Clasificación de las nubes

Las nubes estén en continua evolución en la atmósfera. la observación del cielo muestra una gran variedad de formas.

Cuando el vapor de agua cambia de estado, se condensen en gotitas de agua o en partículas de hielo, que ya son visibles a nuestros ojos, formando unas veces nubes blancas a grandes altitudes, y otras veces, por el contrario, nubes bajas grises u oscuras que cubren grandes extensiones del cielo.

El tiempo reinante depende mucho del tipo de nubes que se formen en el cie­lo y, por eso, los meteorólogos se interesan por el estudio de la estructura y evolu­ción de las mismas.

En el transcurso de los últimos años, las observaciones por satélites y, en particular, las fotografías de las nubes sobre todas las regiones del mundo han con­tribuido notablemente a su estudio, completando, junto con las observaciones de aero­naves, nuestros conocimientos en esta materia.

Advección del aire

La atmósfera es un medio en donde los movimientos en masa se producen con facilidad, permitiendo así el intercambio de calor por movimientos verticales u horizontales.

A menudo se utiliza en meteorología el término convección para designar a los movimientos verticales. sin embargo, el valor de la velocidad de estos movimientos no excede, en general, a la centésima parte de la de los movimientos horizonta­les.

El movimiento horizontal se produce en general a gran escala y puede pro­vocar el transporte de energía calórica desde las regiones tropicales hacia las zonas polares sobre distancias de miles de kilómetros.

El transporte horizontal de calor de otras magnitudes físicas por el vien­to se llama advección. este término, derivado del latín, significa "llevar hacia". las corrientes de advección son más importantes y más persistentes que las corrientes verticales.

Convergencia y divergencia horizontales

Cuando en una columna atmosférica de superficie horizontal dada varía la masa total de aire, resultan variaciones de presión en la base de esta columna. a una disminución de masa corresponde un descenso de presión, a un aumento de masa co­rresponde un alza de presión.

Cuando el flujo de aire que penetra en una región determinada excede al flujo que sale de la misma, se dice que hay convergencia horizontal. si la convergencia persiste, lo acumulación de aire en la región considerada provocará un aumen­to de densidad. pero los aumentos de densidad observados son débiles siempre y son los movimientos verticales quienes compensan la convergencia.

El proceso inverso es la divergencia horizontal. hay divergencia cuando el flujo de aire que sale de la región considerado excede al flujo de aire entrante. la divergencia provoca igualmente movimientos verticales.

Las depresiones y las líneas de vaguada en formación van acompañadas de convergencia en la baja troposfera y de divergencia en altitud. el efecto de la di­vergencia de altitud debe rebasar evidentemente al de la convergencia de las capas bajas, ya que la presión desciende en superficie.

Inversamente, los anticiclones y los dorsales de presión en formación están acompañados de convergencia en altitud y de divergencia en la baja troposfera. re­sulta un movimiento descendente.

El rozamiento provoca, incluso cuando aumenta la fuerza de coriolis, un flujo oblicuo a las isobaras hacia las bajas presiones. una convergencia de las ca­pas bajas se asocia también a las depresiones, una divergencia a los anticiclones. sin embargo, la capa límite es sólo afectada ligeramente y los movimientos vertica­les son débiles. el rozamiento en superficie puede también intervenir en la forma­ción de nubes, pero no puede provocar más que precipitaciones muy débiles.

Viento en la capa límite

El viento en superficie se mide normalmente a una altura normalizada de 10 m sobre la superficie terrestre. en realidad, este viento difiere sensiblemente del viento geostrófico calculado a partir del mapa de presión al nivel del mar, in­cluso en el caso de isobaras rectilíneas.

Esta diferencia se debe a que el rozamiento no puede ser despreciado en la capa límite. la velocidad del viento observado es, por término medio, del orden de un tercio de la velocidad geostrófica en tierra, de dos tercios sobre los océanos.

La dirección del viento en superficie no es paralela a las isobaras a cau­sa del rozamiento. la reducción de la fuerza de coriolis resultante de la disminu­ción de la velocidad del viento hace que la fuerza del gradiente de presión arrastre el aire oblicuamente a las isobaras, desde las altas a las bajas presiones. el rozamiento puede provocar así un flujo que atraviesa las isobaras con un ángulo de 30°, aproximadamente, en tierra y 10° sobre el mar.

Los efectos del rozamiento tienen su máximo en el suelo, donde el viento sopla sobre una superficie rugosa y llega a lo turbulencia. dichos efectos decrecen rápidamente con lo altitud para hacerse despreciables al final de la capa límite, hacia un kilómetro de altura.

LEY DE BUYS-BALLOT

En 1857, un meteorólogo holandés, buys-ballot, enunció una relación entre la dirección del viento y las isobaras. refiriéndonos a las figuras 7.1 y 7.3 a), se puede observar, para el hemisferio norte, que si se tiene el viento a la espalda, las bajos presiones están a la izquierda.

Se puede, pues, enunciar así la ley de buys-ballot:

"Cuando un observador tiene el viento a su espalda, tiene las bajas presio­nes o su izquierda en el hemisferio norte, a su derecha en el hemisferio sur".