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Física de las nubes

La física de las nubes es el estudio de los procesos físicos que conducen a la formación, evolución e impactos de las nubes atmosféricas , incluyendo la precipitación y los efec...

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La física de las nubes es el estudio de los procesos físicos que conducen a la formación, evolución e impactos de las nubes atmosféricas , incluyendo la precipitación y los efectos radiativos de las nubes .

Las nubes están formadas por partículas que incluyen gotitas líquidas, gotas de lluvia, partículas de hielo compuestas de cristales de hielo prístinos, agregados, granizo blando y granizo . Las gotitas de las nubes pueden tener unos pocos micrómetros de diámetro, mientras que el granizo blando puede tener varios milímetros, y el granizo puede ser aún mayor. El efecto agregado de estas partículas da como resultado las propiedades de las nubes que observamos comúnmente, incluyendo su brillo (es decir, cómo reflejan o absorben la luz solar) o el desarrollo de la precipitación. Las nubes pueden estar formadas únicamente por gotitas líquidas (a menudo llamadas nubes "cálidas") o partículas de hielo (nubes frías), o una combinación de ambas (nubes de fase mixta), junto con partículas microscópicas de polvo, humo u otra materia, que pueden actuar como núcleos de condensación . [ 1 ]

Los núcleos de condensación de nubes (CCN) son necesarios para la formación de gotitas de nube a los valores de sobresaturación observados, permitiendo que las gotitas se formen como resultado de los efectos combinados del efecto Kelvin y la ley de Raoult . El efecto Kelvin describe el cambio en la presión de vapor de saturación debido a una superficie curva. La ley de Raoult describe cómo la presión de vapor depende de la cantidad de soluto en una solución. A concentraciones típicas de CCN, cuando las gotitas de nube son pequeñas, la sobresaturación requerida para que ocurra la condensación es menor que sin la presencia de un CCN soluble (o parcialmente soluble). Las gotitas de nube pueden congelarse para convertirse en cristales de hielo a temperaturas tan altas como -5 ° C si hay partículas nucleadoras de hielo ( INP ) adecuadas. Las partículas de hielo crecen a temperaturas más bajas donde predomina el proceso de Bergeron .

El proceso de lluvia cálida implica la colisión y coalescencia de gotas de nubes de diferentes tamaños. Las colisiones pueden ocurrir como resultado de las diferentes velocidades de caída de las gotas o de la turbulencia dentro de la nube. Cuando las gotas alcanzan un tamaño suficiente (mayor de aproximadamente 0,1  mm), pueden caer en forma de precipitación . Otros procesos importantes que forman la precipitación son la escarcha , cuando una gota de líquido subenfriado choca con un copo de nieve sólido, y la agregación, cuando dos copos de nieve sólidos chocan y se combinan.

Aún no se comprenden del todo los mecanismos precisos de formación y evolución de las nubes, pero los científicos han desarrollado teorías que explican su estructura mediante el estudio de la microfísica de las partículas individuales. Por ejemplo, las mediciones aéreas in situ han demostrado que las concentraciones de partículas de hielo pueden ser varios órdenes de magnitud mayores de lo esperado para la formación de hielo prístino, por lo que la investigación ha identificado diversos mecanismos potenciales de producción secundaria de hielo (PSI). Los avances en la tecnología de radar meteorológico y satélite también han permitido el estudio preciso de las nubes a gran escala.

Historia de la investigación

La física moderna de las nubes comenzó en el siglo XIX y se describió en varias publicaciones. [ 2 ] [ 3 ] [ 4 ] Otto von Guericke fue el creador de la idea de que las nubes estaban compuestas de burbujas de agua. En 1847, Augustus Waller utilizó telarañas para examinar gotitas bajo el microscopio. [ 5 ] Estas observaciones fueron confirmadas por William Henry Dines en 1880 y Richard Assmann en 1884.

Formación de nubes

Enfriar el aire hasta su punto de rocío.

Evolución de la nube en menos de un minuto.
Tormenta de finales de verano en Dinamarca . El color casi negro de la base indica que la nube principal en primer plano es probablemente un cumulonimbo .

