Introducción

En muchas regiones del mundo, el agua de deshielo es un componente integral del proceso de predicción hidrológica. El desarrollo espacial y temporal del manto nivoso, la velocidad a la que se derrite y el impacto que produce la descarga de agua correspondiente son todos aspectos muy importantes para el pronóstico de crecidas.

En esta lección examinaremos las formas en que las condiciones ambientales afectan la distribución de la nieve y las características de la capa de nieve. También estudiaremos los intercambios de energía que se producen entre la nieve y la atmósfera y su efecto en la velocidad de deshielo. Finalmente, consideraremos lo que ocurre con el agua de deshielo una vez que alcance el suelo.

En esta lección aprenderá a:

• Describir la acumulación y la evolución de una capa de nieve:
  • explicar el impacto del terreno, del viento, de la vegetación y de la temperatura;
  • describir el impacto de la sublimación en la capa de nieve;
  • describir el proceso de metamorfismo de la nieve;
  • explicar los conceptos de relación nieve a líquido y equivalente en agua de la capa de nieve;
  • describir cómo ocurren y por qué son importantes intercambios de energía en la nieve.
• Describir los procesos que ocurren antes y durante el proceso de fusión:
  • explicar la importancia del intercambio de calor latente;
  • describir los factores necesarios para un deshielo rápido;
  • explicar la importancia de la lluvia en el proceso de deshielo.
• Describir lo que ocurre con el agua de deshielo:
  • describir el movimiento del agua por una capa de nieve;
  • explicar lo que ocurre cuando el agua alcanza la superficie del suelo.

Distribución de la nieve

La distribución de la nieve puede variar considerablemente sobre distancias cortas, especialmente donde se producen cambios abruptos en el terreno o la vegetación. A la hora de preparar un pronóstico hidrológico que tenga en cuenta el agua de deshielo, es importante comprender las diferencias temporales y espaciales de la acumulación de la nieve, especialmente en aquellas regiones donde las mediciones de profundidad del manto nivoso son escasas.

Vegetación

Las estructuras del terreno y la presencia de vegetación pueden ejercer un efecto importante en la manera en que la nieve se acumula en el suelo, tanto por la intercepción directa de la nieve a medida que cae, como debido a efectos locales que determinan la velocidad y dirección del viento.

Dos fenómenos principales afectan la cantidad de nieve que se acumula en el suelo en las zonas arboladas. El primero de ellos es el movimiento turbulento del aire, que puede causar variaciones en la carga de nieve en el suelo; es común observar acumulaciones relativamente mayores a sotavento de las arboledas.

El segundo es la intercepción directa de la nieve por la vegetación. La nieve que se acumula en la vegetación está más expuesta a la acción del viento y la radiación solar que la nieve acumulada en el suelo y debido a que su relación superficie-masa es más alta, es más susceptible a los efectos de sublimación y fusión.

La cantidad de nieve que puede acumularse en el dosel depende enteramente de los tipos de árboles que crecen en la zona. Las coníferas interceptan la nieve de forma relativamente eficiente. Por otra parte, las copas de los árboles caducifolios, que están sin hojas durante la mayor parte de la temporada fría, capturan relativamente poca nieve.

La pérdida de nieve debido a sublimación en el dosel de las coníferas puede ser considerable y en algunas regiones puede alcanzar el 40 % del volumen de nieve que cae durante la estación entera. No obstante, la sombra proyectada por los árboles puede compensar en parte el mayor grado de sublimación de la nieve en el dosel. Un estudio realizado en Alaska concluyó que la vegetación reduce en un 60 % el proceso de sublimación en el suelo.

Si bien la intercepción de la nieve por parte de los árboles y la sublimación subsiguiente son los principales factores que contribuyen a la diferencia en la acumulación de nieve en claros y arboladas, no son los únicos. Pueden acumularse cantidades de nieve relativamente mayores en los claros de un bosque, y de hecho pueden registrarse acumulaciones entre un 20 y un 45 % mayores.

El tamaño de los claros es otro factor importante. Cuando la distancia horizontal a través de un claro es considerablemente mayor que la altura de los árboles, el viento que azota esa parte del bosque puede transportar la nieve y depositarla en otro lugar corriente abajo.

Entornos abiertos y ventiscas

Como se puede apreciar en estas fotos, en zonas sin vegetación considerable, los efectos de las diferencias de microescala pueden producir grandes variaciones en los patrones de acumulación de nieve.

