Niebla de costa occidental continental

A fondo

Estas secciones ahondan en una serie de temas relacionados que se mencionan en diferentes partes de la lección.

Climatología > Terminología básica de niebla

Definiciones

niebla y niebla densa
La niebla es una nube compuesta de gotitas de agua suspendidas en el aire que toca la superficie terrestre. La definición internacional establece que hay niebla cuando la visibilidad horizontal es menor de 1 km, y niebla densa (o espesa) cuando es menor de 400 m. (Antes de 1932, se indicaba niebla densa cuando la visibilidad era menor de 300 m) Cerca de los aeropuertos, se indica niebla si la visibilidad baja a menos de 8 km y la restricción no se debe a otras partículas atmosféricas, como precipitación, humo o una nube de polvo.

niebla de advección
La niebla de advección se forma cuando una masa de aire caliente pasa sobre una superficie subyacente fría. El enfriamiento del aire caliente continúa hasta que alcance el punto de rocío, provocando condensación y la formación de niebla.

niebla de radiación
La niebla de radiación se forma cuando una masa de aire caliente pasa sobre una superficie subyacente fría. El enfriamiento del aire caliente continúa hasta que alcance el punto de rocío, provocando condensación y la formación de niebla.

Este tipo de niebla depende fundamentalmente del enfriamiento radiativo de onda larga y de un alto contenido de humedad en la superficie del suelo. A veces, los episodios de niebla de costa occidental continental se deben en parte al enfriamiento radiativo; además, el enfriamiento radiativo nocturno contribuye a la profundidad de las nieblas de racha de calor que ocurren en la costa occidental de los continentes.

Encontrará información adicional sobre el enfriamiento radiativo y la formación de niebla en la lección Niebla de radiación.

enfriamiento radiativo
El enfriamiento radiativo ocurre principalmente en la región de onda larga del espectro electromagnético, es decir, las longitudes de onda más largas de la radiación solar. El enfriamiento radiativo es mayor durante la noche, especialmente en condiciones secas y despejadas. La tasa de enfriamiento radiativo aumenta rápidamente a medida que aumenta la temperatura de la superficie terrestre. Durante el día, la absorción de radiación solar supera en gran medida la tasa de enfriamiento radiativo.

vientos de tierra y de mar
El componente principal de los vientos de tierra es hacia el mar, mientras que los vientos de mar soplan desde el océano hacia tierra firme. En la estación caliente, los vientos hacia el mar suelen ser considerablemente más cálidos que la superficie de agua subyacente.

vientos de Santa Ana.
Estos episodios de viento del este que ocurren a lo largo de la costa del sudoeste de EE. UU. producen períodos de tiempo seco y caliente. Los vientos de Santa Ana, que a menudo soplan en respuesta a la intrusión un anticiclón de bajo nivel en la región del noroeste de EE. UU. durante la estación cálida, a menudo presagian un período de calma en la costa seguido de episodios generalizados de niebla y estratos. El calentamiento producido por el viento que desciende por las laderas de la Sierra Nevada y la Sierra Costera contribuye a las temperaturas altas de los vientos de Santa Ana.

perturbación atrapada por la costa
Las invasiones de aire marino, que también se conocen como perturbaciones atrapadas por la costa, son vientos del sur que se propagan hacia el norte a lo largo de la costa de California. Con frecuencia, estas perturbaciones están acompañadas de nubes bajas y niebla, que suelen estar a buena distancia detrás del cambio de rumbo del viento en la superficie. Típicamente, los análisis de presión exhiben un aumento marcado una vez que la perturbación atraviesa la zona.

batimetría
La batimetría es la medición de la profundidad de las grandes masas de agua. El conjunto de datos batimétricos de una masa de agua define la topografía terrestre debajo del agua.

incorporación
Este término se emplea para indicar la mezcla de aire seco en una capa de estratos o niebla. Esto suele ocurrir en la superficie de la capa nubosa, principalmente como resultado de procesos de mezcla turbulenta o mecánica. La cizalladura, ya sea de velocidad o dirección, intensifica el proceso de incorporación. La incorporación de aire más seco puede provocar la evaporación de algunas partes de la capa nubosa.

temperatura potencial de bulbo húmedo
La temperatura potencial de bulbo húmedo de una parcela se puede concebir sencillamente en términos del valor de la adiabática húmeda que atraviesa la temperatura de bulbo húmedo de esa parcela en un diagrama oblicuo T-log P.

bruma
La bruma es una colección de partículas microscópicas de aerosoles (radios menores de algunos µm) suspendidas en el aire que juntas causan la reducción de la visibilidad horizontal. A menudo eran originalmente núcleos solubles, como en el caso de las diminutas partículas de sal. A medida que aumenta la humedad relativa, las partículas de bruma pueden absorber el vapor de agua y la capa de bruma adquiere un aspecto blancuzco debido al aumento en la dispersión de la luz.