Enfriamiento adiabático

Cuando el agua se evapora de una zona de la superficie terrestre, el aire sobre esa zona se humedece. El aire húmedo es más ligero que el aire seco circundante, lo que crea una situación inestable. Cuando se acumula suficiente aire húmedo, este asciende como una sola masa, sin mezclarse con el aire circundante. A medida que se forma más aire húmedo en la superficie, el proceso se repite, dando como resultado una serie de masas de aire húmedo que ascienden formando nubes. [ 6 ]

Este proceso ocurre cuando uno o más de tres posibles agentes de elevación —ciclónico/frontal, convectivo u orográfico— hacen que el aire que contiene vapor de agua invisible ascienda y se enfríe hasta su punto de rocío , la temperatura a la que el aire se satura. El mecanismo principal detrás de este proceso es el enfriamiento adiabático . [ 7 ] La ​​presión atmosférica disminuye con la altitud, por lo que el aire ascendente se expande en un proceso que gasta energía y hace que el aire se enfríe, lo que hace que el vapor de agua se condense en una nube. [ 8 ] El vapor de agua en el aire saturado normalmente es atraído por núcleos de condensación como partículas de polvo y sal que son lo suficientemente pequeñas como para mantenerse en suspensión por la circulación normal del aire. Las gotas de agua en una nube tienen un radio normal de aproximadamente 0,002  mm (0,00008  pulgadas). Las gotas pueden colisionar para formar gotas más grandes, que permanecen en suspensión mientras la velocidad del aire ascendente dentro de la nube sea igual o mayor que la velocidad terminal de las gotas. [ 9 ]

Para las nubes no convectivas, la altitud a la que comienza la condensación se denomina nivel de condensación elevada (LCL), que determina aproximadamente la altura de la base de la nube. Las nubes convectivas libres generalmente se forman a la altitud del nivel de condensación convectiva (CCL). El vapor de agua en el aire saturado es atraído normalmente por núcleos de condensación, como partículas de sal , que son lo suficientemente pequeñas como para mantenerse en suspensión por la circulación normal del aire. Si el proceso de condensación ocurre por debajo del nivel de congelación en la troposfera, los núcleos ayudan a transformar el vapor en diminutas gotitas de agua. Las nubes que se forman justo por encima del nivel de congelación están compuestas principalmente de gotitas de líquido subenfriado, mientras que las que se condensan a altitudes más elevadas, donde el aire es mucho más frío, generalmente adoptan la forma de cristales de hielo . La ausencia de suficientes partículas de condensación en el nivel de condensación y por encima de él provoca que el aire ascendente se sobresature y la formación de nubes tiende a inhibirse. [ 10 ]

Elevación frontal y ciclónica

El ascenso frontal y ciclónico se produce en sus manifestaciones más puras cuando el aire estable , que ha estado sometido a poco o ningún calentamiento superficial, es forzado a ascender en los frentes meteorológicos y alrededor de los centros de baja presión . [ 11 ] Los frentes cálidos asociados con ciclones extratropicales tienden a generar principalmente nubes cirriformes y estratiformes sobre una amplia área a menos que la masa de aire cálido que se aproxima sea inestable, en cuyo caso las nubes cúmulos congestus o cumulonimbus generalmente estarán incrustadas en la capa principal de nubes precipitantes. [ 12 ] Los frentes fríos generalmente se mueven más rápido y generan una línea más estrecha de nubes que son principalmente estratocumuliformes, cumuliformes o cumulonimbiformes dependiendo de la estabilidad de la masa de aire cálido justo delante del frente. [ 13 ]

Elevación convectiva

Otro agente es el movimiento ascendente convectivo flotante causado por el calentamiento solar diurno significativo a nivel de la superficie, o por una humedad absoluta relativamente alta. [ 10 ] La radiación de onda corta entrante generada por el sol se reemite como radiación de onda larga cuando llega a la superficie de la Tierra. Este proceso calienta el aire más cercano al suelo y aumenta la inestabilidad de la masa de aire al crear un gradiente de temperatura más pronunciado desde cálido o caliente a nivel de la superficie hasta frío en altura. Esto hace que ascienda y se enfríe hasta que se alcanza el equilibrio de temperatura con el aire circundante en altura. La inestabilidad moderada permite la formación de nubes cumuliformes de tamaño moderado que pueden producir lluvias ligeras si la masa de aire es suficientemente húmeda. Las corrientes ascendentes de convección típicas pueden permitir que las gotas crezcan hasta un radio de aproximadamente 0,015 milímetros (0,0006 in) antes de precipitar como lluvias. [ 14 ] El diámetro equivalente de estas gotas es de aproximadamente 0,03 milímetros (0,001 in) .  