Vamos a considerar los valores de acumulación relativa para ambientes abiertos. Estos valores se han normalizado respecto de lo que se denomina «llanura plana en barbecho», es decir, terreno relativamente plano donde hace mucho tiempo que no se ara, siembra ni cosecha. Por ejemplo, en un arbolado, donde el viento desacelera y las acumulaciones tienden a ser un poco más altas, tal vez podríamos ver 2,4 veces más nieve acumulada que en una llanura plana en barbecho. Esta tabla presenta un resumen de las acumulaciones relativas de nieve para varios tipos de terreno.

Las ventiscas de nieve son más comunes en espacios abiertos sin vegetación. Podemos distinguir tres tipos de movimientos de la nieve en las ventiscas, que se correlacionan fuertemente con la velocidad del viento. Esta tabla presenta un resumen de las condiciones de la nieve arrastrada por el viento.

Las tasas de transporte de la nieve son aproximadamente proporcionales al cubo de la velocidad del viento a la altura de 10 m. Esto significa que un viento el doble de velocidad aumenta la capacidad de transporte a 8 veces tanto. Por supuesto que esto puede verse afectado por varias otras características, como la densidad de la nieve o la dureza de la capa de nieve acumulada. En términos generales, para iniciar el transporte de la nieve más vieja y endurecida por el viento, pueden ser necesarios vientos de más del doble de velocidad.

Características de la capa de nieve

El movimiento de la nieve arrastrada por el viento puede afectar considerablemente la naturaleza de la capa de nieve acumulada.

En condiciones de vientos flojos, por los general la nieve se compone de muchos cristales intactos con mucho espacio libre entre ellos. Sin embargo, el transporte de la nieve por el viento y su posterior amontonamiento tienen el efecto de romper los cristales de hielo, como resultado de lo cual la nieve adquiere una forma más redondeada. Esto produce partículas de nieve más apretadas y, por tanto, una capa de nieve intrínsecamente más densa.

Bajo un microscopio electrónico, la diferencia es incluso más pronunciada:

A la hora de considerar la densidad, necesitamos pensar en términos de masa por volumen; un valor de densidad típico para la nieve es de 1 dg/cm³. Esto significa que el agua es diez veces más densa que la nieve, porque además de agua, la nieve contiene aire. El otro factor principal que determina la densidad de la capa de nieve acumulada es la cantidad de líquido que contiene.

Para los pronósticos hidrológicos, es muy importante comprender el equivalente de la nieve en agua. El contenido de agua líquida de la nieve seca es del 0 % y no se apelmaza al apretarla. El agua representa un pequeño porcentaje del volumen de la ‘nieve aguada». Esta tabla muestra una clasificación de la nieve de acuerdo con el contenido de agua líquida y sus características visibles y físicas.

Equivalente en agua de la nieve y relación nieve a líquido

En hidrología, es normal describir las capas de nieve en términos de la densidad de la nieve acumulada en comparación con la profundidad del agua que se obtendría al derretir la nieve. La profundidad del agua que produciría la fusión total de una capa de nieve sobre una superficie horizontal se denomina equivalente en agua de la capa de nieve. Por ejemplo, al derretir 10 unidades de profundidad de una capa de nieve con un equivalente líquido del 20 % se obtienen 2 unidades de equivalente líquido.

Esto puede también expresarse en términos del valor adimensional que se deriva de la razón entre la profundidad de la nieve y el equivalente líquido, que se conoce como relación de nieve a líquido. En este ejemplo, 10 unidades de profundidad de nieve en el suelo corresponden a 2 unidades de profundidad de líquido, lo cual corresponde a una relación de nieve a líquido de 5:1.

Estos son algunos ejemplos de valores típicos de relación de nieve a líquido. La nieve recién caída con vientos generalmente calmos y temperaturas por debajo de cero grados tiene un equivalente líquido aproximado del 5 %, lo cual equivale a una relación de nieve a líquido de 20 a 1.

En ciertas condiciones, esta relación puede llegar a ser mucho mayor que 20 a 1, y es capaz de alcanzar valores de 40, 60 e incluso 80 a 1. Conforme la nieve sufre los efectos individuales o combinados de asentamiento, calentamiento y arrastre por el viento, la relación de nieve a líquido disminuye, como permite apreciar esta tabla que describe algunas posibles condiciones.

Temperatura

El perfil de temperatura de una capa de nieve es un aspecto muy importante a la hora de evaluar las características de fusión de la nieve. Los procesos físicos que se producen en el interior de la capa de nieve dependen en gran medida de la existencia de un gradiente de temperatura entre la superficie de la nieve y el fondo de la capa.

