Niebla: procesos e impactos en la aviación y los pronósticos de aviación

Introducción

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Un estudio de diez años de duración realizado por la Junta Nacional de Seguridad del Transporte (National Transportation Safety Board, o NTSB) de EE.UU. reveló que en más del 20 % de los casos un techo de nubes bajo o condiciones de escasa visibilidad incidieron en los accidentes aéreos. El 68 % de dichos accidentes se atribuyeron específicamente a niebla y techos de nubes bajos ( NTSB: Accidentes relacionados con las condiciones meteorológicas ).

Objetivos del módulo

Esta sección se centra en los asuntos relacionados con los impactos directos e indirectos de las restricciones de techos de nubes y visibilidad en las operaciones aéreas. Una vez que termine de estudiar esta lección, usted podrá:

• Identificar los varios usuarios de pronósticos de techo de nubes y visibilidad, y explicar los impactos (tanto positivos como negativos) de los pronósticos de estas condiciones para las operaciones aéreas de cada uno de estos grupos.
• Describir los impactos de la visibilidad limitada y los techos reducidos en la gestión del tráfico aéreo y las operaciones de aviación comercial y general.
  • Explicar por qué el trabajo de preparación del pronóstico requiere el conocimiento de las características de los aeródromos locales que pueden afectar las operaciones locales.
• Explicar las características, los procesos y los factores en los niveles bajos que influyen en los eventos de niebla de radiación y advección y estratos.
• Explicar las características y los procesos que influyen en los eventos de niebla inducida por la topografía y de niebla prefrontal y postfrontal.

Impactos en la aviación

Si bien a primera vista los impactos de las condiciones de niebla dispersa, niebla local densa o techos de nubes bajos pueden parecer menos dramáticos que los de otros fenómenos meteorológicos, como los tornados, los huracanes o las tormentas severas, los episodios de niebla y techos bajos son más frecuentes y tienen repercusiones importantes para las operaciones aéreas.

Si a tales impactos sumamos el hecho de que los techos y la visibilidad constituyen dos de las variables meteorológicas más difíciles de pronosticar con los modelos numéricos, se vuelve clara la importancia de comprender cabalmente los procesos involucrados en los eventos de niebla y techos bajos y la necesidad de aplicar las técnicas y los enfoques más modernos al problema de pronóstico. Si se emiten pronósticos excesivamente pesimistas, los pilotos pueden dejar de confiar en ellos y optar por ignorarlos. Como las distintas personas que utilizan los pronósticos tienen necesidades y limitaciones diferentes, la mejor forma de enfocar el pronóstico consiste en ser lo más exacto posible y en comunicar las ideas de la forma más clara posible (vea el módulo de COMET Redacción de pronósticos TAF eficaces).

Impactos en clientes específicos

Aerolíneas comerciales

Con frecuencia, la niebla o un techo de nubes bajo causan retrasos, desvíos o la cancelación de los vuelos. Casi el 74 % de todos los retrasos que se producen en los aeropuertos se deben al clima, siendo la causa de la mayoría de ellos las condiciones de techos de nubes bajos y de escasa visibilidad. Un estudio sobre estratos marinos en el Aeropuerto Internacional de San Francisco (SFO) realizado en 1996 por el Lincoln Laboratory del Massachusetts Institute of Technology (MIT) llegó a la conclusión de que el impacto económico en los pasajeros y las aerolíneas de los atrasos provocados por los techos de nubes y la visibilidad alcanza los 100 millones de USD al año (Clark, Wilson, 1996).

Operaciones de las aerolíneas y despachadores de vuelos

Todas las líneas aéreas cuentan con su propio centro de operaciones donde vigilan sus vuelos. Las operaciones de las aerolíneas se desempeñan de forma similar a las de los directores de tráfico aéreo (vea la descripción más adelante), pero su preocupación en la línea aérea. Por lo tanto, utilizan ampliamente pronósticos y otros productos meteorológicos para aviación provenientes de múltiples fuentes.

Los despachadores de vuelos forman parte del centro de operaciones de las aerolíneas. Corresponde a ellos calcular las cargas de combustible y determinar las rutas aéreas de acuerdo con las prestaciones de las distintas aeronaves, las normas nacionales e internacionales y las condiciones meteorológicas, tanto en tránsito como en el destino.

Es posible que el servicio de tráfico aéreo nacional requiera que se designe un destino alternativo en la autorización de despacho si la visibilidad y el techo de nubes observados o pronosticados para el aeropuerto de destino son inferiores a los 600 m (2000 pies) y/o 4800 m (3 millas) dentro de una hora antes o después de la hora prevista de llegada. Una vez que se determine que es necesario establecer una alternativa, el despachador debe elegir un aeropuerto que satisfaga los requisitos mínimos de la alternativa. Normalmente, dichos valores mínimos son 120 m (400 pies) y 1600 m (1 milla) o 180 m (600 pies) y 3200 m (2 millas). Es posible que un aeropuerto más pequeño exija valores mínimos más estrictos, como 240 m (800 pies) y 3200 m (2 millas) o incluso 300 m (1000 pies) y 4800 m (3 millas).

Si se requiere una alternativa, las normas especifican que se debe llevar una cantidad adicional de combustible que permita llegar y tratar de aterrizar en el aeropuerto de destino y después seguir hasta el aeropuerto alternativo más lejano y aterrizar allí.

Al llegar a cualquiera de los dos aeropuertos, debe quedar una reserva de combustible suficiente para 45 minutos de vuelo. Si existen o están pronosticadas condiciones meteorológicas adversas, el despachador calculará primero la carga de combustible normal y después le sumará un 15 % más.

El requisito de establecer una alternativa y los costos que implica la carga de combustible adicional implican gastos considerables, hasta millones de USD al día si se consideran todos los vuelos afectados, además de la cantidad incalculable de horas de molestia para las personas que viajan.

Pilotos de aviación general

Considere esta estadística, que da mucho que pensar: de los pilotos de aviación general (AG) involucrados en accidentes relacionados con techo de nubes bajo o visibilidad escasa debido a niebla, más de la mitad murieron. Claramente esta comunidad de usuarios debería poder contar con los mejores pronósticos posibles.

El término aviación general, o AG, describe una amplia gama de operaciones. Para nuestros fines, definiremos la aviación general en términos de vuelos "no militares ni relacionados con servicios de transporte o taxi aéreo". La mayoría de los vuelos que responden a esta categoría de AG son particulares (es decir, no son contratados) y se realizan en aviones monomotores y bimotores. Los pilotos de aviación general obtienen informes meteorológicos a través de programas patrocinados por el gobierno o vendedores comerciales de productos meteorológicos. El nivel de experiencia abarca desde el piloto privado novato hasta pilotos veteranos de transporte de aerolíneas, y todos toman las decisiones en cuanto al clima de acuerdo con su grado individual de capacitación y experiencia.

Aproximadamente la mitad de los pilotos de aviación general sólo pueden volar bajo reglas de vuelo visual (Visual Flight Rules, VFR). En consecuencia, las nubes pueden representar un peligro considerable para ellos, así como para muchos pilotos con habilitación IFR (Instrument Flight Rules), es decir, reglas de vuelo por instrumentos, cuya experiencia de vuelo en estas condiciones es limitada.

Si un piloto habilitado para vuelos VFR se adentra en una zona donde las condiciones exigen seguir las reglas de vuelo por instrumentos (IFR), es común que experimente problemas que a veces pueden provocar accidentes mortales. Los pilotos que no están acostumbrados a volar sin referencias visuales tienden a confiar más en su propia sensación del movimiento que en sus instrumentos. Éste es un problema particularmente importante para la comunidad de aviación general.

Directores/controladores del tráfico aéreo

Los directores de tráfico aéreo se enfrentan al reto constante de tener que anticiparse a la capacidad de operación disponible, para que la demanda de aviones entrantes se pueda regular de modo que coincida con la cantidad de puestos disponibles para las llegadas. El costo en dólares e incomodidad para las personas es muy alto y sólo subirá a medida que aumente el volumen de tráfico aéreo. Este problema es particularmente agudo en los principales aeropuertos costeros (Ciudad del Cabo, Hong Kong, Londres, Los Ángeles, Nueva York, Melbourne, Río de Janeiro, etc.).

Conozca el aeródromo

La consideración principal para los aeropuertos es que nunca puede haber dos aeronaves a la vez en la misma pista, incluso en extremos opuestos. Las secuencias de llegada y salida de las aeronave se establecen en base a la capacidad de despejar la pista antes de que otra aeronave aterrice o inicie su carrera de despegue. Cuanto más bajas las condiciones de techo de nubes y visibilidad, tanto mayor la separación que se requiere entre las aeronaves para respetar la regla de que sólo haya un avión por pista.

Separación de aterrizaje y despegue

Cualquier persona que brinde apoyo a los campos de aviación locales por medio de pronósticos de aeródromo (TAF) debe tener un conocimiento básico de los campos de aviación que deberá apoyar, para que los productos sean sensibles a los umbrales mínimos y a las restricciones locales del aeródromo. El pronosticador debe estar consciente de los factores que establecen los requisitos de tráfico aéreo para los aeropuertos específicos que apoya. Dichos factores abarcan las altitudes críticas, que se basan en:

• pistas de aterrizaje disponibles
• configuración de las pistas
• tipos de aproximaciones
• mínimos requeridos para aproximación/aterrizaje
• mínimos de los destinos alternativos
• densidad de tráfico
• restricciones de ruido

Todos estos factores influyen en cómo las restricciones de techo de nubes y visibilidad afectan a las operaciones del campo aéreo. En este módulo consideraremos la configuración de las pistas, los umbrales de operación y los umbrales mínimos de aproximación y aterrizaje.

Si el pronosticador no comprende cabalmente el posible impacto de su pronóstico en las operaciones, es poco probable que el producto sea bien recibido por el usuario a quien va dirigido y es incluso posible que se produzcan impactos imprevistos en las operaciones.

