Fenómenos asociados a las perturbaciones

Lo que ocurre cuando una perturbación que haya alcanzado su madurez pasa sobre una estación: primeramente el frente caliente, después el frente frío separados por el sector cálido.

Cuando se acerca el frente cálido, la presión baja, tanto más cuanto más cerca esté el frente. Al mismo tiempo, la nubosidad y las precipitaciones lo mismo que la humedad aumentan. En general, la temperatura varía poco o crece lentamente hasta que el frente en superficie alcance la estación.

Entonces, se produce una elevación brusca de la temperatura, cuya importancia depende del contraste entre las dos masas de aire separadas por el frente. Al paso del frente, la nubosidad decrece o el cielo se aclara enteramente. Esta parte de la perturbación se llama sector cálido.

En este sector, la nubosidad depende de las características de la masa de aire que ocupa esta región, entre las que se encuentran su temperatura, su humedad y el gradiente vertical de temperatura. Sin embargo, la temperatura permanece relativamente alta. Primeramente, el barómetro se estaciona o señala una ligera baja; después, una baja más marcada a la llegada del frente frío.

Cuando se aproxima un frente frío abrupto y bien delimitado, el viento del sector cálido refresca y si el aire es húmedo e inestable se ven aparecer nubes cumuliformes. Estas nubes descienden cuando el frente se acerca y se forman cumulonimbus con precipitaciones en aumento. Al paso mismo del frente se produce una vigorosa turbonada con giro brusco en la dirección del viento en el momento en que el aire frío alcanza la estación. A continuación, después de la llegada del frente se produce una marcada subida de presión.

Normalmente, se produce un rápido despeje de nubes cuando el frente tiene una pendiente fuerte. Sin embargo, en las regiones montañosas u oceánicas pueden originarse tormentas si el aire situado detrás del frente es húmedo e inestable.

Esta descripción corresponde a una situación teórica. Sin embargo, conviene recordar que no todas las perturbaciones corresponden a este esquema. Las nubes y las precipitaciones asociadas a una perturbación dada dependen esencialmente de la temperatura, de la humedad y del gradiente vertical de temperatura de las masas consideradas.

Modelo teórico del frente frío

En general, la pendiente de los frentes fríos es abrupta. Por lo tanto, su producción de nubes y precipitaciones es más violenta cuando el aire frío reemplaza al aire cálido y húmedo. El frente puede ir acompañado de cumulonimbus, vientos turbulentos y ráfagas, fuertes lluvias y algunas veces tormentas. Cuando el frente frío actúa sobre el aire húmedo inestable se puede observar una línea de turbonada acompañada de tormentas y un brusco giro del viento.

Debido a que el frente frío es abrupto provoca en una distancia muy corta un levantamiento del mismo orden que el producido en una zona mucho más extensa en la parte de delante de un frente caliente. Por lo tanto, va acompañado de una zona mucho más estrecha de nubes y de precipitaciones que la correspondiente a los frentes calientes. Su acción es de corta duración, pero violenta.

Los gradientes superadiabáticos

Los gradientes verticales de temperatura cuyo valor sobrepasa el gradiente adiabático seco se denominan superadiabáticos. La atmósfera es entonces inestable y, en general, se establecen corrientes verticales que tienen por efecto (por mezcla) redistribuir el calor y restablecer un gradiente adiabático seco.

Sin embargo, se observan a veces gradientes superadiabáticos en los primeros metros encima del suelo. Esto se produce preferentemente cuando el viento es débil o nulo y el suelo sufre una fuerte insolación.

Efectos de las inversiones

La estabilidad del aire en una inversión es muy grande. Los movimientos verticales son frenados y tienden a desaparecer rápidamente.

La existencia de una inversión frecuentemente se manifiesta por las cimas de las nubes cuyo desarrollo vertical es frenado y que tienden a extenderse debajo de la base de la capa de inversión.

Asimismo, la neblina producida por el polvo o el humo queda frecuentemente confinada debajo de una inversión de temperatura.

Asimismo, ciertos efectos ópticos están asociados a las inversiones. La refracción o la curvatura de los rayos luminosos depende de la temperatura y del contenido en vapor de agua del aire. En las proximidades de las inversiones de temperatura, la refracción puede ser anormal. Se puede producir espejismo cuando los rayos luminosos atraviesan de arriba abajo una capa de inversión incurvándose hacia arriba.

La transmisión d las ondas radioeléctricas de longitud de onda inferior a 10 m está igualmente influenciada por la variación de temperatura y del contenido de vapor de agua de una capa a otra. Las inversiones de temperatura y las diferencias de densidad de las diversas capas atmosféricas producen efectos particularmente importantes en la trayectoria de los transmisiones por ondas micrométricas y sobre el radar.