La existencia de un gradiente de temperatura en las capas de nieve es producto normal del grado de relativo calentamiento geotérmico producido por el contacto con el suelo en el fondo de la capa en comparación con las temperaturas frías del aire en la superficie de la nieve. La temperatura en la superficie de la nieve puede fluctuar a diario con los cambios en la radiación solar incidente. La parte central de la capa puede calentarse cuando el agua de deshielo o la lluvia que penetra la capa desde arriba vuelve a congelarse y libera calor latente.

El manto de nieve está en condiciones isotérmicas si no hay un gradiente de temperatura a través del mismo. Si la capa de nieve es isotérmica y la temperatura está cerca de cero grados, la nieve se considera saturada y puede derretirse en muy poco tiempo.

Metamorfismo de la nieve

Existen dos tipos de metamorfismo de la nieve: seco y húmedo. El metamorfismo seco ocurre en ausencia de agua líquida, cuando por lo general las temperaturas se encuentran por debajo de cero grados Celsius.

A su vez, el metamorfismo seco de la nieve se puede subdividir en dos clases. La primera se denomina equilibrio (sinterización) y ocurre cuando el gradiente de temperatura de la capa de nieve es poco pronunciado. A menudo, los cambios en la estructura cristalina aumentan la unión entre los cristales. Conforme se deposita vapor de agua en los cristales, sus puntas se suavizan y los espacios vacíos se van llenando. En algunos casos la deposición y el cambio resultante en la forma de los cristales alcanzan extremos tales que se vuelve imposible identificar la fisionomía y la estructura cristalina original. La nueva forma más redondeada de los cristales aumenta la densidad de la capa de nieve por unidad de profundidad y, por tanto, su equivalente en agua. Este es el tipo de metamorfismo seco más importante en hidrología de nieves.

El otro tipo de metamorfismo seco es el crecimiento cinético, que ocurre cuando el gradiente de temperatura en la capa de nieve supera los 10 °C por metro. A menudo, las nuevas estructuras cristalinas no están bien unidas y hasta pueden reducir la densidad de la capa de nieve.

El metamorfismo húmedo ocurre a temperaturas de cero grados Celsius o muy cerca de esa temperatura. La capa de nieve contiene agua líquida, lo cual causa la destrucción preferencial de los granos de nieve pequeños, mientras los granos más grandes se suavizan al fundirse. Como resultado de este proceso, se vuelve difícil identificar la estructura cristalina original. Los ciclos reiterados de fusión y congelamiento crean conjuntos grandes de granos fusionados como el que podemos ver en esta fotografía.

El proceso de metamorfismo húmedo de la nieve puede aumentar considerablemente el equivalente en agua por unidad de profundidad de la capa de nieve.

Intercambios de energía en la nieve

Este diagrama conceptual presenta los principales factores que contribuyen a los intercambios de energía en la nieve.

Los términos K representan la radiación solar entrante y saliente. Los términos L corresponden a la radiación de onda larga, entrante y saliente. La transferencia turbulenta de calor latente y sensible se indican mediante los términos Q_e y Q_h y la conducción de calor del suelo en el fondo de la capa de nieve por Q_g. Finalmente, Q_p representa el calor transportado por advección cuando llueve sobre la nieve

Energía solar entrante y albedo

El albedo de una superficie es la razón de la cantidad de radiación reflejada con respecto a la cantidad de radiación incidente en ella. El albedo de la nieve puede variar enormemente debido a varios factores. Cuando se trata de nieve recién caída, cuyos cristales son aún prístinos, el albedo puede alcanzar un valor del 90 %. En términos generales, la nieve fresca tiene valores de albedo mínimos del 80 %. Conforme la nieve envejece, su estructura cristalina queda redondeada, ya sea por metamorfismo seco o húmedo, o bien por acción del viento. Estos factores reducen la capacidad de la nieve de reflejar la radiación solar entrante. La acumulación de partículas en la superficie de la capa de nieve también pueden disminuir sus propiedades reflectantes.

Otro aspecto importante es el ángulo de incidencia de los rayos solares, que durante la temporada de acumulación de las capas de nieve es relativamente bajo. Como durante ese período las temperaturas son más bajas, el albedo de la nieve tiende a cambiar mucho más lentamente que en la temporada de derretimiento, cuando la radiación solar entrante es más intensa y a lo largo del día se producen cambios de temperatura de mayor amplitud.

