inmediata a la zona frontal. 

Otros tipos de formaciones nubosas son también posibles en función de las características de las masas de aire presentes y del estado de desarrollo de las perturbaciones del frente polar, que se estudiarán más detalladamente en los capítulos siguientes.

Ascendencias lentas y de gran extensión horizontal

Hasta aquí se ha estudiado la formación de nubes debidas a movimientos verticales asociados a fenómenos de limitada extensión vertical. Estos movimientos verticales resultaban de la turbulencia de rozamiento, de la convección local y de obstáculos orográficos, fenómenos cuya extensión no sobrepasa ordinariamente algunos kilómetros.

Pueden resultar asimismo, movimientos verticales de sistemas de considerable extensión, identificables sobre las cartas sinópticas, tales como las depresiones y los anticiclones. Los movimientos descendentes lentos y extensos se producían en los anticiclones. Se denominan subsidencia y se producen cuando hay convergencia en altitud y divergencia en las capas bajas. El rozamiento es en parte responsable de cierto flujo hacia el exterior de los anticiclones a través de las isobaras, en la proximidad de la superficie terrestre.

El proceso inverso se puede producir en las depresiones. Una divergencia en altitud, acompañada de una convergencia en las capas bajas, puede provocar la ascendencia del aire. El rozamiento puede igualmente producir cierta convergencia de capas bajas provocando en ellas cierto flujo a través de las isobaras hacia el centro de la depresión.

La ascendencia en una depresión se distribuye sobre una zona muy extensa y las velocidades verticales son relativamente pequeñas. No obstante, la ascendencia puede persistir durante varios días y causar una elevación importante de aire en varios kilómetros.

Los movimientos ascendentes lentos y de gran extensión horizontal pueden tener una marcada influencia sobre el gradiente vertical de temperatura, que aumentará.

El aire puede también llegar a ser inestable, lo que acentúa el movimiento vertical. La condensación y la formación de nubes extensas pueden ser la consecuencia de ello si la humedad del aire es suficiente.

Las montañas nubosas pueden tener varios kilómetros de espesor. Asimismo, es posible que las desigualdades en la distribución de la humedad se traduzcan en la formación de capas nubosas separadas.

Con frecuencia, la ascendencia de gran extensión horizontal se desencadena inicialmente debido a una divergencia en la alta troposfera. El flujo divergente en altitud provoca un descenso de la presión en las capas bajas próximas a la superficie terrestre, formándose una depresión. La convergencia se desarrolla, entonces, al nivel del mar y una ascendencia lenta y de gran extensión horizontal se produce en un gran espesor de la troposfera y, a continuación, siempre que la humedad sea suficiente, se origina un extenso desarrollo de nubes.

Las depresiones y las ascendencias de gran extensión horizontal se producen, frecuentemente, próximas a una zona frontal, o sea en una región que separa dos masas de aire extensas cuyas propiedades sean tales que difieran en densidad v temperatura. Las depresiones asociadas a las zonas frontales se denominan depresiones frontales.

Con frecuencia, en una zona frontal existe una variación sensible de la temperatura en una distancia horizontal de algunas centenas de metros. En cada una de las masas de aire la temperatura puede ser casi uniforme, pero diferente de la del aire situado del otro lado de la zona frontal.

A veces se llama simplemente frente a una zona frontal. No obstante, es preciso aclarar que no existe en la atmósfera un límite perfectamente definido entre masas de aire, sino que hay una zona de transición en la que la temperatura varia desde la de una de las masas de aire hasta la de la otra.