A fondo > Nieblas de costa occidental continental asociadas a procesos de advección a gran escala

En términos generales, las nieblas y capas de estratos que se forman junto a la costa de California se pueden dividir en dos tipos. El tipo principal es el que ocurre cuando el ambiente ha sido preacondicionado por el flujo hacia el mar asociado con la migración del anticiclón subtropical hacia el interior. Este es el tipo de niebla que se describe en detalle en las secciones Preacondicionamiento a Disipación/Estratos de esta lección.

El segundo tipo de niebla se forma delante de las vaguadas migratorias de onda corta. Este segundo proceso de formación es el que se presenta en esta sección de estudio a fondo.

A fondo > Nieblas de costa occidental continental asociadas a procesos de advección a gran escala > Preacondicionamiento y formación

El tipo de evento de niebla que vamos a considerar está dominado por procesos de advección de gran escala. La niebla es producto de la advección de un flujo caliente del oeste o del sur (delante o al sur de una onda corta) sobre aguas costeras frías que han aflorado, lo cual causa la formación de niebla o estratos.

Este episodio ocurrido entre el 3 y el 4 de mayo de 2000 ilustra un evento de niebla de este tipo.

Esta serie de imágenes muestra una pequeña vaguada de onda corta que se acerca a las costas de Oregón y Washington desde el oeste. A las 2100 UTC del 3 de mayo de 2000, las aguas costeras de la región central de California estaban despejadas, pero para las 2300 UTC habían comenzado a formarse zonas de estratos sobre el mar a entre 75 y 150 km de la costa en el flujo de niveles bajos proveniente del oeste a sudoeste. Las nubes estratos aumentaron y se extendieron hacia la costa. Para las 0000 UTC los estratos habían llegado a la costa y seguían expandiéndose.

A fondo > Nieblas de costa occidental continental asociadas a procesos de advección a gran escala > Extensión y persistencia

La advección de las nubes estratos y la niebla durante estos eventos puede extenderse a gran distancia en el interior de los valles costeros de California y a veces son capaces de persistir por períodos muy largos, porque los gradientes de escala sinóptica son más fuertes que las circulaciones locales de brisa de mar.

La secuencia de imágenes en el visible del GOES muestra un ejemplo de este tipo de advección hacia el interior para el mismo evento que describimos en la página anterior. Para las 0130 UTC, la zona de estratos o niebla que vimos en la animación de la página anterior habían aumentado en extensión y habían invadido la costa, produciendo un techo de nubes de 150 m (500 pies) en el Aeropuerto Internacional de San Francisco.

A fondo > Nieblas de costa occidental continental asociadas a procesos de advección a gran escala > Disipación

Para este tipo de evento, una vez que el eje de la vaguada avance hasta tierra firme, la inversión térmica arriba de la nubosidad estratiforme suele debilitarse. Las nubes estratos pueden convertirse en estratocúmulos si la inversión térmica que se ha debilitado persiste; los procesos de mezcla o calentamiento de la superficie son importantes a medida que se forman los estratocúmulos.

A fondo > Vientos, corrientes frías y afloramiento costero

Uno de los ingredientes clave para la formación de niebla costera es una diferencia de temperatura apreciable entre el océano y las porciones más bajas de la atmósfera. La advección de la masa de aire caliente hacia el oeste (que se describe en la sección Preacondicionamiento) contribuye a esta diferencia. La formación de niebla se ve favorecida en las áreas donde existe un contraste de temperatura mayor entre la superficie del mar y el aire arriba de ella. Las corrientes oceánicas frías y el afloramiento son dos mecanismos que intensifican tales contrastes de temperatura.