Normalmente, el efecto combinado de todos estos factores es la disminución del albedo de la nieve en el curso de los varios días posteriores a su deposición. Después de esa disminución inicial, el albedo tiende a estabilizarse en un valor aproximado del 60 % durante la temporada de acumulación y del 40 % en la temporada de derretimiento. Esta gráfica muestra los cambios en el albedo durante las dos temporadas en función del tiempo desde la última nevada.

Calor latente

El intercambio de calor latente es una consideración muy importante a la hora de determinar si la nieve se va a derretir. El calor latente es el ‘calor oculto» que se intercambia con el ambiente durante los cambios de fase del agua. Por ejemplo, el calor latente de fusión, que es la energía necesaria para transformar el agua en hielo y viceversa, es de alrededor de un tercio de megajulio por kilogramo (MJ/kg). Como muestra esta figura, el nivel de energía del calor latente de vaporización, es decir, la energía necesaria para transformar el agua entre sus fases líquida y gaseosa, y el calor latente de sublimación, que es la energía necesaria para transformar el agua en fase sólida directamente en un gas, y viceversa, es alrededor de 8 veces mayor que el calor latente de fusión.

Esto significa que la sublimación directa de la nieve hacia la atmósfera y la deposición directa del vapor de agua atmosférico en la capa de nieve pueden provocar un cambio muy brusco en la temperatura de la superficie de la nieve.

Un factor importante a considerar en relación con los intercambios de calor latente es la presión del vapor atmosférico, que se puede evaluar a partir de la temperatura de punto de rocío.

A medida que la presión del vapor disminuye con la altura en la atmósfera, la humedad de la superficie de la capa de nieve se dispersa en la atmósfera arriba de ella. En este caso se produce la sublimación de la humedad, la capa de nieve pierde calor latente y se enfría, incluso si la temperatura del aire es relativamente cálida.

A medida que la presión del vapor aumenta con la altura en la atmósfera, se deposita humedad desde el aire en la superficie de la capa de nieve. En esta situación, la nieve adquiere calor latente y la superficie de la capa de nieve se calienta, e incluso puede iniciar el proceso de fusión. Este calentamiento puede iniciar el proceso de fusión en el interior de la capa de nieve. Para producir la fusión de la capa de nieve de esta manera se precisan vientos lo suficientemente intensos como para crear transferencia turbulenta, para que el aire más cálido y húmedo baje hasta entrar en contacto con la superficie de la nieve.

Transferencia turbulenta

Cuando el viento es calmo, la transferencia turbulenta en la superficie de la capa de nieve es mínima. Esto se debe a que el enfriamiento causado por la sublimación crea una capa fría estable inmediatamente arriba de la superficie de la nieve. En ausencia de viento, esa capa fría estable no se disipa, incluso si la temperatura del aire es considerablemente más alta que 0°C. Este efecto es más pronunciado en las zonas a la sombra.

Si la intensidad del viento aumenta, al pasar por encima de la capa de nieve se genera turbulencia, lo cual mezcla el aire que se ha enfriado por sublimación cerca de la superficie de la nieve con el aire más caliente a mayor altura y expone el manto de nieve a temperaturas más altas. Como ya mencionamos antes, cuando la presión de vapor atmosférico aumenta con la altura, este proceso se intensifica a medida que la capa de nieve adquiere humedad de forma preferencial.

La transferencia turbulenta de grandes cantidades de aire cálido y húmedo desde arriba es el proceso que domina la transferencia de energía en días nublados y en las áreas a la sombra. Para que se produzca una fusión intensa de la nieve se requieren vientos fuertes con temperaturas altas y puntos de rocío arriba de cero grados.

Advección

A menudo, la lluvia sobre nieve se considera el peor escenario posible en situaciones que presentan la perspectiva de deshielo rápido. Sin embargo, la lluvia sobre una capa de nieve no siempre produce el rápido calentamiento de la nieve y a veces no produce calentamiento alguno. Considere una situación en la cual a lo largo del día caen 10 mm de lluvia de 10 °C. Esta lluvia es lo suficientemente cálida como para no congelarse a medida que se escurre por la capa de nieve. Conforme atraviesa la capa de nieve, la lluvia transfiere pequeñas cantidades de energía térmica a la nieve.

El calor impartido por esta lluvia cálida equivale a 420 kJ/m² al día. Esto equivale a 5 W/m², es decir, al menos un orden de magnitud menos que la energía solar absorbida en un día soleado de invierno con un ángulo de incidencia bajo y nieve fresca.

