Introducción a las Ciencias Atmosféricas
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CCA-UNAM


VI.   Formación de Nubes y Precipitación

Objetivos:

Introducción:

Las nubes nos acompañan cada día, sin embargo poca gente sabe acerca de los factores necesarios para su formación. Las nubes se forman a partir del vapor de agua que nace de la tierra y llega a las partes altas de la atmósfera por medio de varios mecanismos que se describen en este capítulo.
Cada gotita de nube crece sobre su "semilla": una diminuta partícula sólida o liquida suspendida en el aire. El tamaño y la composición química de esta partícula determinan el crecimiento de la gotita. Pero las gotitas de nubes no pueden alcanzar los tamaños de las gotas de lluvia sólo por medio de la condensación. Tanto en las nubes calientes, que no contienen hielo, como en nubes frías existen procesos muy importantes que llevan a la formación de partículas de precipitación: colisión-coalescencia, rompimiento, proceso de Bergeron, acreción y agregación.

En México casi toda la precipitación empieza su viaje de las nubes como hielo, nieve y granizo. Después se derrite en las partes más bajas de la atmósfera y alcanza la superficie de la tierra como agua líquida. Sin embargo, cuando hay muy fuertes corrientes ascendentes en la nube, el granizo puede crecer a los tamaños tan grandes que no se derrite durante su caída, a pesar de las temperaturas altas cerca de la superficie. Debido a eso, a veces observamos la precipitación en forma de granizo.


6.1.  Microfísica de nubes

6.1.1. Núcleos de condensación de nube (CCN): partículas de aerosol atmosférico que proporcionan una superficie para la formación de las gotitas de nube. Son indispensables para la formación de las nubes en la Tierra. Sus diámetros varían entre 0.0001 micrómetros (núcleos de Aitken) y 10 micrómetros (aerosoles gigantes), y sus concentraciones entre 1 y 10 millones de partículas por cm3. Están compuestos de sustancias como nitratos, sulfatos, cloruros, compuestos orgánicos, minerales y otros. Las fuentes de los núcleos de condensación son muy diversas. Los núcleos más pequeños provienen generalmente de procesos de combustión. Los de mayor tamaño pueden ser partículas de sal generadas por el rompimiento de las olas en los océanos o polvo levantado por el viento. 

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Figura 1. Las fuentes de aerosoles atmosféricos. Los aerosoles higroscópicos actúan como núcleos de condensación de nubes.

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Figura 2. El tamaño de un núcleo de condensación de nube comparado con los tamaños de una gotita de nube y una gota de precipitación. 


6.1.2. Efectos de curvatura y soluto en la formación de gotitas de nube

Efecto de curvatura

Debido al efecto de tensión superficial, para que el vapor de agua se condense sobre una superficie curva (una partícula de aerosol higroscópico) la presión de vapor debe ser mayor que en caso de una superficie plana. Por esa razón la humedad relativa debe ser mayor a 100% para que se formen las gotitas de nube. Para los diámetros muy pequeños (curvaturas grandes), la humedad relativa debe ser muy grande para que el aire esté saturado y ocurra la condensación. Debido a este fenómeno, las partículas grandes son mejores núcleos de condensación de nube que las pequeñas.
Para formar una gota, a humedad relativa 101%, sin participación de aerosoles, 2.5 x 108 moléculas de agua tendrían que juntarse simultáneamente. El radio de la gota resultante sería 0.12 micrómetros. La ocurrencia de ese fenómeno es tan poco probable que la creación espontánea de gotas sin participación de aerosoles (nucleación homogénea) es prácticamente imposible. Las nubes y la lluvia en la Tierra existen gracias a los aerosoles que actúan como núcleos de condensación. El proceso de formación de gotas sobre núcleos de condensación en condiciones de saturación se llama nucleación heterogénea.

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Figura 3. La humedad relativa de saturación en función del tamaño de la gota de agua pura (sin soluto). La humedad relativa 100% implica el aire saturado sobre una superficie plana.