Si el aire cerca de la superficie se vuelve extremadamente cálido e inestable, su movimiento ascendente puede volverse bastante explosivo, dando como resultado imponentes nubes cumulonimbiformes que pueden causar condiciones climáticas severas . A medida que las diminutas partículas de agua que componen la nube se agrupan para formar gotitas de lluvia, son atraídas hacia la tierra por la fuerza de la gravedad . Normalmente, las gotitas se evaporarían por debajo del nivel de condensación, pero las fuertes corrientes ascendentes amortiguan las gotitas que caen y pueden mantenerlas en el aire mucho más tiempo de lo que lo harían de otro modo. Las violentas corrientes ascendentes pueden alcanzar velocidades de hasta 180 millas por hora (290 km/h) . [ 15 ] Cuanto más tiempo permanecen las gotitas de lluvia en el aire, más tiempo tienen para crecer en gotitas más grandes que finalmente caen como fuertes aguaceros. 

Las gotas de lluvia que se transportan muy por encima del nivel de congelación se enfrían al principio y luego se congelan formando granizo pequeño. Un núcleo de hielo congelado puede alcanzar un tamaño de 1,3 cm (0,5 pulgadas) al viajar a través de una de estas corrientes ascendentes y puede pasar por varias corrientes ascendentes y descendentes antes de volverse tan pesado que finalmente cae al suelo como granizo grande. Al cortar un granizo por la mitad, se observan capas de hielo similares a cebollas, lo que indica distintos momentos en los que pasó a través de una capa de agua superenfriada . Se han encontrado granizos con diámetros de hasta 18 cm (7 pulgadas ) . [ 16 ]  

El ascenso convectivo puede ocurrir en una masa de aire inestable lejos de cualquier frente. Sin embargo, también puede haber aire inestable muy cálido alrededor de frentes y centros de baja presión, produciendo a menudo nubes cumuliformes y cumulonimbiformes en concentraciones más densas y activas debido a la combinación de agentes de ascenso frontales y convectivos. Al igual que con el ascenso convectivo no frontal, el aumento de la inestabilidad promueve el crecimiento vertical ascendente de las nubes y eleva el potencial de tiempo severo. En ocasiones relativamente raras, el ascenso convectivo puede ser lo suficientemente potente como para penetrar la tropopausa y empujar la parte superior de la nube hacia la estratosfera. [ 17 ]

Elevación orográfica

Una tercera fuente de elevación es la circulación del viento que fuerza el aire a superar una barrera física como una montaña ( elevación orográfica ). [ 10 ] Si el aire es generalmente estable, no se formarán más que nubes lenticulares. Sin embargo, si el aire se vuelve suficientemente húmedo e inestable, pueden aparecer chubascos orográficos o tormentas eléctricas . [ 18 ]

El crepúsculo vespertino ventoso , intensificado por el ángulo del sol, puede imitar visualmente un tornado resultante de la elevación orográfica.

Refrigeración no adiabática

Además del enfriamiento adiabático, que requiere un agente elevador, existen otros tres mecanismos principales para reducir la temperatura del aire hasta su punto de rocío, todos los cuales ocurren cerca de la superficie y no requieren ninguna elevación del aire. El enfriamiento conductivo, radiativo y evaporativo puede causar condensación a nivel de la superficie, lo que resulta en la formación de niebla . [ 19 ] El enfriamiento conductivo se produce cuando el aire de una zona de origen relativamente templada entra en contacto con una superficie más fría, como cuando el aire marino templado se mueve a través de una zona terrestre más fría. El enfriamiento radiativo se produce debido a la emisión de radiación infrarroja , ya sea por el aire o por la superficie subyacente. [ 20 ] Este tipo de enfriamiento es común durante la noche cuando el cielo está despejado. El enfriamiento evaporativo ocurre cuando se agrega humedad al aire a través de la evaporación, lo que fuerza la temperatura del aire a enfriarse hasta su temperatura de bulbo húmedo , o a veces hasta el punto de saturación. [ 21 ]

