Las nubes son múltiples y variadas. Las hay pacíficas, que anuncian un tiempo clemente, otras provocan fenómenos violentos y desastrosos como el granizo, el rayo, los vendavales y tornados.
Las nubes también difieren por su tamaño: las convectivas aisladas ocupan unos cuantos kilómetros cuadrados y los sistemas nubosos se extienden en decenas y centenares de kilómetros. Los sistemas multicelulares; complejos convectivos y las líneas de turbonada cubren algunos miles de kilómetros.
Para tratar de entenderlas, los investigadores estudian la electricidad atmosférica, la microfísica y la dinámica. También evalúan la redistribución de las nubes al equilibrio radiativo del planeta y a la redistribución de la energía entre el ecuador y los polos.
Los conocimientos de electricidad atmosférica han progresado, pero las dificultades de medida in situ siguen dificultando el progreso de esta subdisciplina de la física de nubes.
La comprensión de los mecanismos de electrización atmosférica no es imprescindible para el estudio de las nubes, que pueden describirse mediante la microfísica y la dinámica. Los fenómenos eléctricos atmosféricos dependen, por contra, de la naturaleza de los hidrometeoros, que son partículas de agua líquida o sólida presentes en las nubes y cuyos tamaños van de unos cuantos micrómetros a varios milímetros. La microfísica se dedica a describir la evolución de los hidrometeoros.
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SEGURIDAD MINERA
Fenómenosatmosféricos
LOS HIDROMETEOROS constituyen la parte visible de las nubes. Se trata de partículas de agua líquida o dehielo cuyos tamaños se escalonan entre algunos micrómetros y cinco o seis milímetros, en el caso de las go- tas de lluvia, y hasta de varios centímetros cuando se trata de granizo. La fotografía de la izquierda representagotículas de niebla, cuyo diámetro medio es de 20 micrómetros. La fotografía de la derecha muestra cristalesde hielo de forma hexagonal obtenidos sembrando una niebla subfundida con propano.
La condensación, congelación y solidificación del agua liberan una impotante cantidad de energía bajo la forma de calor. La condensación producida en un cúmulo de buen tiempo de unos dos kilómetros cúbicos, proporciona energía de aproximadamente 5 x 10 elevado a 12 joule en diez minutos, equivalente a la producción de una central nuclear en una hora.
Parte de este calor se transforma en energía cinética, es decir, en movimiento. Las velocidades verticales en el interior de las nubes pueden alcanzar 150 km por hora. Cerca del suelo se perciben golpes de viento y variaciones de temperatura rápidos y violentos.
El estudio de estos movimientos del aire y de las variaciones de temperatura, humedad y presión asociadas con ellos, es el objeto de la dinámica de nubes. La organización dinámica actúa sobre la evolución microfísica, pues los vientos transportan las partículas de aire a diferentes ambientes.
La manera que tienen las nubes de participar en el equilibrio radiactivo es mediante el reflejo, la difusión y la absorción parciales de las radiaciones solar y terrestre. Su acción radiactiva depende de sus características microfísicas. Así, los cirros, que son semitransparentes para la radiación visible y reflejan la mayor parte de la infrarroja, contribuyen al efecto invernadero.
Los estratocúmulos, que son opacos a la radiación visible, reducen la cantidad de energía solar que llega al suelo y enfrían las capas más bajas de la atmósfera. El efecto sobre la temperatura media del planeta que es una variación del cinco por ciento de la cobertura de estratocúmulos sería equivalente a la duplicación del dióxido de carbono contenido en la atmósfera.
La formación de las nubes
Cuando se contempla una fotografía de la Tierra tomada por satélite, llama la atención el aspecto organizado de las masas nubosas. Las nubes cubren permanentemente la mitad del globo y sus cimas alcanzan 20 km de altitud en las regiones tropicales y 10 km en Europa.
La disposición y la naturaleza de las formaciones nubosas dependen de las variaciones que presenta la temperatura, la humedad y el viento en función de la altura y la velocidad vertical media del aire situado encima de la región considerada.