Considere ahora una situación en la cual cae una lluvia fría de 0 a 1 °C. A medida que esta lluvia fría atraviesa la capa de nieve, libera calor a la nieve y comienza a helar, formando zonas de hielo.

Conteste esta pregunta para averiguar cómo esta formación de hielo afecta la posibilidad de que se produzca el deshielo.

¿Cuánto aumentará la temperatura de la capa de nieve como resultado de esta lluvia fría? Esta vez, la misma cantidad de 10 mm de lluvia a 0 °C se congela y libera su calor latente de fusión en el interior de la capa de nieve. Supongamos una distribución uniforme de la lluvia en una capa de nieve de un metro de profundidad que tiene una densidad de 340 kg/m³ y una temperatura inicial –5 °C. El proceso de congelamiento liberará 3350 kJ de calor en la capa de nieve y aumentará la temperatura media de –5 a 0 °C.

El punto más importante de estos ejemplos es que aunque la lluvia puede no ser un factor contribuyente importante para el derretimiento de la nieve, cuando la lluvia se congela en la nieve, se convierte en un factor de gran importancia para la saturación de la nieve y deja la capa de nieve susceptible al derretimiento rápido.

Cabe preguntar qué relación existe entre la cantidad de lluvia que se congela en el interior de la capa de nieve y el grado de calentamiento que se produce como resultado. Esta gráfica muestra la relación entre la cantidad de lluvia que se congela en una capa de nieve y el calentamiento resultante para cuatro relaciones de nieve a líquido distintas, desde una nieve densa de 2:1 hasta una nieve «esponjosa» de 10:1. La nieve densa requiere mucha más lluvia para provocar un aumento específico en la temperatura. Por ejemplo, calculemos cuánta lluvia provocaría un calentamiento de 4 grados en la capa de nieve «esponjosa» con una relación de nieve a líquido de 10:1.

Desde el punto correspondiente a 4 grados, suba hasta la pendiente que corresponde a la capa de nieve de 10:1 y después siga una línea horizontal hacia la izquierda para determinar que hacen falta 2 mm de lluvia para producir este grado de calentamiento.

En términos resumidos, el manto de nieve puede ganar o perder calor a través de las varias formas de intercambio de energía que acabamos de estudiar. En lo referente al deshielo, el máximo grado de saturación o fusión suele volverse posible en días relativamente cálidos, húmedos y ventosos (y probablemente nublados).

Flujo del agua y el manto nivoso

El agua de deshielo puede desplazarse por la nieve a una velocidad muy variable que oscila de 2 a 60 cm por minuto. Esta velocidad depende de varios factores, como la estructura interna de la capa de nieve, el estado de la capa de nieve antes de la introducción del agua y la cantidad de agua disponible en la superficie de la capa de nieve.

A la temperatura de fusión, una fina capa de agua recubre cada grano de nieve. Esta capa de agua crea una trayectoria que permite el flujo de más agua. Una vez que se llenen los poros entre los granos de nieve individuales, puede comenzar el flujo laminar, que es un método muy eficiente para drenar la capa de nieve.

Los estudios realizados con tintura revelan que al atravesar la capa de nieve el agua sigue otras trayectorias de flujo preferenciales, o macroporos, cuya orientación puede ser horizontal o vertical. Las trayectorias horizontales tienden a formar lentes de hielo impermeables que obligan el agua a acumularse o a fluir en sentido lateral hasta que encuentre otra ruta vertical que conduce hacia el fondo de la capa de nieve.

Las mediciones realizadas durante un estudio en Niwot Ridge, Colorado (EE.UU.) en mayo de 1995 muestran cuantitativamente la transmisión del agua líquida a través de una capa de nieve.

A comienzos de mayo, la fusión ocurría en la superficie de la capa de nieve (curvas rojas) pero no se observaba la salida de agua por el fondo de la capa de nieve (curvas azules). Esto se debe a que el agua permanecía dentro de la capa de nieve y a veces incluso volvía a congelarse en su interior. Con el paso del tiempo, la curva comenzó a reflejar el agua que percolaba a la superficie del suelo desde del fondo de la capa de nieve. Para mediados del mes ya ha ocurrido un deshielo considerable y casi todo el agua producido al derretirse la nieve de la parte superior de la capas de nieve acumulada ha logrado pasar a la superficie del suelo. Se nota claramente que para el día 149 el agua correspondiente a la nieve que se derrite en la superficie de la capa de nieve y la cantidad de agua que sale por el fondo de la capa de nieve tienen casi la misma magnitud y también coinciden bastante en lo que se refiere al momento de descarga.