Añadir humedad al aire

Existen cinco formas principales en que el vapor de agua puede incorporarse al aire. El aumento del contenido de vapor puede deberse a la convergencia del viento sobre el agua o el suelo húmedo en zonas de movimiento ascendente. [ 22 ] La precipitación o la virga que cae desde arriba también incrementa el contenido de humedad. [ 23 ] El calentamiento diurno provoca la evaporación del agua de la superficie de los océanos, masas de agua o terrenos húmedos. [ 24 ] La transpiración de las plantas es otra fuente típica de vapor de agua. [ 25 ] Por último, el aire frío o seco que se mueve sobre agua más cálida se vuelve más húmedo. Al igual que con el calentamiento diurno, la adición de humedad al aire aumenta su contenido de calor e inestabilidad y ayuda a poner en marcha los procesos que conducen a la formación de nubes o niebla. [ 26 ]

Sobresaturación

La cantidad de agua que puede existir en forma de vapor en un volumen determinado aumenta con la temperatura. Cuando la cantidad de vapor de agua está en equilibrio sobre una superficie plana de agua, el nivel de presión de vapor se denomina saturación y la humedad relativa es del 100 %. En este equilibrio, la cantidad de moléculas que se evaporan del agua es igual a la que se condensan en ella. Si la humedad relativa supera el 100 %, se habla de sobresaturación. La sobresaturación se produce en ausencia de núcleos de condensación.

Dado que la presión de vapor de saturación es proporcional a la temperatura, el aire frío tiene un punto de saturación más bajo que el aire caliente. La diferencia entre estos valores es la base de la formación de nubes. Cuando el aire saturado se enfría, ya no puede contener la misma cantidad de vapor de agua. Si las condiciones son las adecuadas, el exceso de agua se condensará hasta alcanzar el punto de saturación más bajo. Otra posibilidad es que el agua permanezca en forma de vapor, incluso después de haber superado el punto de saturación, lo que da lugar a la sobresaturación .

La sobresaturación de más del 1-2% en relación con el agua rara vez se observa en la atmósfera, ya que los núcleos de condensación de nubes suelen estar presentes. [ 27 ] En el aire limpio son posibles grados mucho mayores de sobresaturación, y son la base de la cámara de nubes .

No existen instrumentos para medir la sobresaturación en las nubes. [ 28 ]

Superenfriamiento

Las gotas de agua suelen permanecer en estado líquido y no se congelan, incluso a temperaturas muy inferiores a 0 °C (32 °F) . Los núcleos de hielo que pueden estar presentes en una gota atmosférica se activan para la formación de hielo a temperaturas específicas entre 0 °C (32 °F) y -38 °C (-36 °F) , dependiendo de la geometría y composición del núcleo. Sin núcleos de hielo, las gotas de agua subenfriada (así como cualquier agua líquida extremadamente pura) pueden existir hasta aproximadamente -38 °C (-36 °F) , momento en el que se produce la congelación espontánea.        

Colisión-coalescencia

Una teoría que explica cómo el comportamiento de las gotas individuales en una nube conduce a la formación de precipitación es el proceso de colisión-coalescencia. Las gotas suspendidas en el aire interactúan entre sí, ya sea chocando y rebotando o combinándose para formar una gota más grande. Finalmente, las gotas alcanzan un tamaño suficiente para caer a la Tierra en forma de precipitación. El proceso de colisión-coalescencia no constituye una parte significativa de la formación de nubes, ya que las gotas de agua tienen una tensión superficial relativamente alta. Además, la ocurrencia de la colisión-coalescencia está estrechamente relacionada con los procesos de mezcla por arrastre. [ 29 ]

Producción primaria de hielo (PPI)

Los cristales de hielo en las nubes y la atmósfera pueden producirse a partir de líquido subenfriado o vapor sobresaturado de hielo mediante nucleación de hielo homogénea o heterogénea . [ 30 ] [ 31 ] [ 32 ] Esto se denomina producción primaria de hielo (PPI), en contraste con la producción de hielo a partir de cristales de hielo ya existentes, conocida como producción secundaria de hielo. [ 33 ]

Nucleación homogénea del hielo

La nucleación homogénea del hielo ocurre en gotas de líquido subenfriado sin la presencia de una sustancia extraña que pueda ayudar a la nucleación. [ 34 ] [ 35 ] Para una gota de agua típica en la atmósfera terrestre, la probabilidad de nucleación homogénea del hielo aumenta con el subenfriamiento y generalmente ocurre entre -35  °C y -38  °C. [ 34 ] [ 35 ] [ 36 ] [ 37 ] La teoría clásica de la nucleación describe este proceso [ 38 ] [ 39 ] y cómo depende de la temperatura, el volumen de la gota, la actividad termodinámica del agua y el tiempo.