Configuración de las pistas

A la hora de pronosticar niebla, es particularmente importante conocer el aeródromo, su configuración y el terreno circundante. Las mismas estructuras geofísicas que contribuyeron a determinar la posición del aeropuerto (como cuerpos de agua grandes, topografía compleja, etc.) también influyen en la formación de la niebla. Un estudio del terreno alrededor del aeropuerto puede revelar estructuras que contribuyen sistemáticamente a la formación de niebla.

En muchos aeropuertos hay al menos una pista orientada en sentido paralelo a los vientos predominantes para maximizar el viento de cara, minimizar el viento de cola y reducir la amenaza de vientos transversales o cruzados. Éstas son las cuatro configuraciones básicas:

1. Una sola pista: en esta configuración, la orientación es óptima para los vientos predominantes y otros factores determinantes.
2. Pistas paralelas: la cantidad de operaciones por hora varía según la cantidad total de pistas y los diferentes tipos de aeronaves en circulación.
3. Pistas en V abierta: dos pistas divergentes que provienen de direcciones distintas pero SIN intersecarse forman lo que se puede describir como una "V abierta". Esta configuración resulta útil cuando no hay viento o hay poco viento, ya que permite aprovechar ambas pistas a la vez.
4. Pistas cruzadas: esta configuración se utiliza cuando pueden soplar vientos predominantes relativamente intensos desde más de una dirección según la época del año.

Umbrales de operación

En sus funciones de proveedor de productos esenciales de apoyo a la comunidad aeronáutica, es importante que reconozca que las condiciones de reglas de vuelo por instrumentos a nivel bajo (Low Instrument Flight Rules, LIFR), que también se denomina IFR bajo, no son sino una de las muchas posibles causas de fuertes retrasos en el sistema nacional de tráfico aéreo.

En cada aeropuerto se define un conjunto de criterios mínimos que afectan las operaciones. Dichos mínimos se conocen como umbrales de operación. Los criterios mínimos se ven afectados por:

• la altura de la torre de control
• la configuración de las pistas
• el uso del aeródromo (tipos de aeronaves)
• el equipo disponible (sistema de aterrizaje por instrumentos, torre con personal, etc.)

Esto incluye restricciones que van más allá de los requisitos mínimos correspondientes a las reglas de vuelo visual marginal (Marginal Visual Flight Rules, MVFR), o VFR marginal, a las reglas de vuelo por instrumentos (Instrument Flight Rules, IFR) y a las reglas de vuelo por instrumentos a nivel bajo (Low Instrument Flight Rules, LIFR), o IFR bajo.

Sistema de aterrizaje por instrumentos

Algunos aeropuertos cuentan con un sistema de aterrizaje por instrumentos de alta precisión que normalmente se compone de los siguientes componentes electrónicos y ayudas visuales:

• localizador (señal horizontal)
• pendiente de planeo o glideslope (señal vertical)
• marcador externo
• marcador medio
• luces de aproximación

Gracias a tales sistemas, las aeronaves que se aproximan al aeropuerto pueden seguir un procedimiento de aproximación por instrumentos para aterrizar incluso en condiciones de visibilidad limitada. Estos procedimientos están divididos en tres categorías determinadas por la altura a la cual el piloto debe decidir si va a aterrizar o no (la altura de decisión).

• Categoría I (CAT I)
• Categoría II (CAT II)
• Categoría III (CAT III)

Visibilidad de las pistas desde la torre

La altura de la torre de control de tráfico aéreo viene determinada por la necesidad de los controladores aéreos de ver los extremos de todas las pistas y la zona circundante. En los aeropuertos modernos, las pistas pueden encontrarse a tres kilómetros de distancia de la torre de control y para que el controlador pueda mantener el contacto visual, la torres nuevas pueden superar los 90 metros de altura.

Por ejemplo, en Atlanta, Georgia (EE.UU.), con la antigua torre de 64 m las operaciones se veían afectadas menos del 50 % del tiempo cuando la base de las nubes se hallaba en 60 m. Pero con la nueva torre de 120 m, las operaciones se ven afectadas el 87 % del tiempo con un techo de nubes de 60 m (West y Scov, 2006). ¿Qué altura tiene la torre de control de su aeropuerto?

Alcance visual en la pista

El alcance visual en la pista (Runway Visual Range, RVR) es un valor derivado de los instrumentos que representa la distancia horizontal que un piloto puede ver a lo largo de la pista de aterrizaje desde el extremo de aproximación. A diferencia de la visibilidad predominante o de pista, el alcance visual en la pista se basa en lo que el piloto debería poder ver al observar la pista desde la aeronave en movimiento. Esta indicación puede o no estar disponible en su aeropuerto local.

Aterrizaje

Rick Curtis, Meteorólogo Jefe de Southwest Airlines, habla de la altura de decisión

En realidad, esto no impone una restricción tan grande para nosotros, con una única salvedad… es decir, cuando el avión desciende, debe ser posible ver las luces de la pista a la altura de decisión. Si a esa altura no pueden ver las luces de la pista de aterrizaje, tienen que proseguir y ejecutar una maniobra de aproximación frustrada.

Esta tabla presenta un resumen de algunos criterios generales sobre las aproximaciones que conviene tener en cuenta. Recomendamos que la imprima y la ponga en un lugar visible cerca de su estación de trabajo.

Los siguientes ejercicios tratan de los efectos de los pronósticos de techo de nubes y visibilidad dentro del pronóstico de aeródromo, o TAF, y de su impacto en las operaciones del aeropuerto. No obstante, es importante reconocer que otras condiciones climáticas adversas aparte de las restricciones de techo de nubes y visibilidad también influyen en las operaciones de vuelo. Por ejemplo, los vientos de cola, los vientos cruzados y la precipitación también pueden influir enormemente en las restricciones de vuelo y provocar retrasos. Con el fin de mantener el enfoque del presente módulo en los aspectos de techo de nubes y visibilidad, no nos ocuparemos de dichas otras condiciones.

Utilice la Resumen de los mínimos críticos antes proporcionada para contestar las preguntas sobre los pronósticos TAF y los movimientos de vuelo durante las maniobras de aterrizaje y aproximación.

Resumen

La visibilidad limitada y los techos reducidos, ambos factores que producen condiciones meteorológicas de vuelo por instrumentos, constituyen un peligro de seguridad para cualquier tipo de aeronave. Debido a los impactos económicos y de seguridad de estos factores, es imprescindible que las personas a cargo de redactar los pronósticos comprendan cabalmente el aeródromo y sus usuarios. Recuerde que sus principales clientes son:

• las aerolíneas, las operaciones y los despachadores de vuelos comerciales,
• los pilotos de aviación general,
• los directores de tráfico aéreo,
• los gerentes y directores de aeropuertos.

A fin de generar productos meteorológicos para aviación orientados al cliente, es preciso tener presente los siguientes aspectos e impactos en el aeródromo:

• la configuración de las pistas y los umbrales de operación en cada aeródromo;
• cómo una pequeña diferencia en los pronósticos de techo de nubes y visibilidad puede suponer una gran diferencia para el movimiento de los vuelos;
• el impacto económico para las aerolíneas provocado por las interrupciones, los retrasos y el desvío de los vuelos.

La persona a cargo del pronóstico puede tomar estas iniciativas para aumentar su conocimiento de los usuarios de sus productos y sus necesidades:

• asistir a reuniones, conferencias y seminarios para aprender más acerca de las preocupaciones de la comunidad de aviación local;
• conocer a los clientes y estar al tanto de los tipos de aviones que entran y salen de los campos aéreos cubiertos por sus pronósticos;
• familiarizarse con los asuntos que preocupan a la comunidad de aviación general, y con los requisitos y las restricciones pertinentes;
• visitar las instalaciones y reunirse con el personal de las autoridades de aviación civil a nivel local.

Procesos de niebla: niebla de radiación

Centremos ahora la atención en la niebla y los procesos que causan su formación. La niebla es la reducción de la visibilidad en la superficie a menos de 1 km provocada por gotitas de agua, típicamente microscópicas, que se hallan suspendidas en la atmósfera (WMO núm. 306, WMO núm. 407 y NWSI 10-813).

Éstos son algunos de los tipos de niebla más comunes:

• niebla de radiación
• niebla de advección
• niebla inducida por la topografía y por advección de ladera ascendente
• lluvia/niebla postfrontal
• niebla y estratos en flujos bloqueados
• niebla de valle

Como los procesos básicos de formación son comunes para todos los tipos de niebla, este módulo se centra en los dos tipos principales, las nieblas de radiación y de advección. Utilizaremos la niebla de radiación para presentar los procesos de preacondicionamiento del ambiente, formación y crecimiento, mantenimiento y disipación de la niebla. Al final del módulo se incluye una breve descripción de los otros cuatro tipos antes mencionados.

Condiciones previas

Los ingredientes clave que se necesitan en los niveles bajos para generar niebla de radiación son humedad, enfriamiento rápido y vientos calmos o flojos.

Un anticiclón en los niveles bajos puede suprimir los vientos de superficie y desecar el aire en altura por subsidencia, lo cual contribuye a crear condiciones propicias para la formación de niebla de radiación. La presencia de aire seco en altura favorece el enfriamiento radiativo en la superficie. Es muy poco probable que se forme niebla de radiación si no hay suficiente humedad en la capa límite. La humedad puede haber sido transportada a la zona o ser el producto de la evaporación diurna de algún accidente en la superficie, como un humedal o suelo húmedo. Tenga en cuenta que en ciertas situaciones es posible que ya exista una cantidad suficiente de humedad en los niveles bajos (p. ej., por evapotranspiración) como para crear la humedad necesaria para la formación de niebla de radiación.

