Introducción
Le damos la bienvenida a la lección Niebla por forzamiento dinámico. El objetivo de esta lección de formación consiste en ayudarle a mejorar su comprensión de cómo y por qué se forman niebla y estratos bajos en respuesta a procesos dinámicos.
La comprensión de estos procesos le permitirá evaluar con mayor eficiencia y exactitud las condiciones sinópticas y de mesoescala que pueden reducir la visibilidad y la altura de la base de las nubes.
La niebla se levanta con frecuencia en respuesta a cambios forzados dinámicamente en la capa límite planetaria. Esta lección examina la niebla provocada por forzamiento dinámico en los entornos costero y marino, con énfasis en la niebla de advección, la niebla de vapor y las nieblas típicas de la costa occidental de los continentes, como ocurre en la costa del Pacífico de EE. UU.
Después de un escenario inicial, la lección presenta a fondo la evolución de las burbujas de aire en la capa límite a medida que atraviesan trayectorias sobre tierra y agua, y examina los efectos de mesoescala que influyen en la distribución de niebla y estratos en los niveles inferiores sobre distancias cortas.
A lo largo de la lección, se utilizan varios ejemplos para estudiar los diferentes tipos de niebla, incluidas la niebla de advección, la niebla y estratos bajos en la costa occidental de los continentes y la niebla de vapor. La lección concluye con la descripción de un enfoque general para el pronóstico de niebla, incluidos los aspectos a considerar al preparar un pronóstico y los productos que pueden resultar útiles.
Objetivo general de la lección
El objetivo de esta lección de formación consiste en ayudarle a mejorar su comprensión de cómo y por qué se forman niebla y estratos bajos en respuesta a procesos dinámicos. La comprensión de estos procesos le permitirá evaluar con mayor eficiencia y exactitud las condiciones sinópticas y de mesoescala que pueden producir la reducción de la visibilidad y la altura de la base de las nubes.
Objetivos específicos
Cuando termine de estudiar esta lección, podrá:
En lo referente a las características generales de la niebla y estratos por forzamiento dinámico:
- describir las diferencias en las características y la evolución de la capa límite para la niebla de advección, la niebla en la costa occidental de los continentes y la niebla de vapor en un entorno marino;
- describir las diferencias en el entorno sinóptico para la niebla de advección, la niebla en la costa occidental de los continentes y la niebla de vapor en un entorno marino;
- describir la relación entre la temperatura de la superficie del mar y la formación de niebla de advección, niebla en la costa occidental de los continentes y niebla de vapor en un entorno marino.
En lo referente a la niebla de advección:
- describir el entorno sinóptico general propicio para la formación de la niebla;
- enumerar al menos dos maneras en que los sistemas subtropicales de alta presión contribuyen a la formación de niebla de advección;
- describir la evolución de la capa límite a lo largo de la trayectoria de una burbuja que lleva a la formación de niebla de advección;
- describir los cambios en la temperatura de la superficie del mar a lo largo de la trayectoria de una burbuja que lleva a la formación de niebla de advección;
- explicar los orígenes de los gradientes fuertes de temperatura de la superficie del mar;
- identificar en un mapa mundial las áreas propicias para los eventos de niebla de advección;
- explicar la estacionalidad de los eventos de niebla de advección.
En lo referente a la niebla y estratos bajos en la costa occidental de los continentes:
- describir el entorno sinóptico general propicio para la formación de la niebla;
- enumerar al menos dos maneras en que los sistemas subtropicales de alta presión contribuyen a la formación de niebla y estratos bajos en la costa occidental de los continentes;
- describir las características y la evolución de la capa límite a lo largo de la trayectoria de una burbuja que lleva a la formación de niebla y estratos bajos en la costa occidental de los continentes;
- enumerar al menos dos maneras en que la capa límite se enfría hasta el punto de saturación durante un evento de niebla y estratos en la costa occidental de los continentes;
- describir el papel del afloramiento en la formación de niebla y estratos bajos en la costa occidental de los continentes;
- identificar en un mapa mundial las áreas propicias para los eventos de niebla y estratos en la costa occidental de los continentes;
- explicar la estacionalidad de los eventos de niebla y estratos bajos en la costa occidental de los continentes.
En lo referente a la niebla de vapor:
- describir el entorno sinóptico general propicio para la formación de la niebla;
- describir las características y la evolución de la capa límite a lo largo de la trayectoria de una burbuja que lleva a la formación de niebla de vapor;
- identificar en un mapa mundial las áreas propicias para los evento de niebla de vapor;
- explicar la estacionalidad de los eventos de niebla de vapor.