Efecto de soluto

Las partículas solubles facilitan la condensación ya que la presencia de un soluto disminuye la humedad relativa necesaria para alcanzar el estado de saturación.
Los efectos de curvatura y soluto dan como resultado la curva de Köhler (Figura 4), que muestra  la humedad relativa de saturación en función del diámetro de la gotita. Las humedades relativas necesarias para el crecimiento de las gotitas de nubes son mayores a 100%. Se define el concepto de sobresaturación como:

Sobresaturación = Humedad relativa - 100%

En la figura 4 se puede apreciar que el cloruro de sodio es mejor núcleo de condensación que el sulfato de amonio, ya que la humedad relativa necesaria para mantener el estado de saturación es menor para las gotitas que se forman sobre las partículas compuestas del cloruro de sodio. El máximo en la sobresaturación de la curva de Köhler se denomina sobresaturación crítica y es función del tamaño inicial del núcleo de condensación de nube y de su composición química. Al alcanzar la sobresaturación crítica, las gotitas empiezan a crecer muy rápido, ya que a partir de este punto su humedad relativa de saturación disminuye.


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Figura 4. La curva de Köhler: el efecto de curvatura y soluto en la humedad relativa (RH) de saturación. Dd significa el diámetro inicial del núcleo de condensación.


6.2. Dinámica de nubes

Hay cuatro mecanismos de levantamiento de aire que llevan a la formación de las nubes:

6.2.1. Levantamiento orográfico:
Cuando el aire se levanta sobre una montaña experimenta la expansión adiabática que causa su enfriamiento. A sotavento de la montaña, el aire desciende, se comprime y se calienta lo que causa la zona de sombra de la lluvia.

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Figura 5. Levantamiento orográfico.


6.2.2. Levantamiento frontal:

Cuando una masa de aire se desplaza sobre otra con temperatura menor.

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Figura 6. Levantamiento frontal: a) el aire frio avanza hacia el aire caliente (de menor densidad) y lo desplaza hacia arriba, b) el aire caliente avanza sobre el aire frio (de mayor densidad).
 
6.2.3. Convergencia:
Movimiento horizontal del aire que converge en un área, a niveles bajos. Una zona de baja presión causa la convergencia de masas de aire de todas las direcciones y después su levantamiento.

6.2.4.  Levantamiento convectivo localizado:
Ocurre debido a la diferencia de temperatura entre la parcela del aire y el ambiente, que causa el empuje hidrostático. El levantamiento convectivo se considera como adiabático. Cuando una parcela del aire asciende de manera adiabática, se expande y se enfría.

Expansión adiabática de la parcela del aire
1a Ley de Termodinámica para un proceso adiabático  (ΔQ=0):

p ∙ ΔV = - Cv ∙ ΔT

¡Si V aumenta, entonces T disminuye!

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Figura 7. El esquema del movimiento convectivo de una parcela de aire que origina una nube.

La tasa de enfriamiento con la altura se denomina el gradiente adiabático. Si no se produce condensación en la masa de aire el gradiente adiabático se denomina seco, y es aproximadamente de -10 °C por cada 1000 m de elevación. (-1 °C/100m). Cuando se condensa el vapor de agua, el gradiente adiabático se denomina saturado y es aproximadamente -5 °C por cada 1000 m (-0.5 °C/100m). Cuando hay condensación el aire se enfría menos debido a la liberación de calor latente.

El levantamiento convectivo de la parcela depende del gradiente ambiental. Si el gradiente ambiental es mayor que el gradiente adiabático seco, entonces el aire que rodea la parcela es más frio que la parcela. En esta situación la parcela asciende debido al empuje hidrostático y el aire se considera como incondicionalmente inestable (Figura 8).
Cuando el gradiente ambiental es menor que el gradiente adiabático saturado, entonces el aire que rodea la parcela es más caliente que la parcela. El aire es incondicionalmente estable (Figura 9) y la parcela no puede ascender.
Cuando el valor del gradiente ambiental se encuentra entre el gradiente adiabático seco y saturado, el aire es condicionalmente inestable y la tendencia de la parcela a ascender depende si el aire está saturado y si la parcela ha llegado al nivel de convección libre en que su flotabilidad se vuelve positiva.

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Figura 8. El aire incondicionalmente inestable. El gradiente ambiental es mayor que el gradiente adiabático seco.

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Figura 9. El aire incondicionalmente estable. El gradiente ambiental es menor que el gradiente adiabático saturado.


6.3. Tipos de nubes

Nubes altas: cirrus, cirrostratus, cirrocumulus
Nubes medias: altostratus, altocumulus
Nubes bajas: stratus, stratocumulus, nimbostratus
Nubes de desarrollo vertical: cumulus, cumulonimbus


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Figura 10. Diferentes tipos de nubes


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Figura 11. Nubes cirrus se forman a la altura mayor de 6km y están hechas de  agregaciones de cristales de hielo.