A fondo > Vientos, corrientes frías y afloramiento costero > Corrientes oceánicas frías

Las corrientes oceánicas frías son una fuente principal de agua fría de superficie en las zonas costeras. Estas corrientes están asociadas con las regiones que hemos identificado junto a los litorales de África y las Américas donde ocurren las nieblas de costa occidental continental. La corriente de California transporta agua fría del Pacífico Norte a las regiones costeras de Washington, Oregón y el norte de California.

Este flujo de agua fría ocurre en relación con los vientos de niveles bajos que soplan del noroeste en el lado oriental del anticiclón subtropical. La corriente de Perú, que fluye hacia el norte, es la contrapartida en el Pacífico Sur, y enfría las aguas costeras de Chile y Perú. La corriente de Benguela, que fluye hacia el norte junto a la costa de África del Sur, Namibia y Angola, produce los mismos efectos.

A fondo > Vientos, corrientes frías y afloramiento costero > Afloramiento

El afloramiento es otro proceso que produce el ascenso de las aguas frías más profundas hasta la superficie. Este proceso es producto de varios mecanismos (uno de los cuales está relacionado con el transporte de Ekman), que dependen de la ubicación, batimetría e interacción con las corrientes atmosféricas dominantes.

Por lo general, el afloramiento se ve favorecido por el flujo hacia el mar, así como por algunos componentes de viento paralelos al litoral (vientos del norte en las costas occidentales del hemisferio norte y del sur en las costas occidentales del hemisferio sur). Este mapa muestra las principales regiones de afloramiento costero y oceánico del mundo.

En el mapa se destacan amplias bandas de afloramiento junto a las costas occidentales de América del Norte, América del Sur y África. Estas son áreas donde el transporte de Ekman (que se describe en la próxima página) intensifica el afloramiento.

A fondo > Vientos, corrientes frías y afloramiento costero > Transporte de Ekman

El proceso de transporte de Ekman intensifica el afloramiento. La tensión (rozamiento) del viento sobre la superficie oceánica en combinación con el efecto de Coriolis causa el desplazamiento de las aguas someras (decenas de metros de profundidad) 90 grados hacia la derecha en el hemisferio norte (hacia la izquierda en el hemisferio sur). Este movimiento de las aguas someras hacia alta mar provoca el ascenso de las aguas subsuperficiales, que suben para reemplazar el agua de superficie que se ha desplazado.

La animación siguiente ilustra este proceso. Observe que el agua de superficie se desplaza 45 grados hacia la derecha, a la vez que las aguas más profundas se desplazan a razón de ángulos cada vez mayores según su profundidad. El efecto combinado de este mecanismo, que se conoce como espiral de Ekman, es un transporte neto a 90 grados.

A fondo > Vientos, corrientes frías y afloramiento costero > Variaciones estacionales de TSM

El grado de afloramiento varía según la estación, porque depende de la velocidad, duración, alcance y dirección de los vientos que lo producen. Esta animación muestra la temperatura media mensual de la superficie del mar promediada para el período de 1968 a 1996. Observe las áreas de aguas costeras relativamente frías que surgen en diferentes épocas del año junto a las costas occidentales de América del Norte, América del Sur, África del Norte y África del Sur.

Varios sitios de internet ofrecen datos de TSM actualizados. El centro de Ciencias e Ingeniería del Espacio de la Universidad de Wisconsin mantiene una página de recursos de temperatura de la superficie del mar con gráficos particularmente atractivos.

A fondo > Vientos, corrientes frías y afloramiento costero > Corriente de Benguela

Junto a la costa occidental de África, la corriente fría de Benguela reduce la temperatura del mar a unos 4 °C por debajo de la media latitudinal. Dentro de la corriente, las aguas de superficie se alejan de la costa y abren lugar a aguas que ascienden desde una profundidad de aproximadamente 200 m. Estas aguas de afloramiento reducen aún más la temperatura en la superficie a aproximadamente 5 °C por debajo de la media climatológica de verano y 3 °C menos de la media en invierno. También se produce afloramiento a lo largo de la costa sudafricana en verano bajo la acción de vientos del norte.