Qué ocurre con el agua de deshielo: impacto de las condiciones del suelo

Cuando el agua que se ha escurrido hacia abajo por una capa de nieve alcanza el suelo subyacente, su destino viene determinado por las condiciones del suelo y de la superficie del suelo. Estas son consideraciones importantes a la hora de pronosticar la escorrentía y la posibilidad de crecidas.

Si el suelo no está congelado ni saturado, podrá absorber el agua fácilmente, con tal de que la velocidad de fusión de la nieve sea inferior a la tasa de infiltración del suelo. En este caso, el agua de deshielo se comporta de forma muy parecida a la lluvia.

Si el agua que se ha escurrido hacia abajo por una capa de nieve alcanza suelo congelado, existe la posibilidad de que se produzca la acumulación de agua y posiblemente su congelamiento en la superficie del suelo, lo cual impide aún más la infiltración del agua en el suelo en esa zona. Durante un período de rápido derretimiento, esto puede provocar inundaciones generalizadas.

Esta fotografía muestra las consecuencias del congelamiento del agua de deshielo en la superficie del suelo, que forma hielo basal.

Las superficies inclinadas pueden causar otras complicaciones. Los espacios porosos cuesta abajo están continuamente sujetos a la acción erosiva del agua de deshielo que baja directamente desde arriba, y además del agua de deshielo que baja lateralmente de las zonas a mayor altura. Como permite apreciar la figura, a medida que el agua corre cuesta abajo debajo de la capa de nieve, el caudal aumenta y eventualmente causar la erosión del fondo del manto de nieve.

La inclinación de la superficie no es sino uno de los muchos factores que hay que examinar para considerar el suelo absorbe y canaliza el agua de deshielo. Los otros factores típicos de la escorrentía de la lluvia que se presentan en la lección Procesos de escorrentía: versión internacional son pertinentes para las situaciones de deshielo y complementarán toda consideración adicional del movimiento del agua de deshielo.

Resumen

Distribución de la nieve

• Dos fenómenos principales afectan la acumulación de la nieve en el suelo: el terreno y la vegetación.
• La vegetación tiene este efecto porque altera el movimiento y la velocidad del viento y el grado de sublimación.
  • La nieve interceptada directamente por el follaje queda más expuesta al aire y, por tanto, es más susceptible a la sublimación.
  • En las zonas donde la vegetación es alta, el viento pierde velocidad, lo cual tiene el efecto de producir mayores acumulaciones de nieve en el suelo de los claros inmediatamente a sotavento de las arboledas.
  • El viento puede barrer los claros entre los árboles si la distancia horizontal del espacio abierto es mucho mayor que la altura de los árboles a su alrededor.
• En entornos abiertos, el viento barre las zonas expuestas a los vientos más intensos, como las superficies muy planas, las superficies sin vegetación y las crestas y las cimas de las colinas, de modo que allí las acumulaciones de nieve son menores.

Características de la capa de nieve

• En términos generales la nieve se compone de muchos cristales intactos con mucho espacio lleno de aire entre ellos. Conforme la nieve envejece, los cristales quedan redondeados, ya sea debido a fusión, sublimación o a la acción de transporte del viento. Todo esto provoca el asentamiento de la capa de nieve, que se torna más densa.
• El equivalente en agua de la capa de nieve es la cantidad de líquido que se produce la nieve al derretirse.
• La relación de nieve a líquido es el equivalente en agua de la capa de nieve expresado como la relación entre la altura de la capa de nieve y la altura de la columna de líquido que se obtiene al derretir esa capa de nieve.
• Ambos valores permiten evaluar la densidad del manto nivoso. Los valores típicos de relación de nieve a líquido pueden oscilar entre 20:1 para nieve fresca que cae en temperaturas muy por debajo de cero grados y 2:1 en el caso de nieve vieja arrastrada por el viento cerca de 0 °C.
• Normalmente, la temperatura de la capa de nieve cambia desde arriba hacia abajo.
  • La temperatura en el fondo de la capa nieve suele ser relativamente cálida, debido al contacto con el suelo.
  • La temperatura en la superficie varía entre fría por la noche y más alta durante el día, aunque en presencia de una masa de aire frío puede seguir siendo mucho más baja que en el fondo de la capa de nieve.
• Existen dos tipos de metamorfismo de la nieve: seco y húmedo.
  • El metamorfismo seco ocurre en ausencia de agua líquida, cuando por lo general las temperaturas se encuentran por debajo de cero grados. El equivalente en agua de la capa de nieve puede aumentar o disminuir, según las circunstancias.
  • Con el metamorfismo húmedo, la temperatura está cerca del punto de congelación y hay agua líquida. La fusión de la nieve y su posterior congelamiento aumenta considerablemente el equivalente en agua de la capa de nieve.