La evolución de las nubes se describe de manera simplificada mediante las leyes termodinámicas y el concepto de “partícula de aire”. Consideremos una partícula de aire (una burbuja de gran tamaño) que contenga vapor de agua y se eleve a través de la atmósfera.
Si es suficientemente voluminosa, los intercambios de materia y calor con el exterior serán despreciables. En una primera aproximación se razon a como si la partícula estuviera encerrada en una envoltura elástica e impermeable al calor, de modo que la presión interna se ajuste instantáneamente a la presión atmosférica circundante. Como la presión disminuye conforme la partícula de aire asciende, su temperatura desciende y aumenta su volumen.
La cantidad máxima de vapor de agua que puede contener un metro cúbico de aire depende de la presión y la temperatura. Durante la elevación llega un momento en que la cantidad de vapor contenida en la partícula supera dicho máximo, lo que hace que el vapor excedente se condense alrededor de ciertos aerosoles, llamados núcleos de condensación.
Siempre hay en la atmósfera suficientes núcleos de estos para que nunca se supere el valor de saturación en más de uno o dos porciento. Si la temperatura es superior a cero grados Celsius, el vapor se condensa en una multitud de gotículas de agua líquida. Si fuese inferior a cero grados (como sucede en los cirros), se formarían cristales de hielo por condensación sólida alrededor de cierta clase de aerosoles, los núcleos de congelación.
Una partícula de aire cargada de gotículas que continúe elevándose terminará alcanzando una zona de temperatura negativa. No es forzoso que las gotículas se condensen por ello; los núcleos glacígenos que actúan a temperaturas relativamente altas (entre 0 y -10 grados Celsius) son raros, no formándose hielo más que a temperaturas muy bajas.
El promedio de núcleos glacígenos activos es de uno por litro de nube a -20 grados Celsius. Este número se multiplica por diez cada vez que la temperatura disminuye cuatro grados más. En cambio se forman entre cien mil y cinco millones de gotículas de agua líquida por condensación, siempre en un litro de nube. Luego examinaremos el efecto que estas diferencias tienen sobre las precipitaciones.
La ascensión de las partículas puede ser forzada o espontánea. Es forzada cuando el aire húmedo remonta una cadena montañosa y también cuando el aire cálido y húmedo tropieza con aire frío en terreno llano o sobre el mar, situación en que el aire frío penetra como una cuña por debajo del cálido, menos denso y lo eleva. Es así como se forman los frentes.
Cuando las partículas de aire cálido superan el nivel de condensación al remontar la pendiente fría, el vapor se condensa; la atmósfera es entonces hidrostáticamente estable y se observan capas de nubes, las nubes estratiformes.
La elevación espontánea produce nubes de tipo convectivo, como son los cúmulos y los cumulonimbos.
La convección aparece en las condiciones termodinámicas que los meteorólogos llaman de “inestabilidad absoluta”. Las células de Benard son un ejemplo de convección obtenida calentando el fondo del recipiente de un fluido: la temperatura de las partes inferiores aumenta y su densidad disminuye, lo que las hace ascender como globos, mientras que las situadas por encima se mantienen más frías y descienden. La convección atmosférica es frecuente en días soleados, cuando las capas inferiores se calientan.
Aparecen entonces chimeneas ascendentes o “térmicas” de las que se sirven los aficionados al vuelo a vela para planear durante largas horas. Las térmicas tienen diámetros de algunos centenares de metros y velocidades ascensionales comprendidas entre uno y tres metros por segundo. A medida que el aire sube, sufre una dilatación adiabática y se enfría, deteniéndose cuando se vuelve más frío que el aire circundante, lo que sucede a unos dos mil metros de altura en la mayoría de los casos.
En la cima de las térmicas se forman pequeños cúmulos por haber superado el nivel de condensación. La condensación libera importantes cantidades de calor (unos 2500 joule por gr. de agua líquida formada), lo que refuerza la convección.