A fondo > Vientos, corrientes frías y afloramiento costero > Variaciones estacionales

Aunque las estaciones generales de afloramiento más pronunciado duran varios meses, el afloramiento no es constante a lo largo de dichos períodos. Los aumentos inducidos por factores sinópticos en el componente del viento paralelo al litoral (si se da hacia el ecuador para las costas occidentales) causan "episodios de afloramiento" a corto plazo durante períodos de días o semanas. Durante tales eventos, la temperatura de la superficie del mar puede bajar rápidamente en la región afectada.

Esta gráfica muestra las variaciones en la temperatura media de la superficie del mar cerca de la península de Monterey, en la costa de California, durante un período de 12 meses. En términos generales, la TSM sube en la estación caliente y baja en la estación fría, pero se notan numerosas fluctuaciones en la temperatura a corto plazo. Por ejemplo, note el enfriamiento de casi 4 °C que ocurrió repentinamente en julio de 1999.

A fondo > Vientos, corrientes frías y afloramiento costero > Variaciones locales

Las variaciones locales en la temperatura de la superficie del mar también están sometidas a los efectos de las variaciones en la batimetría junto a la costa. El afloramiento es más fuerte sobre las áreas con dorsales oceánicas (como la dorsal de Mendocino, al oeste de cabo Mendocino, California) o cuando el suelo submarino tiene una inclinación muy fuerte (como ocurre en el cañón submarino de Monterey, cerca de Monterey, California), mientras que vemos menos afloramiento donde el subsuelo marino presenta una pendiente más suave.

A fondo > Efecto de la temperatura de la superficie del mar (TSM)

Uno de los ingredientes esenciales necesarios para la formación inicial de niebla sobre el mar es una diferencia apreciable entre la temperatura del mar y la temperatura del aire en la superficie. Aunque la niebla de vapor llamada "mar humeante del ártico" ocurre cuando la temperatura del aire es mucho más baja que la TSM, en la mayoría de los casos la niebla marina (incluida la niebla de costa occidental continental) se forma en aire que es más cálido que la superficie marina subyacente.

Las nieblas marinas que se forman en alta mar son más probables cuando la temperatura del aire en la superficie es al menos 1 o 2 °C más caliente que la TSM. En las regiones costeras de los continentes de las Américas y de África, las corrientes frías y el afloramiento crean condiciones donde generalmente la temperatura de la superficie del mar es mucho menor que la temperatura de las aguas circundantes.

Sin embargo, estas TSM más bajas no son una causa suficiente para la formación de niebla, porque la diferencia media entre la TSM y la temperatura del aire en la superficie no es grande.

A fondo > Efecto de la temperatura de la superficie del mar (TSM) > Comparación de temperatura del aire y TSM

Esta gráfica muestra la diferencia media entre la TSM y la temperatura del aire en el Pacífico oriental junto a la costa de EE. UU. para el mes de noviembre.

Note que en general las temperaturas del agua son más bajas que las del aire en buena parte de la costa; sin embargo, la diferencia media es de menos de 0,5 °C. Se observa un foco de aguas frías al oeste de cabo Mendocino, California, donde se cree que el afloramiento se intensifica debido a la deflexión hacia arriba de la corriente de California a medida que fluye hacia una dorsal suboceánica en la zona.

A fondo > Efecto de la temperatura de la superficie del mar (TSM) > Flujo hacia el mar, afloramiento y diferencia entre temperatura del aire y TSM

En las zonas costeras como estas, pueden producirse grandes diferencias entre la TSM y la temperatura del aire durante y después de períodos prolongados de flujo hacia el mar. Durante estos períodos, la temperatura del agua en la superficie baja ligeramente (por efecto de un mayor grado de afloramiento) mientras que las temperaturas del aire en la superficie aumentan drásticamente debido a la advección de aire continental caliente o cálido que desciende por las laderas de las montañas costeras y termina sobre las aguas de la zona costera.

Estas situaciones son verdaderamente propicias para la iniciación de la niebla. El episodio de viento hacia el mar que describimos en la sección 4 suele ser responsable de la gran diferencia de temperatura.

A fondo > Efecto de la temperatura de la superficie del mar (TSM) > TSM alta y la formación de niebla

A la inversa, las TSM altas pueden inhibir la formación de niebla y contribuir a disipar la niebla cuando pasa sobre aguas más calientes. Existen límites superiores para las temperaturas del agua más allá de los cuales la niebla de aire caliente no se forma nunca, o solo en muy contadas ocasiones. En el Pacífico Norte occidental y los mares costeros cerca de la China, se ha determinado que la niebla marina es una ocurrencia descomunal sobre aguas con TSM de más de 20 °C y no se forma casi nunca cuando la temperatura del agua es de 25 °C o más.