Nucleación heterogénea del hielo

La nucleación heterogénea del hielo ocurre cuando la nucleación es iniciada por una sustancia extraña que reduce el superenfriamiento (o sobresaturación de hielo) requerido; [ 40 ] [ 41 ] las sustancias que pueden lograr esto se denominan partículas nucleadoras de hielo o núcleos de hielo . [ 42 ] Algunas partículas nucleadoras de hielo importantes que ocurren naturalmente en la atmósfera incluyen polvo mineral de desiertos y suelos, [ 43 ] [ 44 ] aerosoles de rocío marino, [ 45 ] material biológico, [ 46 ] partículas carbonáceas, [ 47 ] y ceniza volcánica. [ 48 ] Las partículas artificiales, como el yoduro de plata [ 49 ] y Pseudomonas syringae , [ 50 ] también son conocidas por ser partículas nucleadoras de hielo efectivas. La nucleación heterogénea del hielo puede ocurrir a través de varios mecanismos o modos, [ 51 ] [ 52 ] incluyendo el modo de inmersión (donde la sustancia está sumergida dentro de la gota), el modo de deposición (donde el vapor sobresaturado de hielo se deposita directamente sobre la sustancia) o el modo de contacto (donde la congelación de una gota subenfriada ocurre al entrar en contacto con la sustancia).

Influencia artificial en la nucleación del hielo

El proceso mediante el cual los científicos introducen núcleos de hielo artificiales en las nubes para estimular la precipitación se conoce como siembra de nubes. Esto puede provocar lluvia en nubes que, de otro modo, no lloverían. La siembra de nubes añade un exceso de núcleos de hielo artificiales, lo que altera el equilibrio y genera una mayor cantidad de núcleos en comparación con la cantidad de agua líquida superenfriada. Una nube con exceso de núcleos formará muchas partículas, pero cada una será muy pequeña. Esto puede hacerse como medida preventiva en zonas con riesgo de granizo .

Producción secundaria de hielo (SIP)

La producción secundaria de hielo (PSI) genera nuevos cristales de hielo mediante interacciones con partículas de hielo preexistentes en las nubes. [ 53 ] [ 54 ] La PSI puede aumentar las concentraciones de partículas de hielo, a menudo en varios órdenes de magnitud por encima de la concentración esperada de partículas de hielo según la PSI (por ejemplo, [ 55 ] [ 56 ] ). El aumento de las concentraciones de partículas de hielo impulsado por la PSI influye en las propiedades de las partículas de hielo, la precipitación, la vida útil y las propiedades radiativas de las nubes.

Los mecanismos SIP operan bajo diferentes condiciones termodinámicas y microfísicas, incluyendo la fragmentación de la escarcha (por ejemplo, el proceso Hallett-Mossop [ 57 ] ), la fragmentación por colisión, [ 58 ] [ 59 ] la rotura de gotas congeladas, [ 60 ] y la fragmentación durante la sublimación del hielo. [ 61 ] A pesar de las investigaciones que se remontan a la década de 1940, persisten los desafíos para representar el SIP en los modelos climáticos y atmosféricos, junto con grandes incertidumbres que aún existen en torno a sus influencias en las propiedades de las nubes. [ 53 ]