Intercambios de energía en la nieve

El balance energético del manto nivoso y su entorno comprende principalmente estos factores: radiación solar entrante y reflejada, radiación de onda larga incidente e irradiada, transferencia turbulenta de calor latente y calor sensible, conducción en el suelo y advección de calor durante los episodios de lluvia.

• El albedo de la nieve (la relación entre el porcentaje de radiación solar reflejada e incidente) disminuye con el tiempo, de modo que con el paso del tiempo la capa de nieve absorbe una mayor cantidad de energía solar.
• El calor latente es la energía que se intercambia con el ambiente durante los cambios de fase del agua.
  • El calor latente de sublimación es aproximadamente 8 veces mayor que el calor latente de fusión.
• La presión de vapor atmosférico arriba de la capa de nieve puede afectar en gran medida la cantidad de sublimación que ocurre.
  • Si la presión del vapor disminuye con la altura en la atmósfera, la sublimación de la nieve provoca la liberación de calor latente.
  • Si la presión del vapor aumenta con la altura en la atmósfera, se depositará humedad en la capa de nieve, la cual adquirirá calor latente.
  • Normalmente, para que producir un calentamiento considerable de la capa de nieve por deposición y la consiguiente liberación de calor latente se precisan vientos lo suficientemente fuertes como para inducir la transferencia turbulenta.
• Cuando los vientos son calmos, la transferencia turbulenta es mínima y el aire enfriado por sublimación cerca de la superficie del manto nivoso permanece cerca de la superficie.
• Cuando el vientos es más intenso, la transferencia turbulenta mezcla el aire enfriado por sublimación cerca de la superficie del manto nivoso con el aire más caliente a mayor altura. Esto inicia el proceso de fusión, especialmente si los vientos son fuertes y la presión de vapor aumenta con la altura en la atmósfera.
• Si llueve sobre el manto de nieve, éste adquiere cierta cantidad de calor. Esta cantidad de calor depende de la temperatura de la lluvia y de los cambios de fase que puedan ocurrir.
  • Una lluvia lo suficientemente 'cálida' como para no congelarse al atravesar la capa de nieve impartirá pequeñas cantidades de calor conforme penetra el manto nivoso.
  • Sin embargo, una lluvia lo suficientemente 'fría' como para congelarse agregará una cantidad considerablemente mayor de calor al atravesar la capa de nieve, ya que el proceso de congelamiento libera mucho más calor latente en la nieve.
  • El grado de calentamiento que ocurre debido al congelamiento de la lluvia en el manto de nieve depende de la relación de nieve a líquido o la densidad de la capa de nieve.

Flujo del agua y el manto nivoso

• El agua se desplaza por la capa de nieve con mayor eficacia si el espacio poroso entre los granos de nieve está saturado, es decir, lleno de agua.
• Se forman trayectorias de flujo preferenciales, o macroporos, cuya orientación puede ser horizontal o vertical, para el movimiento del agua a través de la capa de nieve.
  • Tienden a formarse trayectorias horizontales cuando la presencia de lente de hielo fuerza el movimiento lateral del agua.
• A menudo hay cierto retardo entre el comienzo del proceso de fusión en el manto nivoso y la salida del agua de deshielo por el fondo de la capa de nieve. Este retardo puede ser mayor o menor, según la estación del año.

Destino del agua de deshielo

• Si el suelo no está congelado ni saturado, con tal de que la velocidad de fusión de la nieve sea inferior a la tasa de infiltración del suelo, éste podrá absorber el agua.
• Cuando el suelo está helado, la infiltración del agua de deshielo no puede ocurrir con facilidad, lo cual a veces causa su acumulación en la superficie y su congelamiento en el suelo. Durante un período de rápido derretimiento, esto puede provocar inundaciones.
• Se acumulará más agua de deshielo en el fondo de una colina o pendiente.

Colaboradores

Las imágenes cubiertas por la licencia de términos de uso de propiedad intelectual Reconocimiento No comercial - Compartir igual de Creative Commons aparecen en la Galería multimedia.