Hay dos motivos principales que impiden la formación de niebla sobre superficies de agua muy cálida.

• En primer lugar, la convección térmica, que es más activa sobre superficies más calientes, tiende a aumentar y a debilitar la inversión térmica marina hasta el punto de que las condiciones en los niveles bajos ya no apoyan la formación de niebla.
• En segundo lugar, debido a que la presión de vapor aumenta conforme sube la temperatura, se necesitan concentraciones mayores de vapor de agua para alcanzar el punto de saturación y condensación. Cuando la temperatura es suficientemente alta (sobre el Pacífico Norte, por ejemplo, 25 °C), se vuelve muy difícil que el aire en la superficie alcance la condensación a menos que esté produciéndose empuje ascensional por convección. Cuando la convección genera ascenso sobre las aguas costeras, no puede formarse, niebla porque los niveles más bajos están muy bien mezclados.

A fondo > Rol del enfriamiento radiativo

A diferencia de la niebla de radiación sobre tierra, el enfriamiento radiativo no es uno de los procesos clave que contribuyen a la formación inicial de la niebla sobre el agua. Esto se debe a que la radiación enfría el agua y la atmósfera inferior muy despacio, de modo que los cambios de temperatura son muy leves en comparación con los que produce la advección del aire en sí.

No obstante, una vez que se formen niebla o nubes, el enfriamiento radiativo sí tiene un rol importante, especialmente cuando termina el calentamiento diurno. En cuanto la profundidad de la capa de niebla sea apreciable, el enfriamiento radiativo de onda larga en la superficie del banco de niebla comienza a producir condensación adicional, y de este modo contribuye a la continua persistencia de la capa de niebla y profundización de la inversión térmica marina.

Encontrará información adicional sobre el enfriamiento radiativo y la formación de niebla en la lección Niebla de radiación.

A fondo > Convección impulsada por vapor

El vapor de agua de la superficie del mar puede impulsar la mezcla convectiva en los niveles bajos incluso cuando la superficie del mar es ligeramente más fría que el aire.

En general, concebimos la convección en el contexto de parcelas de superficie que se han calentado y ascienden adiabáticamente a través del aire más frío arriba de ellas, lo cual acelera el movimiento vertical y crea condiciones de mezcla desplazando y revolviendo hacia abajo las parcelas en altura. No obstante, en el caso de la niebla marina la estructura térmica es estable, porque la superficie es más fría que el aire. En este contexto, ¿cómo es posible inducir el ascenso de las parcelas de superficie, su mezcla con las capas más bajas y su eventual humectación hasta el punto de saturación?

Un elemento clave de este proceso es la diferencia de densidad entre las parcelas de aire húmedas y secas. Una parcela de aire húmeda es levemente más ligera que una parcela seca a la misma temperatura. Estas diferencias de densidad entre las parcelas en la superficie y las que se encuentran justo arriba de la superficie eventualmente permiten que la mezcla convectiva humecte esta capa más baja hasta el punto de que se forme bruma. La magnitud de esta mezcla es mucho menor en comparación con la que produce la convección impulsada por calor, pero aun así es un factor importante en la formación de niebla costera.

A fondo > Convección impulsada por vapor > Intensificación del enfriamiento por la convección

Los teóricos J. W. Telford y S. K. Chai (1984) describieron otro aspecto de este proceso. Modelaron un proceso por el cual una masa de aire seco es arrastrada hacia abajo hasta que se incorpore a una capa de superficie bien mezclada subyacente. Cuando ocurre esto, el aire arrastrado evapora parte de las gotitas de bruma y enfría las parcelas de aire que acaban de ser incorporadas, lo cual las torna más densas, de modo que descienden otra vez hacia la superficie.

A su vez, este descenso desplaza parte del aire de superficie húmedo y ligero hacia arriba. El resultado es que la convección es impulsada por la flotabilidad del aire húmedo de superficie y por la flotabilidad negativa de las parcelas arrastradas que se enfrían cuando penetran la cima de la capa.