proceso de Bergeron

El mecanismo principal para el crecimiento de partículas de nubes de hielo fue descubierto por Tor Bergeron . El proceso de Bergeron señala que la presión de vapor de saturación del agua, o la cantidad de vapor de agua que puede contener un volumen dado, depende de con qué interactúa el vapor. Específicamente, la presión de vapor de saturación con respecto al hielo es menor que la presión de vapor de saturación con respecto al agua. El vapor de agua que interactúa con una gota de agua puede estar saturado, a una humedad relativa del 100% , cuando interactúa con una gota de agua, pero la misma cantidad de vapor de agua estaría sobresaturada cuando interactúa con una partícula de hielo. [ 62 ] El vapor de agua intentará volver al equilibrio , por lo que el vapor de agua adicional se condensará en hielo en la superficie de la partícula. Estas partículas de hielo terminan siendo los núcleos de cristales de hielo más grandes. Este proceso solo ocurre a temperaturas entre 0 °C (32 °F) y −40 °C (−40 °F) . Por debajo de −40 °C (−40 °F) , el agua líquida se nuclea espontáneamente y se congela. La tensión superficial del agua permite que la gota permanezca líquida muy por debajo de su punto de congelación normal. Cuando esto sucede, se trata de agua líquida sobreenfriada . El proceso de Bergeron se basa en la interacción del agua líquida sobreenfriada (SLW) con los núcleos de hielo para formar partículas más grandes. Si hay pocos núcleos de hielo en comparación con la cantidad de SLW, no se podrán formar gotas. Esto significa que las nubes que se forman en aire muy frío, por ejemplo en el Ártico, son particularmente sensibles a la nucleación del hielo. Sin embargo, las concentraciones de partículas de nucleación de hielo (INP) son relativamente bajas en el Ártico y las investigaciones han sugerido que es probable que las INP, como el polvo mineral, se hayan transportado a largas distancias desde latitudes más bajas. [ 63 ]      

Clasificación de nubes

Las nubes en la troposfera , la capa atmosférica más cercana a la Tierra, se clasifican según la altura a la que se encuentran y su forma o apariencia. [ 64 ] Hay cinco formas basadas en la estructura física y el proceso de formación. [ 65 ] Las nubes cirriformes son altas, delgadas y tenues, y se observan con mayor frecuencia a lo largo de los bordes de ataque de las perturbaciones meteorológicas organizadas. Las nubes estratiformes no son convectivas y aparecen como extensas capas en forma de lámina, que varían de delgadas a muy gruesas con un desarrollo vertical considerable. Son principalmente producto del ascenso a gran escala de aire estable. Las nubes cumuliformes inestables de convección libre se forman principalmente en cúmulos localizados. Las nubes estratocumuliformes de convección limitada muestran una mezcla de características cumuliformes y estratiformes que aparecen en forma de rollos u ondulaciones. Las nubes cumulonimbiformes altamente convectivas tienen estructuras complejas que a menudo incluyen cimas cirriformes y nubes accesorias estratocumuliformes.

Estas formas se clasifican cruzadamente por rango de altitud o nivel en diez tipos de género que pueden subdividirse en especies y tipos menores. Las nubes de alto nivel se forman a altitudes de 5 a 12 kilómetros. Todas las nubes cirriformes se clasifican como de alto nivel y, por lo tanto, constituyen un solo género de nube, cirrus . Las nubes estratiformes y estratocumuliformes en el nivel alto de la troposfera tienen el prefijo cirro- añadido a sus nombres, dando lugar a los géneros cirrostratus y cirrocumulus . Nubes similares que se encuentran en el nivel medio (rango de altitud de 2 a 7 kilómetros) llevan el prefijo alto-, lo que da lugar a los nombres de género altostratus y altocumulus . [ 66 ]

Las nubes de bajo nivel no tienen prefijos relacionados con la altura, por lo que las nubes estratiformes y estratocumuliformes con base alrededor de 2 kilómetros o menos se conocen simplemente como estratos y estratocúmulos . Las pequeñas nubes cúmulos con poco desarrollo vertical (species humilis) también se clasifican comúnmente como de bajo nivel. [ 66 ]

Los cúmulos cumuliformes y cumulonimbiformes y las capas estratiformes profundas suelen ocupar al menos dos niveles troposféricos, y los más grandes o profundos pueden ocupar los tres niveles. Se pueden clasificar como de nivel bajo o medio, pero también se clasifican o caracterizan comúnmente como verticales o multinivel. Las nubes nimbostratos son capas estratiformes con suficiente extensión vertical para producir precipitaciones significativas. Los cúmulos imponentes (especie congestus) y los cumulonimbos pueden formarse en cualquier lugar desde cerca de la superficie hasta alturas intermedias de alrededor de 3 kilómetros. De las nubes desarrolladas verticalmente, el tipo cumulonimbo es el más alto y puede abarcar prácticamente toda la troposfera desde unos pocos cientos de metros sobre el suelo hasta la tropopausa. [ 66 ] Es la nube responsable de las tormentas eléctricas.

Algunas nubes pueden formarse a niveles muy altos o extremos por encima de la troposfera, principalmente sobre las regiones polares de la Tierra. Las nubes estratosféricas polares se observan, aunque raramente, en invierno a altitudes de 18 a 30 kilómetros, mientras que en verano, ocasionalmente se forman nubes noctilucentes en latitudes altas a una altitud de entre 76 y 85 kilómetros. [ 67 ] Estas nubes polares presentan algunas de las mismas formas que se observan a menor altitud en la troposfera.