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Figura 12. El fenómeno de halo ocurre cuando la luz del sol o de la luna se refracta al pasar a través de los cristales de las nubes cirrostratus.


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Figura 13. Nubes cirrocumulus se forman cuando la velocidad o dirección del viento cambia con altura. Eso ocurre a menudo delante de los sistemas de tormenta.

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Figura 14. Altostratus están compuestas principalmente de agua líquida.

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Figura 15. Altocumulus contienen más agua líquida que hielo. Ocurren en largas bandas o hileras.

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Figura 16. Las nubes stratus tienen sus bases por debajo de 2 km y se ven como niebla en el cielo. Su contenido de agua es bajo. Pueden generar un poco de precipitación y entonces  se denominan nimbostratus.

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Figure 17. Stratocumulus se forman en capas y tienen algo de desarrollo vertical. Las partes más gruesas se ven más oscuras y las delgadas más brillantes.

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Figure 18. Cumulus humilis son nubes de desarrollo vertical que no generan precipitación y se evaporan rápido. Las nubes tipo cumulus se forman cuando el aire es absolutamente o condicionalmente inestable.

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Figure 19. Cumulus congestus se ven como torres en el cielo ya que tienen un gran desarrollo vertical.


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Figura 20. Los cumulonimbus son nubes de tormenta. Generan lluvias intensas y descargas eléctricas. Sus bases están compuestas de gotitas de agua, mientras sus topes contienen solamente cristales de hielo.



6.4. Crecimiento de gotas de nubes

6.4.1. Velocidad terminal

Al caer, las gotas experimentan la fuerza de fricción opuesta a la dirección de su movimiento. La velocidad de caída (denominada velocidad terminal) depende del tamaño de las gotas. Las gotitas con tamaños pequeños tienen velocidades de caída mínimas y las corrientes ascendentes las levantan dentro de la nube. La precipitación empieza cuando las gotas alcanzan tamaños tan grandes que su peso se vuelva mayor al efecto de corrientes ascendentes. Las gotas de lluvia tienen diámetros alrededor 100 veces más grandes que las gotitas de nube.

6.4.2. El proceso de colisión-coalescencia

Las nubes calientes tienen temperaturas mayores a 0°C. Las gotitas en estas nubes primero crecen por condensación y después por el proceso llamado colisión-coalescencia. Las gotas grandes (llamadas gotas colectoras) tienen velocidades mayores a las de gotitas chicas y las “absorben” durante colisiones.

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Figura 21. La gota colectora colisiona con las gotas más pequeñas que se encuentran en su trayectoria.

La probabilidad de colisión depende de los tamaños de la gota colectora y de las gotas colectadas. Si la gota colectora es mucho más grande que las gotas debajo de ella, la probabilidad de colisión es baja.

Durante las colisiones las gotas pueden juntarse, romperse o rebotar. El proceso en el que las gotas se juntan se llama coalescencia. El porcentaje de las gotas que se juntan durante colisiones se denomina la eficiencia de coalescencia y a menudo es cercana a 100%.

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Figura 22. a) La gota colectora comprime el aire debajo de ella. b) Se desarrolla el gradiente de presión que empuja a las gotas más pequeñas hacia los lados. c) Las gotas más pequeñas se mueven fuera de la trayectoria de la gota colectora.

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Figura 23. Rompimiento de las gotas de lluvia: (a) Inicialmente la gota tiene forma esférica (b) Mientras cae, se aplana c) Mientras la gota se aplana aumenta su superficie inferior, lo que resulta en mayor resistencia del aire y la forma aún más plana d) Finalmente la gota se rompe.


6.5. Crecimiento de cristales de hielo

6.5.1. El proceso de Bergeron

Hielo tiene la presión de saturación más baja que el agua líquida. Si el aire está saturado con respecto a una gota de agua significa que hay un exceso de vapor con respecto a un cristal de hielo. Este exceso de vapor se deposita sobre las partículas de hielo (deposición: cambio de fase gaseosa a sólida). Durante la deposición disminuye la cantidad de vapor de agua, el aire ya no está saturado con respecto a la gota y ésta se evapora. De esta manera los cristales de hielo crecen al costo de las gotas de agua.

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Figura 24. El proceso de Bergeron: a) Cuando la gota de agua está en equilibrio (estado de saturación), los cristales de hielo crecen por deposición. b) Debido a deposición, la presión del vapor disminuye y la gota se evapora (c) Mientras la cantidad de vapor aumenta debido a evaporación, la tasa de deposición aumenta también.