Según Telford y Chai este proceso contribuye a levantar la inversión térmica y a profundizar la capa mezclada en la superficie.

A fondo > Evolución a estratos/régimen nublado > Factores de control

Uno de los factores clave que controla la profundidad de la niebla en la es el nivel de la base de la inversión térmica (BI). Cuando la altura de la BI (dentro de la capa de niebla) es menor de 400 m sobre la superficie del mar, es más probable que exista niebla en la superficie. Cuando la BI asciende (por enfriamiento radiativo en y cerca de la superficie de la capa de niebla) a más de unos 400 m de altura sobre la superficie oceánica (en el caso de la costa del Pacífico de EE. UU.), en general la visibilidad en la superficie mejora, mientras que la capa nubosa arriba de la superficie se transforma en una capa de estratos. Existen condiciones de mezcla profunda debajo del nivel de condensación por mezcla (NCM), que se aproximan al nivel de la base de estratos. Los vientos más fuertes en la superficie intensifican el proceso de mezcla.

Esta animación muestra un ejemplo de un perfil de temperatura durante la evolución de una capa de niebla en una capa de estratos conforme la temperatura en la superficie aumenta a un ritmo constante y la inversión térmica asciende casi hasta el nivel de 800 hPa, es decir, a varios centenares de metros de altura sobre la superficie oceánica.

A fondo > Evolución a estratos/régimen nublado > Implicancias para el pronóstico

En fin, estas son las implicancias de pronóstico importantes del nivel de condensación por mezcla (NCM):

• Si la base de la inversión térmica se halla a una altura de ~400 m o menos sobre el océano, es más probable que haya niebla en la superficie.
• Si la base de la inversión térmica está a más de ~400 m de altura, es probable que el nivel de condensación por mezcla defina la base de una capa de estratos arriba de la superficie oceánica. Debajo de esta capa, la niebla no reduce la visibilidad horizontal de forma significativa. Se precisa un sondeo atmosférico para utilizar esta técnica de pronóstico con el NCM.
• Si el NCM asciende hasta la base de la inversión térmica, la capa de estratos comienza a disiparse. La causa de esto puede ser algún proceso de calentamiento o desecamiento que ocurre en las capas más bajas, como el calentamiento de una región costera por la radiación solar (el mecanismo principal) o la advección cálida de una perturbación de gran escala que se aproxima. En el caso de San Francisco, por ejemplo, un viento del sur en San José puede transportar aire cálido y seco hasta la zona de la bahía de San Francisco y contribuir a elevar el NCM y a disipar la niebla o estratos.

La capa atmosférica debajo del NCM está bien mezclada y subsaturada. Si el NCM llega a la altura de la base de la inversión térmica, la niebla restante se evapora porque esta capa queda subsaturada.

A fondo > Perfiles de temperatura potencial de bulbo húmedo > Importancia

Numerosos estudios han examinado las características de la inversión térmica que se forma en arriba de una capa de niebla costera y la mantiene atrapada. Como permiten apreciar los dos sondeos a la izquierda, cuando la inversión térmica es fuerte y bien delimitada, la temperatura potencial de bulbo húmedo suele aumentar con la altura a través de la inversión.

A la inversa, la disminución de la temperatura potencial de bulbo húmedo con la altura a través de la inversión térmica es una indicación de que la inversión arriba de la capa de niebla no es tan fuerte y la niebla es más susceptible de disiparse si se le incorpora aire caliente desde arriba.

Los tres sondeos de la figura fueron tomados el 16 y el 18 de junio de 2000 en Oakland, California durante un episodio de niebla del Pacífico. Los dos perfiles de la izquierda, en los cuales el valor de theta-w aumenta a través de la inversión térmica en los niveles bajos, representan condiciones favorables para la formación de niebla (debajo de la base de la inversión térmica, BI). En contraste, el perfil de la derecha, en el cual los valores de theta-w aumentan a través de la base de la inversión térmica, representa condiciones que inhibirían la formación de niebla o ayudarían a disipar la niebla existente. Entre las 00 y las 1200 UTC del 16 de junio se levantó una niebla espesa con techos de menos de 200 m (600 pies) que se convirtió en estratos discontinuos a más de 3000 metros (10,000 pies) de altura el 18 de junio.