Turbulencia atmosférica

El examen del registro de un anemógrafo muestra que el viento en superficie sufre variaciones rápidas e irregulares de velocidad y de dirección. Estas fluctuaciones indican que el flujo de aire es turbulento, formándose numerosos torbellinos en las proximidades de la superficie terrestre.

Es difícil determinar la estructura exacta de estos torbellinos, que son muy irregulares. En particular, sus ejes de rotación pueden tener todas los direcciones.

El grado de turbulencia se ha demostrado que depende de numerosos factores tales como la velocidad del viento, la rugosidad de lo superficie, el gradiente vertical de temperatura, etc.

Los meteorólogos distinguen entre dos tipos de turbulencia:

A) la turbulencia térmica;

B) la turbulencia mecánica.

La turbulencia térmica resulta de la convección debido al calentamiento en superficie por la insolación del suelo. Puede igualmente originarse del paso de una masa de aire relativamente fría sobre una superficie terrestre u oceánica más caliente

El aumento de la temperatura en las capas muy bajas tiene como consecuencia el aumento del gradiente vertical de temperatura, haciéndose finalmente la atmósfera inestable. Las corrientes de convección que se desarrollan son una forma de turbulencia.

Movimiento vertical del aire nuboso

Cuando una partícula de aire está saturada, la liberación de calor latente por la condensación reduce el enfriamiento en el curso de la expansión adiabática. Es necesario, entonces, razonar, utilizando el enfriamiento adiabático del aire nuboso  (E.A.N.), en lugar del enfriamiento adiabático seco.

Se podrá, como se ha hecho al comienzo del párrafo 10.5, considerar el caso en que una partícula que se desplaza verticalmente y sufre expansiones o compresiones adiabáticas sin cesar de ser nuboso, se encuentra que tiene a todos los niveles la misma temperatura que el aire que la rodea. Es necesario para esto que el gradiente vertical de temperatura tenga un valor igual al enfriamiento adiabático del aire nuboso. Se le designará por la expresión gradiente adiabático nuboso o saturado (G.A.N.).

 el gradiente adiabático nuboso varía en función de la temperatura y de la presión, pero se supondrá aquí, por comodidad, que tiene un valor igual a 5°c por kilómetro.

El lector podrá determinar por sí mismo lo que pasa en el caso de que siendo la temperatura en superficie de 20°c, el gradiente vertical de temperatura (G.V.T.) es igual a 4°c por kilómetro.

Se supondrá primeramente que una partícula en la superficie es desplazada hasta 1 km de altura y se estudiará el resultado. Se examinará a continuación lo que sucede a una partícula de aire nuboso que desciende de 3 km a 2 km, permaneciendo nuboso.

Se repetirá este ejercicio en el caso de que el gradiente vertical de temperatura sea de 8°c por kilómetro y, después, cuando sea igual a 5°c por kilómetro.

Se debe llega a los resultados siguientes:

Atmósfera estable si    G.V.T. < G.A.N.

Atmósfera inestable si  G.V.T. > G.A.N.

Equilibrio indiferente si     G.V.T. = G.A.N.

Movimientos verticales del aire no saturado

Considérese una parte de la atmósfera donde el aire no está saturado, es decir, que su humedad relativa es ampliamente inferior a 100%. Supóngase que la temperatura en la superficie es de 20°C.

Una partícula de aire en estado de equilibrio en la proximidad de lo superficie tiene la temperatura del aire que le rodea, es decir 20°C.

Supóngase ahora que esta partícula sea desplazada hasta 1 km de altitud y que en el curso de este desplazamiento la expansión sufrida sea adiabática. La partícula se enfría.

En ciertas condiciones atmosféricas puede ocurrir que la temperatura de la partícula a 1 km sea todavía igual a la del aire que la rodea. La partícula en esta nueva posición estará de nuevo en equilibrio y no tenderá ni a alejarse de su posición inicial en las proximidades de la superficie, ni a retornar a ella. El equilibrio es pues indiferente.

Para que se encuentre en estas condiciones, es evidente que el gradiente vertical de temperatura debe tener un valor muy particular, en relación con el enfriamiento adiabático seco, que es, aproximadamente, igual a 10°c por kilómetro. Es lo que se llama el gradiente adiabático seco o en abreviatura, G.A.S.

Gradiente Vertical de Temperatura

El conocimiento de la distribución vertical de la temperatura permite a los meteorólogos determinar para todos los niveles el gradiente vertical de temperatura, es decir, el ritmo de disminución de la temperatura con lo altitud.

El gradiente vertical de temperatura (en abreviatura G.V.T.) es positivo cuando la temperatura decrece al crecer la altitud. Cuando en una capa atmosférica la temperatura crece con la altitud, el gradiente es negativo y se dice que existe una inversión de temperatura.

El valor de gradiente vertical de temperatura difiere en general del correspondiente al enfriamiento adiabático del aire seco y del aire nuboso y estas diferen­cias pueden ser la causa de importantes fenómenos atmosféricos.