Cuando cesa el calentamiento diurno, la existencia de condiciones secas y despejadas arriba de la capa límite acelera el enfriamiento en y cerca de la superficie. Cuando el cielo está nublado, menos del 10 por ciento de la radiación emitida por el suelo escapa al espacio, ya que el dióxido de carbono, el vapor de agua y las gotitas nubosas absorben o reflejan la mayor parte de ella. No obstante, si el cielo está despejado, entre el 20 y el 30 por ciento de la radiación puede escapar de la atmósfera.

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La radiación emitida por la superficie terrestre atraviesa la atmósfera.

Nota: debido a que los vientos producen mezcla turbulenta, la presencia de vientos calmos o flojos en la superficie maximiza el enfriamiento radiativo.

Conforme la energía escapa al espacio, la superficie del suelo se enfría rápidamente e induce el enfriamiento de la capa más baja de la atmósfera, de algunos metros de profundidad, creando una inversión térmica poco profunda en la superficie. Si el aire contiene suficiente vapor de agua y se produce suficiente enfriamiento en la superficie, finalmente el aire en los niveles inferiores alcanza el punto de saturación. El contenido de humedad suele ser más alto en las regiones tropicales, donde hace más calor que en las latitudes medias.

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Formación de una inversión térmica poco profunda en la superficie.

Si antes del anochecer la temperatura es fresca, en una noche despejada el punto de saturación se alcanza en poco tiempo.

Formación de una capa estable

A medida que el ambiente se enfría, el vapor de agua cerca de la superficie comienza a condensarse sobre los objetos en forma de rocío o a depositarse como escarcha. Este proceso deseca la capa más baja de la atmósfera, de algunos metros de profundidad, al tiempo que un proceso de difusión por turbulencia débil sigue transportando el aire húmedo hacia la superficie. En términos generales, en las zonas tropicales húmedas la inversión es más débil y menos profunda. Un mayor contenido de vapor de agua significa que se produce menos enfriamiento por radiación.

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Difusión turbulenta y formación de rocío.

Conforme esta capa se enfría, se vuelve más estable y resistente a los efectos de la mezcla turbulenta débil que ocurre cerca de la superficie. Finalmente, la turbulencia cerca de la superficie cesa por completo y con ella la formación de rocío o escarcha sobre la superficie. A medida que el enfriamiento continúa, el exceso de vapor de agua en la capa saturada justo arriba de la superficie comienza a condensarse, formando gotitas de niebla.

Nota: en este contexto, por "mezcla turbulenta" entendemos la mezcla a pequeña escala (varios centímetros), no la mezcla inducida por el viento.

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Estabilización de la capa en la superficie y formación de gotitas.

Intercambio de calor en la superficie

La velocidad de enfriamiento de una superficie varía según el material que la compone y la conductividad térmica del material subyacente. Las superficies de alta conductividad térmica, como las áreas pavimentadas, se enfrían más lentamente después del anochecer, porque el calor conducido hacia arriba compensa el enfriamiento radiativo en la superficie. Las superficie de pasto o césped, por ejemplo, tienen propiedades de conductividad más bajas que el pavimento, de modo que se enfrían más rápidamente y permiten que el aire que entra en contacto con ellas se sature en menos tiempo.

Conductividad térmica de distintas superficies

La conductividad térmica del suelo también depende en gran medida de su contenido de humedad. Durante el día, el suelo húmedo no se calienta tanto como el suelo seco, porque el agua necesita más energía para calentarse, y una porción considerable de la energía solar absorbida por el suelo húmedo contribuye a la evaporación. Además, una vez que cese el calentamiento diurno, el suelo húmedo se enfría más lentamente que el suelo seco.

La conductividad térmica difiere según el contenido de humedad.

Pregunta 2

Elija la mejor respuesta.

Acaba de nevar sobre uno de los aeropuertos de su zona de pronóstico. Conforme las condiciones se estabilizan, ¿qué tipo de superficie favorece más la formación de niebla?

a) Una pista de cemento cubierta de nieve

b) Una pista de cemento recién despejada

Respuesta y explicación: a) es la respuesta correcta.

La presencia de un manto de nieve en la superficie se asocia a menudo con la niebla de radiación. Esto se debe a tres causas principales. En primer lugar, la nieve absorbe mucho menos radiación solar que otras superficies y parte de la energía absorbida se utiliza en los procesos de fusión y sublimación. Esto limita el calentamiento que puede ocurrir por la tarde antes de que se levante niebla.

Procesos de superficie cuando hay un manto de nieve.

En segundo lugar, el manto de nieve aísla el suelo por la noche, lo cual limita el flujo de calor ascendente desde la superficie debajo de la capa de nieve.

Efectos aislantes el manto de nieve.

Finalmente, el enfriamiento radiativo nocturno ocurre más rápidamente sobre un manto de nieve que sobre suelo desnudo o una superficie cubierta de plantas.

Enfriamiento nocturno con y sin manto de nieve.

Debido a la combinación de estos efectos, cuando cesa el calentamiento diurno, la capa inferior de varios metros de profundidad de la atmósfera alcanza el punto de saturación más rápidamente en aquellos lugares donde el suelo está cubierto de nieve. Observe que si la nieve se está derritiendo, se convierte en otra fuente de humedad para los niveles inferiores de la atmósfera.

Durante el día, las superficies heladas se calientan menos que las superficies no heladas. Esto ocurre porque la temperatura del suelo helado no puede sobrepasar el punto de fusión hasta que el hielo en la superficie se haya derretido. En contraste, la temperatura del suelo no helado comienza a subir inmediatamente después de que inicie el calentamiento diurno. Cuando cae la noche, la temperatura inicial del suelo helado es mucho más baja, lo cual acelera la formación de niebla.

Diferencias de temperatura entre suelo helado y no helado.

Sin embargo, si hay poca humedad en los niveles bajos, la presencia de un manto de nieve también puede inhibir la formación de niebla. Debido a que la presión del vapor de agua alrededor de los cristales de hielo es menor que alrededor de las gotitas de agua, el enfriamiento rápido puede causar la formación de escarcha a expensas de las gotitas de niebla, privando la capa límite del exceso de humedad necesario para que se forme niebla.

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Cuando hay poca humedad en los niveles bajos, la presencia de un manto de nieve puede inhibir la formación de niebla.

Preguntas sobre el preacondicionamiento

Formación y crecimiento

Enfriamiento radiativo

Durante la fase de formación y crecimiento de un evento de niebla de radiación, la capa de niebla se forma y se extiende en sentido horizontal y vertical. Los procesos clave durante esta fase son el enfriamiento radiativo, la formación de la capa de niebla y el flujo de calor de la superficie.

Durante la formación de la niebla, el enfriamiento radiativo progresa hasta el punto en que el aire justo arriba del suelo queda sobresaturado y se forman gotitas de niebla por condensación. Debido al contenido de humedad más alto, las regiones tropicales húmedas experimentan menos enfriamiento radiativo, de modo que la inversión suele ser más débil que en las latitudes medias.

• Latitudes medias
• Zonas tropicales húmedas

Formación de la niebla de radiación.

Formación de la niebla de radiación.

Pregunta

Elija la mejor respuesta.

Su zona de pronóstico abarca tres aeropuertos. Uno de ellos se encuentra en una zona urbana, el segundo en una zona rural y el tercero cerca de la costa del mar. Si las condiciones atmosféricas favorecen la formación de niebla, ¿en cuál de ellos cree que se levantará primero?

a) en el aeropuerto urbano

b) en el aeropuerto rural

c) en el aeropuerto en la costa

La respuesta correcta es c).

Es probable que la niebla se levante primero en el aeropuerto en la costa debido a la presencia de partículas de sal. En algunas situaciones, como cerca del océano o en ambientes contaminados, las gotitas pueden formarse antes de que se produzca sobresaturación, porque algunos núcleos higroscópicos, como las partículas de sal marina, se activan con niveles de saturación inferiores al 100 %. En estos ambientes, la formación de niebla puede ocurrir antes de lo esperado.

Formación de niebla en ambiente costeros o contaminados.

Formación de la capa de niebla

Durante la etapa inicial de formación de niebla, el enfriamiento en y cerca del suelo continúa hasta que la niebla alcance varios metros de profundidad, una profundidad suficiente como para comenzar a absorber y reemitir la radiación proveniente del suelo. Esto reduce la velocidad de enfriamiento en el suelo y la superficie de la capa de niebla se convierte en el nivel donde los procesos de enfriamiento radiativo y condensación son más activos.

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Enfriamiento radiativo conforme la capa de niebla se espesa.

Dependiendo del material de la superficie, es posible que el suelo siga conduciendo calor hacia la superficie; cuando la superficie se vuelve más caliente que el aire justo arriba de ella, en los niveles inferiores de la atmósfera se forman corrientes convectivas débiles que causan el ascenso de la base de la inversión térmica cerca de la superficie.

Nota: los mantos de nieve y el suelo helado minimizan la conducción de calor del suelo hacia la atmósfera.

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La base de la inversión térmica cerca de la superficie asciende a medida que se forman corrientes convectivas débiles en los niveles inferiores de la atmósfera.

Mientras tanto, conforme la niebla se profundiza, la radiación escapa siempre en menor medida de la superficie y de la porción inferior de la capa de niebla. La niebla cubre los niveles inferiores, limitando la pérdida de calor por radiación. En ausencia de un calentamiento residual significativo desde la superficie, los niveles inferiores de la capa de niebla pueden mantener una temperatura casi constante.

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Se mantiene una temperatura casi constante a medida que la niebla se profundiza.

Pregunta

Elija la mejor respuesta.

En algunas circunstancias, la niebla cerca del suelo puede evaporar. ¿Por qué cree que ocurre esto?

a) cantidad insuficiente de humedad en la capa

b) flujo de calor de las superficies cálidas

c) reducción de la mezcla turbulenta

La respuesta correcta es b).