Las características de la capa inestable son, pues, las que determinan el tipo de nubes. Cuando la estratificación de la atmósfera es estable, no se forman nubes más que en presencia de elevaciones forzadas. El resultado son nubes estratiformes, es decir, extendidas horizontalmente. En presencia de inestabilidad absoluta, las nubes se desarrollan verticalmente, adoptando el aspecto de cúmuloso de cumulonimbos.
Las brisas marinas pueden originar tormentas a lo largo de las costas. El calentamiento del suelo por el sol provoca una disminución de la presión atmosférica y genera un viento, la brisa marina. Los movimientos ascendentes del aire sobre el suelo crean una zona de convergencia propicia a la formación de capas nubosas y al desencadenamiento de la inestabilidad convectiva.
Las precipitaciones
Hemos visto que las nubes se forman cuando se excede el umbral de saturación del aire respecto al vapor de agua. Pero hay un gran trecho entre la aparición de una nube y la formación de un chubasco. El radio de las gotículas de agua de una nube es de diez micrómetros, mientras que las gotas de lluvia tiene un milímetro de promedio; un factor de cien respecto al tamaño implica un factor de un millón respecto a la masa.
La condensación por sí sola no explica el paso de gotícula de nube a gota de lluvia en las nubes naturales. La velocidad de crecimiento de una gotícula es proporcional a la sobresaturación del medio e inversamente proporcional a su radio. En consecuencia, siendo las gotículas numerosas, la sobresaturación se mantiene pequeña y el crecimiento por condensación es limitado.
Cálculos realizados sobre una ascendencia en un cúmulo muestran que se necesitan unos cinco minutos para alcanzar el radio de diez micrómetros y varias horas para llegar a veinte micrómetros. Una gota de agua no sobrevive durante tanto tiempo en una nube, mientras que ciertos cúmulos alcanzan el estado de precipitación en menos de quince minutos. Tiene que haber, por tanto, otros mecanismos que intervengan en la formación de la lluvia.
Uno de ellos podría ser la “fusión”, es decir, la aglutinación de un millón de gotículas en una gota de lluvia. La fusión se realiza en dos etapas: el choque y la soldadura. El choque es la etapa más delicada. Las gotas grandes, que caen más deprisa, tienen tendencia a capturar las gotas más pequeñas.
Por desgracia, el hecho de que una gotícula se sitúe en la trayectoria de una gota más grande no implica necesariamente que choquen: la caída de la gota grande provoca un desplazamiento del aire que repele a las gotículas menores de 20 micrómetros. La nube tiene que contener inicialmente algunas gotas grandes para que se produzcan choques (alrededor de una gota de más de 40 micrómetros de radio por litro) y, como hemos visto, la formación de tales gotas por condensación exige en teoría tiempos superiores a la duración de las gotículas nubosas.
¿Cómo llegan las gotículas a producir partículas de tamaño superior a 20 micrómetros? Un posible mecanismo de formación se descubrió en Suecia hacia 1930; es el llamado proceso de Bergeron.
Se produce cuando coexisten en la nube algunos cristales de hielo con un gran número de gotículas subfundidas. Esta coexistencia es frecuente en latitudes medias, donde la temperatura de la cima de las nubes suele ser inferior a -20 grados Celsius. Si la temperatura es negativa, la presión de vapor saturante sobre hielo es inferior a la presión de vapor saturante sobre el agua. Esta diferencia aumenta cuando la temperatura disminuye.
En un medio que contenga mucha agua líquida y poco hielo, la fase liquida impone la presión del vapor de agua. La sobresaturación respecto al hielo se hace así importante y algunos de los cristales presentes crecen por condensación sólida. En menos de media hora se forman cristales de hielo de alrededor de un milímetro de diámetro.