A fondo > Perfiles de temperatura potencial de bulbo húmedo > Aplicación

Para la mayoría de las aplicaciones prácticas, se puede utilizar la temperatura potencial adiabática de bulbo húmedo para analizar los cambios que ocurren con la altura a través de una inversión térmica en el entorno marino. Este perfil de temperatura potencial adiabática de bulbo húmedo se puede trazar fácilmente en un diagrama oblicuo T - log p. Para hacerlo, siga este procedimiento:

1. Identifique el nivel de condensación por ascenso (NCA). El NCA se encuentra en la intersección de una adiabática seca representativa de la capa de superficie que se ha elevado y la línea de razón de mezcla constante representativa de la misma capa.
2. Siga la adiabática húmeda que atraviesa el NCA hacia abajo hasta el nivel de 1000 hPa para localizar la temperatura potencial adiabática de bulbo húmedo.
3. Repita los pasos 1 y 2 para todos los puntos de datos disponibles en los niveles debajo, en y justo arriba de la inversión térmica.
4. Trace el perfil vertical de temperatura potencial de bulbo húmedo resultante.
5. Si la temperatura potencial adiabática de bulbo húmedo sigue disminuyendo con la altura a través de la inversión térmica, es menos probable que se forme niebla en la superficie, incluso en situaciones en las cuales la base de la inversión térmica está a menos de 400 m de altura y las TSM son aproximadamente 1 °C más frías que la temperaturas del aire.
6. Si la temperatura potencial adiabática de bulbo húmedo aumenta con la altura a través de la inversión térmica y las demás condiciones son favorables, la formación de niebla es probable.

A fondo > Efecto de Coriolis

El efecto de Coriolis es una fuerza aparente a la que están sometidas las parcelas de aire que no se hallan situadas en el ecuador. Se trata de una fuerza aparente porque no afecta el movimiento de las parcelas de aire en forma directa, aunque desde una posición fija sobre la superficie terrestre el efecto de Coriolis parece desviar su trayectoria.

En el hemisferio norte, el efecto de Coriolis desvía las parcelas de aire hacia la derecha respecto de su dirección de movimiento. En el hemisferio sur esta desviación aparente es hacia la izquierda. El grado de desviación depende de la latitud.

El efecto de Coriolis es un factor importante solo a escalas temporales mayores de unas cuantas horas. Para los movimientos atmosféricos de mesoescala de duración mucho menor, como los temporales, el efecto de Coriolis carece de importancia. En el hemisferio norte, el aire asimilado al centro de baja presión de los sistemas de baja presión de escala sinóptica se desvía hacia la derecha. El efecto neto de Coriolis es una circulación contraria al sentido de las manecillas del reloj alrededor del centro de baja presión.

Coriolis también afecta los movimientos oceánicos. Las corrientes oceánicas de superficie impulsadas por el viento no fluyen en sentido paralelo a la dirección del viento, sino a un ángulo ancho hacia la derecha (hemisferio norte) o la izquierda (hemisferio sur) con respecto a la dirección del viento. El transporte total de agua dentro de la capa afectada por el viento se ve desplazado a razón de aproximadamente 45 grados respecto de la dirección media del viento. En la costa del Pacífico de EE. UU., los vientos de superficie, que en términos climatológicos soplan del norte en verano, producen afloramiento, porque el transporte de agua se ve desviado hacia la derecha respecto del viento en el hemisferio norte.

Si desea aprender más sobre el efecto de Coriolis, lea la excelente descripción y explicación de este fenómeno en el sitio del Departamento de Ciencias Atmosféricas de la Universidad de Illinois: Weather World 2010.

A fondo > Depresión térmica

Una depresión o baja térmica es un centro de bajas presiones persistente en las isobaras de presión al nivel del mar. Normalmente encontramos una depresión térmica centrada en el extremo sudoeste de EE. UU. que abarca el sudoeste del estado de Arizona y el sur de California. Como se puede apreciar en esta figura, con frecuencia, la depresión térmica se extiende hacia el norte a lo largo del terreno elevado en la región hasta California central.