Algunos flujos de calor débiles de las superficies de suelo más cálidas pueden causar la evaporación de la niebla cerca del suelo. Estudiemos esta situación en detalle.

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Los flujos de calor débiles en la superficie causan la evaporación de la niebla.

Flujo de calor de la superficie

Las variaciones en el material que compone la superficie, como el tipo de suelo, la vegetación y otros factores, causan variaciones locales en la humedad y la velocidad de enfriamiento radiativo. El resultado es que el momento inicial de formación de la niebla de radiación es variable y se desarrolla en forma de jirones o bancos dispersos. El flujo de calor ascendente desde el suelo reduce la humedad relativa (HR) local en la superficie. Por la noche esto atrasa la formación de niebla de radiación sobre superficies muy conductoras, como las áreas pavimentadas, acelera su formación sobre superficies de baja conductividad térmica, como las capas de nieve.

Formación de niebla en distintos tipos de superficie.

Fase de formación y crecimiento > Preguntas

Fase de mantenimiento

Durante la fase de mantenimiento, una capa de niebla ya formada mantiene una profundidad relativamente constante. Esta fase se caracteriza por un equilibrio entre fuerzas opuestas: el enfriamiento radiativo en la superficie de la capa de niebla, el asentamiento de las gotitas y el proceso de mezcla en la superficie de la capa de niebla. Las concentraciones de núcleos de condensación, la presencia o ausencia de una capa nubosa superpuesta y la conductividad térmica de la superficie son factores importantes que afectan la persistencia de la niebla.

Equilibrio entre fuerzas opuestas

Cerca de la superficie de la capa de niebla hay una inversión térmica cuya base suele encontrarse unos 50 metros debajo de la superficie de la capa de niebla. El límite superior de la inversión térmica está justo arriba de la superficie de la capa de niebla.

Diagrama termodinámico que muestra la ubicación de la inversión térmica cerca de la superficie de la capa de niebla.

Durante la fase de mantenimiento, se establece un equilibrio entre la condensación en la superficie de la capa de niebla y los procesos de evaporación y asentamiento de las gotitas, lo cual mantiene la profundidad de la capa de niebla. En la superficie de la capa de niebla, el enfriamiento radiativo reabastece la niebla de gotitas al tiempo que van asentándose, e incluso trata de fortalecer la inversión térmica y profundizar la capa de niebla. A la vez, la mezcla turbulenta tiende a debilitar la inversión térmica y erosionar la superficie de la capa de niebla. Normalmente, una capa de niebla de radiación se profundiza durante la fase de crecimiento hasta alcanzar la altura donde los vientos son lo suficientemente fuertes como para inducir la mezcla necesaria en la superficie de la capa de niebla para detener su crecimiento.

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Equilibrio entre la condensación en la superficie de la capa de niebla y los procesos de evaporación y asentamiento de las gotitas.

Enfriamiento radiativo en la superficie de la capa de niebla

La pérdida de calor por radiación es mayor cuando la capa inmediatamente arriba de la niebla es relativamente seca, los vientos son flojos y no hay capas nubosas en altura. En una noche despejada, la pérdida de calor por radiación en la superficie de la capa de niebla ocurre mucho más rápidamente que en la capa de algunos metros de espesor más baja de la atmósfera.

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Pérdida de calor por radiación arriba de la niebla.

Mezcla en la superficie de la capa de niebla

La incorporación de aire seco por mezcla turbulenta en la superficie de la capa de niebla evapora las gotitas. Este proceso se intensifica si hay cizalladura de velocidad vertical dentro y arriba de la superficie de la capa de niebla.

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Mezcla y evaporación en la superficie de la capa de niebla

Concentraciones de núcleos de condensación

Pregunta

Elija la mejor respuesta.

Lo más probable es que la niebla esté compuesta de:

a) un gran número de gotitas diminutas

b) un gran número de gotitas más grandes

La respuesta correcta es a).

Una concentración alta de núcleos de condensación activos aumenta la probabilidad de que la niebla esté compuesta de un gran número de gotitas diminutas en lugar de un número menor de gotitas más grandes. Una concentración alta de gotitas muy pequeñas degrada fuertemente la visibilidad.

Una concentración alta de núcleos de condensación intensifica la densidad de la niebla.

Seleccione Continuar para ver una explicación.

Los núcleos de condensación más activos, como los de sal marina, son higroscópicos, lo cual significa que tienen afinidad por el agua. Los contaminantes atmosféricos también se comportan como núcleos de condensación. Algunas de las nieblas más densas, como las que se formaban en Londres durante la Revolución Industrial, están relacionadas con altas concentraciones de particulados en el aire. Antes de la promulgación de leyes para mantener limpio el aire, la contaminación atmosférica también contribuía a la formación de nieblas espesas en la región del Mediterráneo.

Niebla espesa en un entorno urbano.

Superposición de capas nubosas

Pregunta

Elija la mejor respuesta.

Aunque usted pronosticó correctamente la formación de niebla en el aeropuerto local durante el día, su disipación ha sido lenta. ¿A qué puede deberse esta demora?

a) A un mayor flujo de calor cerca de la superficie.

b) A la formación de nubes en los niveles medios y altos.

c) A la reducción de la mezcla turbulenta.

d) A la presencia de gotitas grandes en la niebla.

La respuesta correcta es b).

Durante el día, la superposición de capas nubosas en niveles medios y altos puede contribuir a mantener la capa de niebla de radiación. Estas nubes reducen la cantidad de radiación solar que incide en la superficie del suelo, lo cual impide el calentamiento de la superficie y mantiene un nivel de humedad relativa más alto en las partes inferiores de la capa de niebla. Las opciones a) y c) contribuyen a la disipación de la niebla, mientras la opción d) contribuye a la densidad de la niebla.

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Las nubes en los niveles medios y altos pueden contribuir a la evolución de la niebla.

Cuanto menor sea la altura de la capa nubosa sobre la niebla, tanto mayor será su capacidad de reducir el enfriamiento radiativo y la producción de condensado en la superficie de la capa de niebla, lo cual permite el desarrollo de procesos de disipación tales como el asentamiento de las gotitas.

Las nubes en niveles bajos reducen el enfriamiento radiativo y la condensación en la superficie de la capa de niebla.

Conductividad térmica de la superficie

Cuando el suelo está mojado o hay un manto de nieve, la fase de mantenimiento de la niebla puede prolongarse. El manto de nieve reduce la conductividad térmica de la superficie, lo cual limita el flujo de calor ascendente desde el suelo durante esta fase.

Cuando el suelo está mojado o cubierto de nieve, la fase de mantenimiento de la niebla se prolonga.

El manto de nieve también refleja más radiación solar que los demás tipos de superficie, lo cual retrasa el calentamiento diurno después del amanecer.

El manto de nieve retrasa el calentamiento diurno después del amanecer.

Fase de mantenimiento > Preguntas

Fase de disipación

El calentamiento radiativo, tanto cerca de la superficie como en el interior de la capa de niebla, se combina con procesos mecánicos tales como el asentamiento de las gotitas y la mezcla turbulenta en la superficie de la niebla para disipar la niebla. Los cambios en los vientos y la superposición de capas nubosas también pueden afectar la disipación. La duración de la fase de disipación, que es el momento en que una parte considerable de la capa de niebla se levanta del suelo, se enrarece o desaparece, puede variar debido a una serie de factores.

Duración de la fase de disipación

Durante la fase de disipación de una niebla de radiación, la profundidad, extensión e intensidad de la niebla disminuyen. La duración de esta fase puede variar de menos de una hora a la mitad de un día. Lo más común es que la fase de disipación dure unas cuantas horas, ya que la mayoría de las nieblas son relativamente poco profundas y de corta duración.

Pregunta 1

Elija la mejor respuesta.

Uno de los aeropuertos de su zona de pronóstico se encuentra en un valle de montaña, donde la niebla suele disiparse lentamente. ¿Por qué cree que ocurre esto?

a) En los valles de montaña hay abundante humedad.

b) Los valles de montaña están protegidos de los vientos.

La respuesta correcta es b).

Los eventos de niebla que tardan más de un día en disiparse ocurren en zonas donde la topografía es más protegida, como los valles de montaña. La estación también afecta la duración de esta fase, debido a factores tales como el ángulo de la radiación solar incidente, la velocidad media del viento, la existencia de un manto de nieve, la humedad del suelo y la vegetación.

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En los valles de montaña, la niebla puede persistir varios días.

Calentamiento radiativo cerca de la superficie

La fuente principal del calor radiante es el Sol. Durante el día, el suelo absorbe la radiación solar, incluso si está debajo de una capa de niebla. A medida que el suelo se calienta, la fina capa de aire que está en contacto con la superficie se calienta por conducción. Este calor inicia una mezcla convectiva débil que comienza a calentar la porción inferior de la capa de niebla.

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Durante el día comienza una mezcla convectiva débil en la superficie.

La humedad relativa en esta capa comienza a disminuir, lo cual reduce la velocidad de formación de gotitas de niebla y, después de cierto tiempo, conduce a la evaporación de las gotitas existentes. A medida que la profundidad de la niebla disminuye, el proceso de calentamiento acelera, lo cual permite que más radiación solar alcance el suelo. Bajo un régimen de radiación solar moderadamente fuerte, la base la capa de niebla o de una nube baja puede levantarse del suelo a una velocidad de varios centenares de metros por hora.

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La mezcla convectiva débil en la superficie erosiona la parte inferior de la capa de niebla durante el día.

Subproceso radiativo: calentamiento radiativo en el interior de la capa de niebla

Si bien los efectos principales de la radiación solar ocurren a través del proceso de mezcla convectiva, un proceso de calentamiento secundario también puede contribuir a disipar la niebla. El dióxido de carbono y el vapor de agua en la capa de niebla absorben y reemiten parte de la radiación terrestre. Como se observa en esta animación, el aire absorbe la energía térmica y se calienta, lo cual aumenta su temperatura y reduce su humedad relativa.