Tipos homosféricos determinados por la clasificación cruzada de formas y niveles .

Los tipos homosféricos incluyen los diez géneros troposféricos y varios tipos principales adicionales por encima de la troposfera. El género cúmulo incluye cuatro especies que indican tamaño y estructura vertical.

Determinación de propiedades

Las propiedades de las nubes se estudian mediante mediciones in situ (a menudo con aeronaves) y teledetección terrestre o satelital. La teledetección puede basarse en imágenes, lidar o radar .

Medición in situ

Las aeronaves de investigación se utilizan comúnmente para estudiar los procesos microfísicos mencionados en las nubes, a menudo en el contexto de la dinámica de las nubes . [ 68 ]   Con frecuencia se despliegan diversas sondas de nubes en las alas o en otras partes del fuselaje de la aeronave. [ 69 ] Estas se utilizan para determinar: las distribuciones del tamaño de las gotas de las nubes; el contenido de agua líquida en las nubes; el tamaño y la concentración de las gotas de lluvia; y la forma, el tamaño y la concentración de las partículas de hielo, incluido el granizo. Algunos instrumentos son capaces de distinguir entre la fase líquida y sólida de las partículas. Se utilizan diversos patrones de vuelo para comprender el desarrollo de las partículas, según los objetivos del proyecto. El vuelo estadístico se utiliza a menudo cuando hay un campo de nubes aproximadamente homogéneas. Los vuelos para evaluar datos satelitales o para recopilar múltiples perfiles verticales a través de nubes poco profundas suelen utilizar patrones de vuelo en sierra. Muchos proyectos involucran múltiples aeronaves y/u otras instalaciones, como instrumentos terrestres, drones, radares e instrumentos satelitales. [ 70 ]

Teledetección terrestre

La teledetección terrestre desempeña un papel fundamental en la comprensión de las propiedades de las nubes mediante el uso de instrumentos que exploran la atmósfera desde tierra. Los radares de nubes y los lidars proporcionan observaciones de alta resolución de la estructura de las nubes; los radares de nubes de ondas milimétricas detectan la distribución de partículas de nubes, mientras que los lidars detectan nubes delgadas y aerosoles con alta sensibilidad. Por ejemplo, en toda Europa, los sitios ACTRIS (Infraestructura de Investigación de Aerosoles, Nubes y Gases Traza) despliegan combinaciones sinérgicas de radares Doppler de nubes, lidars, radiómetros de microondas y otros instrumentos para producir perfiles verticales continuos de la fracción de nubes y las propiedades de las nubes de agua y hielo, con el apoyo del procesamiento estandarizado de Cloudnet y productos de datos con control de calidad. [ 71 ] Además, los radares de vigilancia meteorológica transmiten pulsos de microondas en longitudes de onda más largas (escala centimétrica) para determinar la ubicación, la intensidad y el movimiento de los hidrometeoros dentro de las nubes, complementando la información obtenida de longitudes de onda más cortas, que pueden atenuarse una vez que las nubes comienzan a precipitar. [ 72 ]

Teledetección basada en satélites

Los satélites se utilizan para recopilar datos sobre las propiedades de las nubes y otra información como la cantidad de nubes, altura, emisividad infrarroja, profundidad óptica visible, formación de hielo, tamaño efectivo de partículas tanto líquidas como de hielo, y temperatura y presión en la cima de las nubes. Los conjuntos de datos sobre las propiedades de las nubes se recopilan mediante satélites como MODIS , POLDER , CALIPSO o ATSR . Los instrumentos miden la radiancia de las nubes, a partir de la cual se pueden obtener los parámetros relevantes. Esto se suele hacer mediante la teoría inversa . [ 73 ] El método de detección se basa en el hecho de que las nubes tienden a parecer más brillantes y frías que la superficie terrestre. Debido a esto, surgen dificultades para detectar nubes sobre superficies brillantes (altamente reflectantes ), como océanos y hielo. [ 73 ]