La masa de los cristales de este tamaño equivale a la de una gota de llovizna de unos cien micrómetros de diámetro. Su velocidad de caída (varios de címetros por segundo) es suficiente para capturar gotículas de agua subfundida, con formación de granizo, o para aglutinarse con otros cristales (formación de un copo de nieve), con lo que se alcanza la masa de una gota de lluvia media. Si la partícula de hielo llegase a una región donde la temperatura sea positiva, se fundirá y transformará en gota de lluvia. Si continuase a temperatura negativa, llegará al suelo en forma cristalina, como bola de granizo o copo de nieve. Cuando actúa el proceso de Bergeron, un solo cristal por litro basta para ocasionar precipitaciones importantes en el suelo.
Cristales de hielo
Este tipo de precipitaciones son frecuentes en invierno, precediendo a los frentes fríos que atraviesan nuestra geografía. Desde que empezó a utilizarse el radar meteorológico se detectaron células generatrices, características de los procesos de Bergeron. Las cimas de las células están a temperaturas bajas, favorables al crecimiento rápido de los cristales de hielo, en un medio donde las gotículas subfundidas controlan la presión de vapor saturante. Los radares meteorológicos detectan muy bien los cristales así formados cuando su diámetro supera algunos centenares de micrómetros y su número alcanza un cristal por litro. Las trayectorias de estas precipitaciones en formación aparecen como regueros oblicuos en la pantalla del radar, condicionados por las variaciones del viento en función de la altitud. Los ecos de radar se intensifican a lo largo de algunas centenas de metros por debajo de la isoterma de cero grados Celsius en las nubes estratiformes, en corte vertical. Es lo que se llama la “banda brillante”: los cristales se funden y la película de agua que los recubre aumenta su poder reflector.
Durante mucho tiempo se creyó que los procesos de Bergeron bastaban para explicar la formación de las precipitaciones. Pero se ha observado que también se produce lluvia en cúmulos de las regiones tropicales en los que toda la nube está por encima de cero grados Celsius. Los hidrometeoros de tales nubes no pueden crecer más que por procesos de condensación y captura. Se hatratado de explicar la formación de las gotas iniciadoras, de más de 40 micrómetros de diámetro, mediante la presencia de núcleos de condensación gigantes, de campos eléctricos o de microturbulencia, tentativas que han sido vanas.
Trabajos recientes de J.L. Brenguier, del Centro Nacional de Investigaciones Meteorológicas francés, muestran que las condiciones de sobresaturación de una misma partícula de aire fluctúan a lo largo de cortas distancias. Cada gotícula, dependiendo de su trayectoria, evoluciona de forma diferente; estas diferencias explican por qué se observan tamaños de gotas bastante distintos de lo previsto por la teoría de la condensación de las gotículas, y no excluyen la presencia de gotas de tamaño superior a 20 micrómetros.
Algún progreso se ha logrado gracias a abundantes observaciones de las nubes realizadas con ayuda de sondas aerotransportadas, unidas a medidas más clásicas de temperatura, humedad y velocidades verticales y horizontales.
Pero hay fenómenos que siguen sin conocerse bien, como sucede con la formación del hielo. Experimentos realizados sobre todo en los Estados Unidos y en Australia han puesto de manifiesto concentraciones de cristales más de mil veces superiores a las de núcleos de congelación. También se han comprobado glaciaciones rápidas y generalizadas en las cimas de cúmulos bien desarrollados. Existen, pues, procesos de multiplicación capaces de producir grandes cantidades de cristales sin núcleos glacígenos. Este fenómeno sería raro en las nubes continentales y frecuente en las marítimas de bastante edad que contuvieran grandes gotas de agua. Según los estudios llevados a cabo en el laboratorio, esta multiplicación rápida de los cristales de hielo resultaría del estallido y la congelación de las gotículas al chocar con partículas de nieve o de granizo.
Disponer de una buena descripción de los mecanismos de formación del hielo resulta capital por varias razones. Se sabe que la glaciación desempeña un papel determinante en la formación de las precipitaciones. Proporciona también, en ciertos casos, una energía suplementaria a las nubes bajo forma de calor. Finalmente, la glaciación controla en buena medida el reparto de las cargas eléctricas en el seno de las nubes.
Artículo publicado en la revista Seguridad Miner n°103. Escrito por Jean-Pierre Chalon y Marc Gillet
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