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El dióxido de carbono y el vapor de agua absorben y reemiten la radiación solar.

Asentamiento de las gotitas

Independientemente de su tamaño, todas las gotitas de niebla están asentándose continuamente. La profundidad de una capa de niebla disminuye cuando la velocidad de formación de gotitas es menor que la velocidad de asentamiento. El tamaño de las gotitas de niebla varía y las gotitas más pequeñas caen más despacio que las de tamaño mayor. La gotita de niebla promedio, que tiene un diámetro de 20 micrómetros, cae a una velocidad de 1 cm/s.

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Asentamiento de las gotitas.

Esto significa que si eliminamos los procesos de mantenimiento, un banco de niebla que inicialmente medía 30 metros de profundidad debería asentarse sobre el suelo en menos de una hora. Esto produciría una rápida mejora hacia la visibilidad ilimitada. En la atmósfera real, el efecto de los procesos de mantenimiento disminuye de forma gradual, de modo que la mejora en la visibilidad se produce más lentamente.

Mezcla turbulenta en la superficie de la capa de niebla

A menudo, la inversión térmica que atrapa una capa de niebla está acompañada de una capa con fuerte cizalladura vertical del viento. La base de la inversión térmica suele estar unos 50 metros debajo de la superficie de la capa de niebla. La mezcla turbulenta de aire más cálido y seco en la superficie de la capa de niebla puede reducir la humedad relativa en esa capa y bajar la altura de la inversión térmica. Cuanto más débil la inversión térmica, tanto más susceptible será a este proceso de mezcla y erosión. Las regiones tropicales húmedas, donde las inversiones suelen ser más débiles, por lo general son más susceptibles a este proceso que las latitudes medias.

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Mezcla turbulenta cerca de la superficie de la capa de niebla.

Cambios en los vientos

La presencia de vientos entre moderados y fuertes en los niveles bajos puede causar la disipación de la niebla tanto en la superficie de la capa de niebla como cerca de la superficie del suelo. En la superficie de la capa de niebla, el viento produce la incorporación de aire más cálido y seco desde arriba de la capa de niebla. Cerca de la superficie, los vientos causan la mezcla del aire calentado en la superficie con la niebla arriba del suelo. Ambas situaciones fomentan la evaporación de gotitas de niebla y una mejor visibilidad.

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Los vientos entre moderados y fuertes en los niveles bajos causan la disipación de la niebla.

La advección de aire frío sobre la capa de niebla también puede disipar la niebla, ya que debilita la inversión térmica arriba de la capa de niebla e intensifica los procesos de mezcla.

Nota: por otra parte, la advección de aire más seco arriba de la superficie de la capa de niebla puede intensificar el enfriamiento radiativo.

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La advección de aire frío debilita la inversión térmica arriba de la capa de niebla.

Capas de nubes superpuestas por la noche

Por la noche, la pérdida de calor radiante es más rápida cuando no hay nubes arriba de una capa de niebla establecida. Si se superpone una capa de nubes continua o entrecortada en los niveles medios o una capa gruesa de nubes altas, el enfriamiento de la superficie de la capa de niebla disminuye, porque una porción menor de la radiación escapa de la atmósfera. Este efecto puede disminuir la velocidad de formación de gotitas y contribuir a la disipación de la niebla.

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La presencia de nubes en niveles altos reduce el enfriamiento en la superficie de la capa de niebla.

Fase de disipación > Preguntas

Niebla de advección

El otro tipo de niebla importante es la niebla de advección. Varios escenarios pueden contribuir a la formación de niebla de advección. Por ejemplo, se forma niebla de advección cuando pasa aire frío encima de una superficie acuática más cálida. A medida que el aire frío pasa sobre la superficie de agua, la evaporación introduce agua en la masa de aire y aumenta el contenido de humedad cerca de la superficie. El resultado es la formación de niebla en los niveles más bajos. Este tipo de niebla de advección se conoce también como niebla humeante o de vapor.

Cuando una burbuja de aire caliente pasa sobre una superficie de agua más fría, el aire más cálido se enfría hasta alcanzar su punto de rocío y se forma niebla. Aunque es posible que parte de la humedad se introduzca en los niveles inferiores de la masa de aire, el proceso consiste principalmente en enfriar la masa de aire hasta el punto de saturación por conducción y mezcla turbulenta leve. Este tipo de niebla de advección se conoce también como niebla marina o de mar.

La niebla de advección se forma principalmente a través de procesos dinámicos y adiabáticos de la capa límite y está dominada por procesos de escala sinóptica que afectan el evento a lo largo de su duración. Aunque los procesos radiativos participan en su evolución y ciclo de vida, no predominan. La formación puede ocurrir con vientos entre calmos y moderados en los niveles bajos.

Los eventos de niebla de advección ocurren con mayor frecuencia durante la estación cálida, cuando las dorsales oceánicas de alta presión son de carácter persistente. La niebla y los estratos de advección se forman en respuesta al flujo hacia el polo alrededor de la periferia occidental de estas dorsales. Esto es particularmente cierto cuando el flujo favorecido por el clima sigue una trayectoria larga sobre un entorno oceánico más caliente antes de pasar sobre regiones en las cuales la temperatura de la superficie del mar se enfría rápidamente. En otras palabras, las regiones con fuertes gradientes de TSM determinan dónde es muy frecuente el desarrollo de extensas áreas de niebla y estratos de origen marino. Estos mapas muestran la frecuencia de nieblas lo suficientemente espesas como para ocultar el cielo sobre los océanos del mundo. Observe la alta frecuencia de niebla sobre las regiones noroccidentales del Atlántico y del Pacífico en los meses de junio a agosto y en el Atlántico sudoccidental entre diciembre y febrero.

Condiciones previas

Modelo conceptual de preacondicionamiento para la formación de niebla de advección

En el gráfico siguiente, el panel izquierdo es un corte transversal de la zona, y el de la derecha es una vista en planta. Esto nos permite ver que la advección de una masa de aire más frío está desplazando del lugar el aire más cálido y relativamente más seco. A medida que esta masa de aire avanza, el enfriamiento de la superficie y el flujo cuesta arriba también obligan el aire a subir por el accidente topográfico. Finalmente, la subsidencia en altura a gran escala es una situación propicia para la formación de niebla y estratos en la región. Por lo general, las capas húmedas son más bajas en la región de vientos del este tropicales, que sienten los efectos de la inversión de los alisios.

• Latitudes medias
• Zonas tropicales húmedas

Elementos de formación de la niebla de advección.

Elementos de formación de la niebla de advección.

Ejemplos de sondeos para niebla de advección

Estos son típicos sondeos para episodios de niebla de advección en latitudes medias y en la zona húmeda de los vientos del este. En el sondeo de latitudes medias se observa que a la capa saturada cerca de la superficie se superpone aire un poco más seco en altura y se notan condiciones de cizalladura moderada del viento a través de la inversión. En los sondeos de las regiones tropicales húmedas, la inversión y la capa saturada suelen ser más bajas.

• Latitudes medias
• Zonas tropicales húmedas

Una cizalladura moderada y el desacoplamiento de la capa límite del aire arriba de ella son características típicas de las nieblas de radiación y de advección. En el sondeo de latitudes medias se aprecia también advección cálida arriba de la capa límite, de modo que la advección de esta masa de aire caliente va a contribuir no sólo a establecer, sino a continuar la inversión que está atrapando el aire saturado.

Evolución de un sondeo para niebla de advección

Los dos gráficos siguientes muestran la evolución de sendos sondeos asociados con la niebla de advección. En ambos casos, a medida que el aire frío avanza, el terreno fuerza su ascenso, lo cual enfría las capas inferiores de la atmósfera. El cambio en el perfil de temperaturas del diagrama termodinámico es evidente entre el primer panel y el segundo. Conforme ese aire frío invade la zona (3), la estructura vertical de la atmósfera sigue modificándose y se observa la formación de una inversión en la capa límite. Aún hay vientos relativamente fuertes en la capa límite. En el último panel (4) vemos que la intensidad de los vientos ha disminuido y que hay una región saturada con una inversión que atrapa esa humedad en la capa límite. En el sondeo correspondiente a las zonas tropicales húmedas, el resultado es similar, pese a que los vientos son principalmente del este y la capa de inversión es más baja. Los vientos relativamente más fuertes en la capa límite traen aire más frío a la zona y configuran la inversión. En el último panel (4), los vientos los vientos han disminuido y se ha establecido una capa saturada con una inversión.

• Latitudes medias
• Zonas tropicales húmedas

Evolución de la niebla de advección.

Evolución de la niebla de advección.

Procesos conceptuales involucrados en la niebla de advección y de radiación

Esta representación conceptual presenta las diferencias en los procesos de formación de las nieblas de radiación y de advección. Con la niebla de radiación, los procesos radiativos dominan la situación. Se observa el enfriamiento de la superficie del suelo y de la superficie de agua adyacente. Esta superficie de agua es además una fuente de humedad, de modo que la niebla es más densa sobre el agua que sobre la superficie del suelo. Los procesos de escala local cumplen un papel más importante en la formación de la niebla de radiación en el caso de la niebla de advección.

Elementos de las nieblas de radiación y de advección.

En el caso de la niebla de advección, el transporte de masa a gran escala domina la situación. En este ejemplo, se produce advección desde un cuerpo de agua grande y se forma neblina cerca de la costa. A medida que la característica topográfica situada a poca distancia hacia el interior fuerza el levantamiento de este aire húmedo, observamos el desarrollo de una niebla más densa en las laderas. La niebla más intensa se forma en la zona donde la masa de aire que fue transportada desde el cuerpo de agua pasa sobre la superficie del lago (lo cual aumenta su humedad) y después sube por la ladera. Con la niebla de advección, el transporte a gran escala domina la situación, pero las características locales tienen un efecto secundario. Aunque los procesos locales y radiativos son secundarios, no cabe duda de que influyen en la intensidad de este episodio.