6.5.2. Acreción: ocurre cuando las gotas sobreenfriadas chocan con los cristales de hielo y se congelan sobre su superficie. Eso causa el crecimiento rápido de los cristales  de hielo.


6.5.3. Agregación: cuando los cristales de hielo se juntan y como resultado se produce un solo cristal más grande. Ocurre principalmente cuando los cristales están cubiertos con una delgada película de agua líquida, que los hace más adhesiva


6.5.4. Formación de nieve: La nieve es el resultado del crecimiento de cristales de hielo por deposición, acreción y agregación. Las formas de los copos de nieve dependen de la temperatura, humedad y presión. El proceso del crecimiento de un copo de nieve es muy sensible a los pequeños cambios en estas variables; por esta razón no existen dos copos de nieve idénticos. A pesar de sus formas diferentes, todos los copos de nieve tienen una estructura hexagonal. Debido a las propiedades de agua, el primer cristal de hielo, que se forma sobre una partícula llamada el núcleo de hielo, es un hexágono, con seis átomos de oxígeno en sus esquinas y los átomos de hidrógeno en los lados. El copo de nieve se desarrolla a partir de este primer cristal hexagonal.

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Figure 25. Las formas de los copos de nieve dependen principalmente de la temperatura y el contenido del vapor en el aire. Los copos más bellos aparecen en las condiciones de alta humedad y las temperaturas arriba de -20°C.


6.5.5. Formación de granizo: Granizo ocurre cuando un cristal de hielo crece por acreción y contiene pequeñas burbujas de aire que le dan una apariencia opaca. Al chocar con las gotas, la partícula de granizo adquiere una delgada película de agua líquida en la superficie. Las corrientes ascendentes dentro de la nube llevan a las partículas hacia las partes altas y más frías, donde el agua se congela sobre su superficie. Cuando la partícula se sale de la corriente y vuelve a caer, colisiona con más gotas de agua en las partes bajas de la nube. Entonces puede ser capturada por otra corriente y el proceso se repite. De esta manera el granizo puede alcanzar tamaños muy grandes. Hay etapas en que las partículas de granizo pueden crecer por deposición.

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Figura 26. El granizo con estructura de capas que se formaron en diferentes etapas de su crecimiento.

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Figura 27. a) Nubes frías tienen temperaturas por debajo de 0 °C, desde su base hasta el tope. Se componen de cristales de hielo y gotas sobreenfriadas. b) Nubes frescas tienen temperaturas positivas en partes bajas y negativas en partes altas. 

6.6. Distribución de precipitación en la Tierra

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Figura 28. Precipitación anual promedio


6.7. Mediciones de precipitación

El instrumento para medir la precipitación se llama pluviómetro.  Mide la profundidad de agua que cae sobre una superficie horizontal durante un período determinado de tiempo. Se puede calcular la cantidad de lluvia leyendo el valor en milímetros sobre la escala de mediciones que corresponde al nivel del agua. Se trata de una escala expandida ya que el área de recolección del embudo del pluviómetro es 10 veces el área de la sección cruzada del centro del tubo (Figura 28). Esto requiere que las marcas en el tubo interior aparezcan como mayores, de modo que la cantidad de lluvia se pueda leer directamente desde las marcas.

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Figura 29. Esquema de un pluviómetro


6.8. Ligas:

El sitio con materiales adicionales al libro "Understanding Weather and Climate" de Edward Aguado y James E. Burt: http://wps.prenhall.com/esm_aguado_uwac_3/

Capítulo 7 del libro electrónico "The Physical Environment" de Michael E. Ritter: http://www4.uwsp.edu/geo/faculty/ritter/geog101/textbook/atmospheric_moisture/outline.html

Capítulo 5 del libro electrónico: "Introduction to Tropical Meteorology" hecho por "The Comet Program"
http://www.meted.ucar.edu/tropical/textbook_2nd_edition/print_5.htm

6.9.    CUESTIONARIO


6.10. Referencias

Understanding Weather and Climate. Edward Aguado, James E. Burt. Prentice Hall; 5 edition (February 23, 2009)

Atmospheric Science: An Introductory Survey. John M. Wallace, Peter V. Hobbs. Academic Press; 2 edition (February 15, 2006)

Storms. William Cotton. Geophysical Science Series Vol. 1. Aster Press; 1st edition (June 1990)