En parte, la depresión térmica es el resultado de la práctica de reducir la presión barométrica observada en las estaciones meteorológicas al nivel del mar con el fin de producir un análisis de presión coherente a gran escala. En este sentido, la depresión térmica es un invento del proceso de análisis, ya que de acuerdo con la temperatura observada en la superficie, en algunos lugares debe suponer un gradiente vertical de temperatura debajo del suelo. Durante los meses cálidos de verano, el perfil de temperatura, supuestamente debajo del suelo, es excesivamente alto, y produce una reducción de la presión en la superficie. Este efecto es más pronunciado en las regiones de terreno elevado.

Debido a la presencia de la depresión térmica y a la zona de alta presión persistente en los niveles bajos junto a la costa de California, que está relacionada con el anticiclón subtropical, durante el verano sobre la región costera de California suele existir un gradiente de presión considerable orientado de oeste a este, acompañado de vientos persistentes del norte. Para que se formen las nieblas de racha de calor que se describen en esta lección, se precisa una perturbación de este régimen de vientos que produzca un flujo considerable hacia el mar, algo que ocurre con la intrusión de la alta presión en los estados del noroeste de EE. UU. y la región de la Gran Cuenca. Cuando los vientos hacia el mar aflojan y la depresión térmica vuelve a manifestar su presencia, las condiciones son propicias para un episodio de niebla costera.

A fondo > Vaguada invertida

Una vaguada invertida es una vaguada en las isobaras que presenta una orientación distinta de lo que sería normal respecto a la depresión principal. Típicamente, la vaguada invertida se extiende hacia el norte desde la depresión.

Con frecuencia, la depresión térmica de la región de los desiertos del sudoeste de EE. UU. incluye una extensión de la zona de bajas presiones hacia el noroeste a lo largo del terreno elevado de California y Nevada. Esta extensión es una vaguada invertida.

A fondo > Diferencias de densidad entre aire húmedo y seco

Las parcelas de aire húmedo son ligeramente menos densas que las parcelas de aire seco. Esto puede producir mezcla turbulenta en situaciones en que el aire húmedo se encuentra debajo de aire seco (cuando la diferencia de temperatura entre el aire seco y el aire húmedo es pequeña). Encontramos esta situación durante las etapas de formación de niebla de costa occidental continental y la mezcla turbulenta que tiende a humectar la capa límite.

A fondo > Núcleos higroscópicos y condensación

Los núcleos higroscópicos son partículas microscópicas (con radios de menos de unos pocos micrómetros) que permiten fácilmente la condensación en su superficie, incluso con una humedad relativa por debajo del 100 %. Las partículas de sal, ácido sulfúrico y ácido nítrico son ejemplos de núcleos higroscópicos, que también se conocen como núcleos de condensación. En comparación con las masas de aire continental, las masas de aire marítimo contienen abundantes partículas de sal marina, de modo que constituyen un entorno más favorable para la formación de nubes o niebla cuando la humedad relativa es baja.

Esta gráfica muestra que las nubes en las masas de aire continental y marítimo suelen presentar distribuciones de tamaños de las gotitas considerablemente distintas. En promedio, las gotitas medidas en entornos marinos son muchos más grandes que las que se observan sobre los continentes, algo que se debe a la abundancia de núcleos de condensación grandes, como las partículas de sal marina. Además, en los entornos marinos las distribuciones de tamaños de las gotitas son más amplias y las concentraciones de gotitas son más bajas.

A fondo > Determinar el nivel de condensación por mezcla (NCM)

El nivel de condensación por mezcla (NCM) representa la altura arriba de la superficie donde ocurre condensación debido a la mezcla vertical de las parcelas que se originan en la superficie. A menudo, la base de la capa de estratos de origen marino se encuentra en el NCM.

En un diagrama oblicuo T - log p, el NCM se halla en la intersección entre:

• una adiabática seca definida por la temperatura media debajo de la inversión térmica (), y
• una línea de razón de mezcla constante definida por la razón de mezcla media debajo de la inversión térmica ().

A fondo > Determinar el nivel de condensación por ascenso (NCA)

El nivel de condensación por ascenso (NCA) es la altura que debe alcanzar una parcela que se encuentra en la superficie para que se produzca la condensación.

Este nivel se puede determinar con un diagrama oblicuo T - log p a partir de los datos de superficie. El NCA se halla en la intersección entre:

• la adiabática seca definida por la temperatura () y
• la línea de razón de mezcla constante definida por el punto de rocío ().