Utilice este diagrama termodinámico para contestar las preguntas siguientes:

Pregunta 1

Elija la mejor respuesta.

¿Cree que se trata de un episodio de niebla de radiación o de niebla de advección?

a) Episodio de niebla de advección

a) Episodio de niebla de radiación

La respuesta correcta es a).

El factor esencial que delata el proceso dominante en este caso es la velocidad del viento. Cuando hay vientos fuertes y se observa la rotación de los vientos en sentido horario con la altura (lo cual indica la posibilidad de que haya en juego algún proceso dinámico y de advección cálida), es probable que se trate de un episodio de niebla de advección.

Disipación

Los procesos de disipación para la niebla de advección son los mismos que para la niebla de radiación, pero su duración depende de la intensidad de los procesos de formación. Por ejemplo, es probable que la niebla de advección se disipe a medida que se disipe el viento de ladera ascendente.

Encontrará más detalles en la sección Fase de disipaciónFase de disipación de la parte de este módulo sobre la niebla de radiación.

Resumen

Esta tabla presenta un resumen de los procesos que predominan en los procesos de niebla de radiación y de advección. Un aspecto clave de la niebla de advección es que la capa límite puede tolerar la existencia de vientos de velocidad relativamente elevada y seguir manteniendo el evento de niebla. En contraste, los eventos de niebla de radiación suelen estar asociados con vientos de menos de 10 km/h en la capa límite, porque la existencia de vientos más intensos produciría la incorporación de aire más seco desde arriba, y esta mezcla alteraría las condiciones saturadas existentes cerca de la superficie.

Características de la niebla de advección y de radiación

Esta tabla presenta las características típicas de las nieblas de radiación y de advección.

Nota: La separación entre distintos tipos de niebla no es siempre tan clara, porque con el tiempo una niebla que se ha formado principalmente gracias a procesos radiativos puede verse apoyada por procesos dinámicos o de advección, y viceversa.

Otros tipos de niebla

Ahora que hemos estudiado los dos tipos de niebla más comunes, consideremos estos otros tipos de nieblas:

Niebla inducida por la topografía

Flujo de ladera ascendente

Otro mecanismo de formación de niebla o estratos bajos está asociado con el desarrollo de flujos de ladera ascendentes o inducidos por la topografía. Conforme el aire húmedo se ve obligado a ascender, se enfría adiabáticamente y a veces alcanza el punto de saturación.

Niebla y estratos en flujos bloqueados

Un flujo de aire fresco y húmedo hacia la montaña puede verse bloqueado por una cordillera si su velocidad (energía cinética) no es suficiente como para contrarrestar los efectos de flotabilidad negativa y producir el ascenso de las burbujas cuesta arriba. El ascenso por las laderas inicia la saturación en las pendientes de la montaña.

Niebla de valle

La niebla de valle se forma cuando el aire cerca de las crestas se enfría, normalmente por proceso radiativo durante la noche. Conforme el aire se enfría, se vuelve más denso que el aire circundante, se hunde y se deposita en el centro del valle. El resultado es la formación de una bolsa de aire frío en el fondo del valle. Se forma niebla si el aire es lo suficientemente frío como para alcanzar la temperatura de rocío.

Lluvia/niebla postfrontal

Cuando la precipitación atraviesa una burbuja de aire seco, las gotas de líquido o los cristales de hielo se evaporan o se subliman, convirtiéndose directamente en vapor de agua. Dicho vapor aumenta el contenido de humedad de la capa debajo de las nubes, a la vez que enfría el aire. La niebla puede formarse como consecuencia directa de la precipitación que cae a través de la capa límite, o bien posteriormente, debido al aumento de humedad en la capa límite. Puede formarse niebla una vez que las nubes asociadas con la precipitación se despejen y comience el enfriamiento nocturno.

Estudiemos los procesos asociados con los cuatro tipos.

Niebla inducida por la topografía

El terreno afecta la formación, el mantenimiento y la disipación de la niebla y los estratos de varias maneras. Algunas estructuras topográficas intensifican la niebla y los estratos bajos, mientras que otras tienen el efecto de inhibir su ocurrencia. En esta sección consideraremos los principales efectos del terreno, como los flujos bloqueados, los flujos de ladera ascendentes y descendentes, y las circulaciones de valle y de montaña. Prestaremos particular atención a los efectos de la topografía en las inversiones térmicas, la humedad y la turbulencia en los niveles inferiores de la atmósfera.

Flujo de ladera ascendente y flujo bloqueado

Con frecuencia, el flujo de ladera ascendente y el bloqueo del flujo por barrera topográficas están relacionados y pueden intensificar la formación de niebla y estratos bajos. El flujo bloqueado, que también se denomina embolsamiento de aire frío, puede ocurrir junto a cualquier ladera de barlovento.

El flujo de ladera ascendente puro y sin bloqueo (ilustrado en el panel superior de la figura) se produce cuando el flujo del aire es lo suficientemente fuerte como para que alcance a pasar al otro lado de la cima de una barrera topográfica y bajar por el lado de sotavento. En estos casos, es posible que el aire no esté tan estratificado como en los casos de bloqueo, de modo que el flujo ascendente será más intenso. Sin embargo, la elevación mecánica creada por la barrera orográfica aún puede causar techos de nubes bajos, niebla y precipitación. Buena parte del impacto en la altura de la base de las nubes y la visibilidad se produce cerca de la cresta de la barrera topográfica. En estas situaciones, las nubes, la niebla y la precipitación pueden disiparse rápidamente una vez que el componente de flujo de ladera ascendente se termine.

El flujo bloqueado es la respuesta que produce la atmósfera cuando el flujo no es lo suficientemente fuerte como para pasar al otro lado del accidente topográfico y queda bloqueado por el mismo (ilustrado en el panel inferior de la figura). Esta situación ocurre si la atmósfera está muy estratificada o el flujo hacia la barrera orográfica es relativamente débil. Gran parte del impacto en términos de la reducción de la altura de la base de las nubes y de la visibilidad se produce junto a las zonas topográficamente más bajas y corriente arriba de la barrera. La techos de nubes bajos se encuentran en el nivel mínimo de condensación por ascenso (NCA) necesario para la formación de nubes.

A menudo, estos eventos son de larga duración y automantenidos. Esta fotografía muestra un evento de flujo bloqueado (embolsamiento de aire frío). Observe que la altura de las cimas de las nubes es mucho menor que las crestas de las montañas. En la próxima página, "Descripción del proceso", consideraremos las situaciones en las cuales el flujo de ladera ascendente ocurre con bloqueo, ya que éstas crean los impactos más fuertes y de mayor duración en términos de techos de nubes y visibilidad, y son las más difíciles de pronosticar en relación con la duración del evento.

Descripción del proceso

Haga clic en la imagen para ver la animación.

La presencia de nubes en niveles altos reduce el enfriamiento en la superficie de la capa de niebla.

El bloqueo del flujo no es algo que ocurre instantáneamente, sino se trata de una situación que se establece con el tiempo a medida que el flujo interactúa con la barrera orográfica. Una vez establecido, el bloqueo presenta una estructura característica que cambia muy lentamente. Debido a su naturaleza persistente y autoperpetuante, el bloqueo topográfico del flujo puede provocar eventos de niebla y estratos de larga duración.

Considere una situación como la que se presenta en la animación de la derecha, en la cual un flujo cerca de la superficie encuentra una barrera montañosa ancha.

En algún momento el aire comienza a sentir los efectos de la montaña y empieza a bajar de velocidad. A medida que la velocidad del aire disminuye, la fuerza del gradiente de presión se vuelve más intensa que la fuerza de Coriolis y el viento debe soplar hacia la baja presión. Cuando ocurre esto, la fuerza del flujo hacia la montaña se reduce y el aire ya no cuenta con suficiente energía cinética como para superar la barrera, de modo que vira aún más hacia la presión baja. La evolución del flujo a medida que se desarrolla alrededor de la barrera requiere que cerca de la montaña se genere una estructura en el aire diferente a la del aire corriente arriba.

Este corte vertical representa la estructura vertical y nos permite observar que la región bloqueada es una cuña de aire cerca de las montañas arriba de la cual se halla una capa inclinada de mayor estabilidad estática (la línea azul). El aire se ve forzado hacia arriba hasta pasar por encima de la región bloqueada. Dentro de la región bloqueada, el aire simplemente fluye a lo largo de la barrera, hacia zonas de presión más baja.

Para la altura (h) de determinada montaña, cuanto mayor la estratificación, tanto más lejos corriente arriba de la barrera montañosa se sentirá este efecto. La distancia (L) real también depende de la velocidad del flujo entrante. La distancia corriente arriba es menor para los flujos más fuertes hacia la barrera y en algunas situaciones es posible que la distancia corriente arriba apenas se extienda más allá de la base de la pendiente de la barrera. Encontrará un tratamiento más detallado de este tema en el módulo Interacción entre flujo y topografía de COMET.

En casos de flujo bloqueado, la masa de aire debajo de la inversión de temperatura puede enfriarse rápidamente y saturarse como resultado de una combinación de enfriamiento adiabático, advección de aire frío y procesos diabáticos. La niebla y los estratos bajos pueden formarse rápidamente en un flujo bloqueado y persistir varios días, hasta que el flujo se debilite o que un forzamiento descendente de mayor escala elimine la capa estratificada de superficie.