Patrocinadores de COMET

The COMET^® Program está patrocinado por el National Weather Service (NWS) de NOAA, con fondos adicionales de las siguientes organizaciones:

• European Organisation for the Exploitation of Meteorological Satellites (EUMETSAT)
• Meteorological Service of Canada (MSC)
• NOAA National Environmental Satellite, Data and Information Service (NESDIS)
• Naval Meteorology and Oceanography Command (NMOC)

Colaboradores del proyecto

Dirección del proyecto y diseño instruccional

• Andrea Smith — UCAR/COMET

Asesor científico principal

• Matthew Kelsch — UCAR/COMET

Asesoramiento científico adicional

• Claudio Caponi — OMM

Infografía/Diseño de interfaz

• Brannan McGill — UCAR/COMET
• Heidi Godsil — UCAR/COMET

Gerente principal del proyecto

• Dr. Patrick Parrish — UCAR/COMET

Colaboradores de proyecto del Curso Básico de Hidrología original

Dirección del proyecto y diseño instruccional

• Lon Goldstein — UCAR/COMET

Asesores científicos principales

• Matthew Kelsch — UCAR/COMET
• Dr. Richard Koehler — UCAR/COMET

Diseño multimedia

• Dan Riter — UCAR/COMET
• Lon Goldstein — UCAR/COMET

Edición/producción de audio

• Seth Lamos — UCAR/COMET

Narración

• Dr. Richard Koehler — UCAR/COMET

Infografía/Diseño de interfaz

• Steve Deyo — UCAR/COMET
• Heidi Godsil — UCAR/COMET
• Lon Goldstein — UCAR/COMET

Prueba de software/Garantía de calidad

• Michael Smith — UCAR/COMET
• Linda Korsgaard — UCAR/COMET

Administración de derechos de autor

• Michael Smith — UCAR/COMET

Equipo de integración HTML de COMET, 2020

• Tim Alberta — Gerente del proyecto
• Dolores Kiessling — Jefa del proyecto
• Steve Deyo — Diseñador gráfico
• Gary Pacheco — Jefe de desarrollo web
• David Russi — Traductor
• Gretchen Williams — Desarrolladora web
• Tyler Winstead — Desarrollador web

Personal de COMET, otoño de 2010

Director

• Dr. Timothy Spangler

Subdirector

• Dr. Joe Lamos

Administración

• Elizabeth Lessard, Gerenta comercial y administrativa
• Lorrie Alberta
• Michelle Harrison
• Hildy Kane
• Ellen Martinez

Soporte de hardware/software y programación

• Tim Alberta, Gerente de grupo
• Bob Bubon
• James Hamm
• Ken Kim
• Mark Mulholland
• Victor Taberski, alumno ayudante
• Chris Webber, alumno ayudante
• Malte Winkler

Diseño instruccional

• Dr. Patrick Parrish, Gerente principal de proyectos
• Dr. Alan Bol
• Maria Frostic
• Lon Goldstein
• Bryan Guarente
• Dra. Vickie Johnson
• Tsvetomir Ross-Lazarov
• Marianne Weingroff

Grupo de producción multimedia

• Bruce Muller, Gerente de grupo
• Steve Deyo
• Seth Lamos
• Brannan McGill
• Dan Riter
• Carl Whitehurst

Meteorólogos/Científicos

• Dr. Greg Byrd, Gerente principal de proyectos
• Wendy Schreiber-Abshire, Gerenta principal de proyectos
• Dr. William Bua
• Patrick Dills
• Dr. Stephen Jascourt
• Matthew Kelsch
• Dolores Kiessling
• Dr. Cody Kirkpatrick
• Dra. Arlene Laing
• Dave Linder
• Dra. Elizabeth Mulvihill Page
• Amy Stevermer
• Warren Rodie

Redacción científica

• Jennifer Frazer

Traducción al español

• David Russi

NOAA/National Weather Service - Forecast Decision Training Branch

• Anthony Mostek, Jefe de la sucursal
• Dr. Richard Koehler, Jefe de entrenamiento hidrológico
• Brian Motta, Entrenamiento IFPS
• Dr. Robert Rozumalski, Coordinador de SOO Science and Training Resource (SOO/STRC)
• Ross Van Til, Meteorólogo
• Shannon White, Entrenamiento AWIPS

Meteorólogo visitante del Servicio Meteorológico de Canadá (MSC)

• Phil Chadwick