El valor de un parámetro determinado es más fiable cuanto mayor sea el número de satélites que lo midan. Esto se debe a que el rango de errores y detalles omitidos varía de un instrumento a otro. Por lo tanto, si el parámetro analizado presenta valores similares para diferentes instrumentos, se acepta que el valor real se encuentra dentro del rango proporcionado por los conjuntos de datos correspondientes. [ 73 ]

El Experimento Global del Ciclo de Energía y Agua utiliza las siguientes cantidades para comparar la calidad de los datos de diferentes satélites con el fin de establecer una cuantificación confiable de las propiedades de las nubes: [ 73 ]

  • la cobertura nubosa o cantidad de nubes con valores entre 0 y 1
  • La temperatura de la nube en la cima oscila entre 150 y 340 K.
  • La presión de la nube en la parte superior es de 1013 - 100 hPa.
  • La altura de las nubes , medida sobre el nivel del mar, oscila entre 0 y 20  km.
  • la emisividad infrarroja de la nube , con valores entre 0 y 1, con un promedio global de alrededor de 0,7
  • la cantidad efectiva de nubes , la cantidad de nubes ponderada por la emisividad IR de las nubes, con un promedio global de 0,5
  • La profundidad óptica (visible) de la nube varía en un rango de 4 a 10.
  • la trayectoria del agua de la nube para las fases líquida y sólida (hielo) de las partículas de la nube
  • el tamaño efectivo de partícula de la nube tanto para líquido como para hielo, que oscila entre 0 y 200 μm

Otra propiedad vital es la característica de formación de hielo de los distintos tipos de nubes a diferentes altitudes, lo que puede tener un gran impacto en la seguridad del vuelo. Las metodologías utilizadas para determinar estas características incluyen el uso de datos de CloudSat para el análisis y la recuperación de las condiciones de formación de hielo, la localización de las nubes mediante datos geométricos y de reflectividad, la identificación de los tipos de nubes mediante datos de clasificación de nubes y la determinación de la distribución vertical de la temperatura a lo largo de la trayectoria de CloudSat (GFS). [ 74 ]

El rango de temperaturas que pueden dar lugar a condiciones de formación de hielo se define según los tipos de nubes y los niveles de altitud:

Los estratocúmulos y estratos de baja altitud pueden provocar la formación de hielo en un rango de temperatura de 0 a -10  °C.
Para los altoscúmulos y altostratos de nivel medio, el rango es de 0 a -20  °C.
Los cúmulos verticales o multinivel, los cumulonimbos y los nimbostatus, generan hielo en un rango de 0 a -25  °C.
Los cirros, cirrocúmulos y cirrostratos de alto nivel generalmente no causan hielo porque están formados principalmente por cristales de hielo más fríos que -25  °C. [ 74 ]

Modelos

Existen tres enfoques de modelado principales para simular la dinámica de los tamaños de las partículas en las nubes, [ 75 ] que pueden clasificarse como eulerianos o lagriangianos en términos de formulación de la dinámica en el espacio de atributos de las partículas:

Enfoques de la microfísica euleriana:

  • a granel (en el que se utiliza una descripción basada en momentos de la distribución de atributos de partículas, con distribuciones de tamaño/masa supuestas),
  • bin (en el que se utiliza una descripción no paramétrica basada en histogramas del espacio de atributos de partículas, que posiblemente incluya una descripción basada en momentos dentro de cada bin del histograma);

Enfoques de la microfísica lagrangiana:

El tipo de modelo más común es la microfísica de volumen que utiliza valores medios para describir las propiedades de la nube (p. ej., contenido de agua de lluvia, contenido de hielo); las propiedades pueden representar solo el primer orden (concentración) o también el segundo orden (masa). [ 76 ] Esquemas de microfísica de compartimentos que mantienen los momentos (masa o concentración) en diferentes variables para diferentes tamaños de partículas. [ 77 ] Los modelos de microfísica de volumen son mucho más rápidos que los modelos de compartimentos, pero son menos precisos. [ 78 ] La microfísica basada en partículas puede basarse en modelos probabilísticos (Monte Carlo) de procesos como la coagulación, la nucleación y el transporte, y su costo computacional es menor que el de los esquemas de compartimentos si se necesita rastrear múltiples parámetros de partículas en una simulación (p. ej., propiedades de aerosoles). [ 79 ]

Véase también

Referencias

  1. ↑ "¿Qué son las nubes?" . ssec.si.edu . Centro de Educación Científica Smithsonian . 2 de marzo de 2017.
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