Una vez que se formen, la niebla y los estratos bajos se regeneran continuamente mientras el flujo persista arriba de la capa fría o que la capa fría se caliente y humedezca lo suficiente. En el primer caso, el flujo sinóptico jugará un papel clave. En el segundo, el factor más importante será la estabilidad de la capa límite. En el segundo caso, la niebla y los estratos bajos también pueden persistir varios días, pese a las variaciones sinópticas.

Disipación

Pronosticar el momento de conclusión de un evento de embolsamiento de aire frío provocado por un flujo de ladera ascendente bloqueado puede resultar tan difícil como predecir con precisión su comienzo. Estos son algunos de los posibles indicios de que el embolsamiento de aire frío y el flujo de ladera ascendente están debilitándose:

• Evidencia de calentamiento (o advección cálida) en la superficie, incluidos vientos provenientes del ecuador.
• Análisis que indica la caída de la presión en el aire frío.
• Disminución de la profundidad del aire frío.
• Gradientes de presión (o cambios en la presión) que favorecen un flujo del oeste que podría reducir la profundidad de la masa de aire frío.
• En el caso de embolsamiento de aire frío con un flujo de advección de aire cálido encima de aire frío proveniente del este, busque la reducción de la intensidad de dicho flujo de advección de aire cálido.
• En el caso de embolsamiento de aire frío con un flujo de advección de aire cálido encima de aire frío proveniente del lado del ecuador o del oeste, busque subsidencia en altura (por ejemplo, subsidencia dentro del flujo de advección de aire cálido).
• Disminución del manto de nieve, reducción de la lluvia o calentamiento de la superficie del suelo.

Éstas son algunas herramientas útiles para pronosticar la niebla:

• análisis de presión en la superficie
• cartas de altura
• sondeos
• datos de perfilador
• imágenes satelitales
• capa límite y estructura en la superficie

Niebla de valle

Brisas de valle y de montaña

Las brisas de valle y de montaña son componentes de un patrón de vientos local cuyo desarrollo es común en las laderas de las montañas, donde su formación se ve favorecida por gradientes de presión sinópticos débiles, como los regímenes de alta presión. Los principales motivos de preocupación relacionados con los pronósticos de brisa de valle y de montaña son vientos racheados y turbulencia leve en la superficie, convección en la cima de las montañas durante el día, y formación de niebla y estratos en los valles por la noche.

Representación gráfica de brisas de valle y de montañaRepresentación gráfica de brisas de valle y de montañaLas brisas de valle y de montaña son dos componentes complementarios de una circulación diurna. Su formación e intensidad depende del contraste de temperaturas en la superficie creado por el calentamiento diurno y el enfriamiento nocturno, ambos fenómenos que se intensifican cuando el cielo está despejado y el suelo está seco. La orientación de las laderas con respecto al Sol y la dirección del flujo sinóptico dominante también afectan la intensidad y evolución de las brisas de valle y de montaña. Por ejemplo, en el hemisferio norte los vientos de valle tienden a ser más fuertes en las pendientes con orientación sur y más débiles e incluso inexistentes en las pendientes orientadas hacia el norte.

Descripción del proceso

Típicamente, los vientos de montaña locales comienzan a soplar a medida que el sol calienta las pendientes orientadas hacia el sur y el este (en el hemisferio norte) o hacia el norte (hemisferio sur) por la mañana. A su vez, el aire arriba de las pendientes también se calienta y comienza a subir, iniciando de esta forma una brisa de valle que asciende por el costado de la montaña. Esto produce un régimen de subsidencia compensadora sobre el valle o lleva a la creación de una profunda capa mezclada turbulenta que homogeniza el aire. A veces, la combinación del movimiento ascendente inicial con humedad relativa alta produce la formación de nubes bajas y niebla que 'trepan' por las laderas de las montañas durante la fase inicial de establecimiento de la circulación. Si existe suficiente inestabilidad atmosférica y humedad, a menudo este proceso rompe la inversión térmica, disipa la niebla de valle y desencadena la primera convección del día.

Por la tarde, la brisa de valle alcanza su máxima intensidad (entre 11 y 22 km, 6 a 12 nudos, o más, especialmente junto a la superficie) y puede contribuir al desarrollo de tormentas.

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Por la noche, la circulación se invierte con la evolución de una corriente catabática que puede crear las condiciones propicias para la formación de niebla y estratos. Las laderas de las montañas pierden su calor y enfrían el aire que entra en contacto con ellas. Este aire se vuelve más denso que el aire circundante, baja continuamente por las laderas de las montañas e inicia leves movimientos ascendentes compensadores en el valle. Este patrón de flujo se conoce como brisa de montaña o viento catabático.

El valle sigue enfriándose a lo largo de la noche debido al viento descendente y a la pérdida de calor por radiación. Estos procesos intensifican una fuerte inversión térmica que suele desacoplar la brisa de montaña de los vientos de escala sinóptica. Conforme la capa límite queda aislada del flujo, puede formarse niebla en el valle, especialmente si éste contiene una fuente de humedad local.

Esta imagen satelital en el visible es un excelente ejemplo de la persistencia de la niebla de valle. Fíjese en la niebla que existe en muchos de los valles, y note también como la niebla se ha disipado en algunos de los valles menores, pero persiste en varios de los valles más grandes. Con toda probabilidad esto se debe a que estos valles son más fríos y más profundos, de modo que resulta más difícil romper la inversión térmica de valle.

Persistencia de la niebla de valle: niebla en el valle del río Po, en Italia, y en los valles del sur de los Alpes.

Pregunta

Seleccione las mejores opciones para completar el enunciado y haga clic en ver respuesta.

La circulación de brisa de valle y de montaña intensifica la evolución de niebla o estratos en los valles gracias al desarrollo de vientos Escoja una respuesta nocturnos diurnos matutinos Escoja una respuesta de drenaje de ladera ascendentes flijos . Los vientos intensifican Escoja una respuesta el calentamiento el enfriamiento la advección en la capa de superficie y Escoja una respuesta reducen aumentan mantienen la intensidad de la inversión por subsidencia en la superficie. Dentro de esta capa de superficie, se produce fácilmente Escoja una respuesta el desecamiento la coalescencia la saturación . La presencia de Escoja una respuesta una fuente de humedad un manto nuboso suelo seco también contribuye a la formación de niebla o estratos.

El párrafo correcto es:

La circulación de brisa de valle y de montaña intensifica la evolución de niebla o estratos en los valles gracias al desarrollo de vientos nocturnos de drenaje. Los vientos intensifican el enfriamiento en la capa de superficie y aumentan la intensidad de la inversión por subsidencia en la superficie. Dentro de esta capa de superficie, se produce fácilmente la saturación. La presencia de una fuente de humedad también contribuye a la formación de niebla o estratos.

La parte nocturna del ciclo es la que intensifica el potencial de niebla y estratos en lugares en el fondo del valle. Una vez que en el valle cese el calentamiento solar, el aire más frío desciende por las laderas desde la cima de la montaña. Esto crea las condiciones potenciales para la formación de una inversión en la superficie dentro del valle y es el precursor de la evolución de la niebla o estratos. Cualquier fuente de humedad local como ríos, arroyos, lagos o suelos húmedos intensifica el potencial.

Cuando hay una fuente de humedad, como un río, el terreno no tiene que ser empinado para que el aire fresco descienda a un nivel más bajo y se forme niebla por la noche. Esta imagen muestra la niebla que se ha formado sobres el río Demerara y sus tributarios en el noreste de Guyana, una región relativamente plana.

Niebla y nubes sobre Georgetown, Guyana.

Lluvia/niebla postfrontal

Eventos que se producen delante de frentes cálidos

A menudo, la niebla y los techos de nubes muy bajos se forman en la cuña de aire frío debajo y junto al límite de un frente cálido a medida que el aire caliente se ve forzado a subir encima de la cuña fría. Estas condiciones son particularmente propicias para la formación de niebla y estratos si la precipitación atraviesa el aire frío. La combinación de enfriamiento evaporativo y advección de la humedad hacia la capa permite que el aire frío subyacente quede saturado. En estas situaciones, es frecuente observar precipitación asociada a techos de nubes muy bajos o niebla. La visibilidad puede reducirse por debajo de los requisitos mínimos, especialmente si la superficie subyacente es muy húmeda y fría, como, por ejemplo, cuando existe un manto de nieve.

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A continuación se describen los tres tipos básicos de sistemas de baja presión que tienden a formar niebla delante de un frente cálido.

El primero es producto de sistemas de baja presión u ondas abiertas que tienen orientación paralela respecto de las isobaras y se mueven lentamente, sin intensificarse. La niebla se forma en una amplia zona del lado del polo del frente cálido y cerca del centro débil de la baja.

El segundo tipo ocurre cuando un sistema de baja presión exhibe un marcado flujo de aire frío superficial hacia el frente cálido. Este caso se produce con frecuencia en situaciones de represamiento o atrapamiento de aire frío. La niebla y los techos de nubes bajos se forman en la cuña de aire frío a lo largo y del lado del polo del frente, y pueden extenderse sobre zonas muy amplias.

El último tipo ocurre cuando un sistema de baja presión en fase de debilitación aún genera precipitación. La niebla y los techos de nubes bajos tienden a formarse en áreas extensas en el lado del polo respecto del frente ocluido o cálido a medida que los gradientes se debilitan y el enfriamiento evaporativo permite la saturación del aire. Estas estructuras también producen niebla en y alrededor del centro de baja presión debilitado a medida que los vientos pierden intensidad y se produce convergencia.

Nota: Normalmente, las bajas en fase de intensificación no producen mucha niebla delante de un frente cálido. De hecho, a medida que un sistema de baja presión se intensifica, la niebla existente tiende a disiparse debido a los mayores gradientes de presión, a los movimientos verticales y a la mezcla subsiguiente.

Eventos que se producen detrás de frentes fríos

En la estación fría, es frecuente que se formen estratos bajos y niebla dentro de la zona de aire frío detrás de los frentes fríos. Se forman niebla y estratos detrás de un frente frío cuando una bóveda poco profunda de aire frío se desplaza a determinada región y obliga al aire húmedo y cálido en altura a subírsele encima.

Esta situación es análoga a la de un frente frío que presenta características anabáticas (denominado anafrente), donde el movimiento vertical ascendente detrás del frente causa nubosidad extensa y algo de precipitación. Típicamente, los frentes fríos demuestran características catabáticas, con movimientos verticales descendentes detrás del frente, lo cual tiende a inhibir la formación de estratos o niebla.

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Bajo ciertas condiciones sinópticas, varios procesos pueden ser responsables de la formación de niebla, como por ejemplo el embolsamiento de aire frío y el flujo de ladera ascendente. A menudo, la presencia de múltiples procesos coadyuvantes no permite definir fácilmente la causa específica de un episodio de niebla o estratos detrás de un frente frío. Cuando el aire frío es suficientemente profundo como para producir precipitación, el evento es similar a la situación delante de un frente caliente, ya que la precipitación cálida producida por el ascenso forzado cae a través del aire frío y causa la saturación de la capa fría junto a la superficie. Las dos situaciones no son idénticas, sin embargo, y cabe mencionar las diferencias siguientes:

• Normalmente, el aire frío está avanzando, mientras que en las situaciones de frente cálido a menudo está retirándose.
• Las áreas de niebla o estratos pueden tener una extensión considerable y progresar hacia el ecuador, detrás del frente frío.
• En invierno, es común que la precipitación sea de tipo mixto, engelante o congelada.
• La masa de aire en los niveles bajos y la superficie pueden ya estar acondicionadas por la precipitación producida antes del frente frío.
• A menudo la visibilidad y los techos de nubes llegan a estar por debajo de los requisitos mínimos en la niebla muy cercana al frente frío.

Frentes estacionarios

Los límites frontales estacionarios pueden crear un punto de concentración para el desarrollo de niebla y estratos, especialmente si el límite tiene una orientación este a oeste. Los procesos básicos son similares a los antes descritos para las situaciones de frentes cálidos y fríos, con la presencia de advección cálida en altura y una masa de aire subyacente más fría. No obstante, como se ilustra en la figura siguiente, un límite frontal estacionario conlleva un flujo casi paralelo al frente, al menos al nivel de profundidad de la capa frontal. Esto significa que es probable que en esta capa la advección sea neutral o por lo menos débil. Arriba de la capa frontal, sin embargo, puede producirse advección cálida capaz de ocasionar precipitación por la advección del aire cálido encima de aire frío, a veces en igual medida al norte y al sur del límite frontal. En estos casos, buena parte de la niebla y estratos se hallarán a lo largo y en ambos lados del límite frontal.

Cabe tener en cuenta las siguientes consideraciones respecto de los eventos de niebla de frente estacionario:

• La convergencia a lo largo del frente estacionario puede contribuir a la formación de niebla y estratos bajos, incluso en el lado del ecuador del frente. Como resultado de esto, pueden producirse niebla y estratos en cualquier lado del frente por una variedad de motivos.
• El escaso movimiento del frente sugiere una tendencia a que el evento sea de naturaleza persistente.
• Es posible que la niebla o estratos no se disipen hasta que se produzca una de las siguientes condiciones:
  • disipación del frente;
  • eliminación de la fuente de humedad;
  • avance o retirada del frente debido a la aproximación un mecanismo de forzamiento de escala sinóptica;
  • establecimiento de una capa isotérmica y levantamiento de la niebla hasta el nivel de una capa nubosa baja y después una nubosidad generalizada con base más alta.

Consideraciones para el pronóstico

La tabla siguiente presenta un panorama general de algunos de los factores principales que se deben considerar en relación con el potencial de formación de niebla o estratos asociados con una estructura frontal.

Eventos de niebla/estratos frontales

Resumen

Efectos del terreno

• Brisas de valle y de montaña.
  • Entre los factores importantes cabe mencionar:
    • característica topográficas de los valles y las montañas adyacentes;
    • gradientes de presión y flujo sinóptico (< 20 km / 11 nudos) débiles, especialmente cerca de la superficie;
    • cielos mayormente despejados que permiten el calentamiento diurno de las laderas de las montañas y un fuerte enfriamiento nocturno.
  • La niebla de valle causada por brisas de montaña se ve favorecida por:
    • cielos despejados;
    • inversión de temperatura nocturna;
    • fuente de humedad local o intensificación de la humedad local.

• Flujo de ladera ascendente/flujo bloqueado (embolsamiento de aire frío).
  • Flujo de ladera ascendente: la elevación mecánica producida por una barrera orográfica puede causar techos bajos, nubes, precipitación.
    • El mayor impacto en la altura de la base de las nubes y la visibilidad ocurre cerca de la cresta de la barrera topográfica.
    • Las nubes, la niebla y la precipitación pueden disiparse rápidamente una vez que termine el componente de ladera ascendente.
  • El flujo bloqueado ocurre cuando la atmósfera está muy estratificada o el flujo hacia la barrera orográfica es relativamente débil, o ambos.
    • El impacto en términos de la reducción de la altura de la base de las nubes y las visibilidades se produce principalmente en las regiones de terreno bajo y corriente arriba de la barrera.
    • La masa de aire debajo de la inversión de temperatura puede enfriarse y saturarse rápidamente.
    • La base de las nubes se establecerá en el nivel mínimo de condensación por ascenso (NCA).
    • Los eventos se producen con el tiempo y a menudo son de larga duración y automantenidos mientras el flujo persista en la superficie de la capa fría o hasta que la capa fría se caliente y humedezca lo suficiente.
    • La distancia corriente arriba a la cual se puede sentir el efecto de una barrera orográfica depende de la altura de las montañas, de la intensidad de la estratificación y de la velocidad del flujo entrante.
    • Señales de disipación:
      • Evidencia de calentamiento (o advección cálida) en la superficie, incluidos vientos provenientes del ecuador.
      • Análisis que indica la caída de la presión en el aire frío.
      • Disminución de la profundidad del aire frío.
      • Gradientes de presión (o cambios en la presión) propicios para un flujo del oeste que reduciría la profundidad de la masa de aire frío.
      • En el caso de embolsamiento de aire frío con un flujo de advección de aire cálido encima de aire frío proveniente del este, busque la reducción de la intensidad de dicho flujo de advección de aire cálido.
      • Para situaciones de embolsamiento de aire frío con flujo de advección cálida del sur o del oeste, busque subsidencia en altura.
      • Disminución del manto de nieve, reducción de la lluvia o calentamiento de la superficie del suelo.
    • Después de la eliminación de la cuña de aire frío existente, a veces la capa límite crea inmediatamente las condiciones propicias para un evento de niebla de radiación.
    • Flujo de ladera descendente
      • Puede disipar rápidamente la niebla o los estratos por calentamiento adiabático, advección cálida y calentamiento de la masa de aire.
      • La mezcla inicial de dos masas de aire diferentes puede producir un breve período de "niebla de mezcla".
      • Busque:
        • debilitación del flujo de ladera ascendente inicial del este, reducción de la profundidad de la inversión de temperatura y la intensidad de la inversión de temperatura;
        • disminución de la profundidad del flujo de ladera ascendente del este;
        • disminución de la profundidad de la capa saturada de niveles bajos;
        • dientos del oeste en los niveles inferiores.
      • No se olvide:
        • Incorpore los sesgos del modelo en el proceso de pronóstico.
        • Los eventos débiles con sólo un manto de nubes bajo son susceptibles a la erosión por insolación y a la mezcla de la capa superior.

Eventos frontales

• Eventos delante de un frente cálido.
  • A menudo, la niebla se forma en la cuña de aire frío debajo y junto al límite de un frente cálido a medida que el aire caliente se ve forzado a subir encima de la cuña fría.
  • Estas condiciones son particularmente propicias para la formación de niebla y estratos si la precipitación atraviesa el aire frío.
  • Entre los sistemas de baja presión que tienden a formar niebla delante de un frente cálido se incluyen:
    • sistemas de baja presión u ondas abiertas que tienen orientación paralela respecto de las isobaras y se mueven lentamente, sin intensificarse.
    • las depresiones que exhiben un marcado flujo de aire frío superficial hacia el frente cálido.
    • las depresiones en fase de debilitación que aún generan precipitación.
  • Normalmente, las depresiones en fase de intensificación no producen mucha niebla delante de un frente cálido.

• Eventos detrás de un frente frío.
  • Se forman niebla y estratos detrás de un frente frío cuando una bóveda poco profunda de aire frío se desplaza a determinada región y obliga al aire húmedo y cálido en altura a subírsele encima.
  • Situación análoga a la de un frente frío que presenta características anabáticas.
  • Varios procesos pueden ser responsables de la formación de niebla.
  • Cuando el aire frío es suficientemente profundo como para producir precipitación, el evento es similar a la situación delante de un frente caliente, ya que la precipitación cálida producida por el ascenso forzado cae a través del aire frío y causa la saturación de la capa fría junto a la superficie.
  • Es posible ver la formación de niebla y estratos bajos aunque la capa de aire frío sea demasiado delgada como para generar precipitación.

• Frentes estacionarios
  • Advección cálida en altura y una masa de aire subyacente más fría. También exhiben un flujo casi paralelo al frente, al menos al nivel de profundidad de la capa frontal.
  • Es probable que la advección en la capa límite sea neutral o por lo menos débil.
  • Arriba de la capa frontal puede producirse advección cálida capaz de ocasionar precipitación por la advección del aire cálido encima de aire frío. En estos casos, buena parte de la niebla y estratos se hallarán a lo largo y en ambos lados del límite frontal.
  • La convergencia a lo largo del frente estacionario puede contribuir a la formación de niebla y estratos
  • Los eventos tienden a ser de naturaleza persistente.