En lo referente a los efectos de mesoescala en la niebla por forzamiento dinámico:
- describir los efectos de la topografía costera en la formación de la niebla;
- describir cómo los chorros costeros afectan a la formación y disipación de niebla;
- describir cómo las brisas marinas afectan a la formación y disipación de niebla;
- describir el impacto de las variaciones locales en la temperatura de la superficie del mar sobre la formación y disipación de niebla.
En lo referente al pronóstico de niebla por forzamiento dinámico:
- describir el enfoque general de pronóstico de niebla;
- enumerar al menos cuatro campos atmosféricos esenciales que es preciso vigilar en el plano horizontal al pronosticar la niebla;
- enumerar al menos cuatro campos atmosféricos esenciales que es preciso vigilar en los perfiles verticales al pronosticar la niebla;
- describir las limitaciones de los modelos numéricos para pronosticar la niebla.
Escenario
Me llamo Campbell, y trabajo en el centro de previsión meteorológica del Destacamento Naval de Meteorología y Oceanografía para el Atlántico de la Estación Aérea Naval de Brunswick, en el estado de Maine, en el noreste de Estados Unidos.
Nuestra estación aérea es la base de operaciones de varios escuadrones de patrulla marítima P-3 Orión. Acaba de llamar el oficial de operaciones del Escuadrón de Patrulla 26, porque su grupo ha sido asignado a una misión cerca del banco Georges.
Parece que hace poco se observó en la zona el movimiento de un barco que podría pertenecer a un grupo de contrabandistas de drogas y que un buque a unos 350 km de nuestra base interceptó algunas comunicaciones de radio sospechosas. Ya despacharon un buque guardacostas a la zona para localizar el barco sospechoso, pero también solicitaron apoyo aéreo para las operaciones de búsqueda. Un escuadrón de la base de la Guardia Nacional Aérea en Bangor se unirá a esta operación conjunta y participará en la búsqueda aérea.
El oficial de operaciones, que está a cargo de coordinar la búsqueda aérea, me pide un informe actualizado de las condiciones del tiempo para las 1000 UTC, la hora de despegue del escuadrón. También necesita información sobre las condiciones que los pilotos pueden anticipar en tránsito a la zona de búsqueda y durante las operaciones de búsqueda en dicha zona, a partir de las 1100 UTC.
Para decidir si los aviones P-3 bajo su mando podrán buscar el barco sospechoso de manera eficaz, debe contar con análisis y pronósticos exactos de techos y visibilidad. También va a necesitar actualizaciones continuas de las condiciones esperadas hasta el anochecer, cuando las operaciones se suspenderán hasta el día siguiente, lo cual significa que también necesita un pronóstico para mañana.
Parece que va a ser un día atareado.
Evaluación de la situación
Regreso en seguida a mi estación de trabajo para analizar las últimas observaciones y tendencias. La zona de búsqueda abarca la región cerca y al norte del banco Georges.
En primer lugar, decido definir las necesidades de la operación. Las aeronaves tienen que despegar y aterrizar en lugares cerca de la costa y realizarán sus operaciones sobre el entorno marino. Tengo que evaluar y vigilar con cuidado la capa nubosa y la visibilidad vertical, así como la visibilidad horizontal en el nivel de vuelo. También tendré que mantenerme al tanto de cualquier restricción de techos y visibilidad que se imponga en los aeródromos.
Temperatura de la superficie del mar
El pronóstico en esta zona puede ser difícil debido a los fuertes gradientes de temperatura de la superficie del mar (TSM) que existen en la región.
El gradiente de TSM está particularmente marcado hacia el sur, donde la corriente del Golfo interactúa con la corriente fría de Labrador. Por eso esta zona es famosa por sus extensos y persistentes episodios de niebla y estratos.
Observaciones de superficie
Me fijo rápidamente en los datos de observación de los buques, las boyas y los informes METAR de superficie de la noche anterior. No se ha registrado niebla en ninguna parte de la región. La visibilidad es de 1 a 2 millas náuticas y a lo largo de la costa de Nueva Inglaterra hay una diferencia de aproximadamente 3 °C entre la temperatura y el punto de rocío. Esta diferencia baja a 1 °C a buena distancia sobre el mar, especialmente al sudeste de cabo Cod. Los puntos de rocío también parecen más bajos que la temperatura de la superficie del mar en toda la región del golfo de Maine. Por ahora, las condiciones parecen estar bien, al menos en la zona de búsqueda.
Más al sur, junto a la región del Atlántico medio, los puntos de rocío son considerablemente más altos, entre 22 y 25 °C. Algunos informes indican puntos de rocío más altos que la temperatura de la superficie del mar, con una separación entre la temperatura y el punto de rocío de 0 °C. Tendré que seguir observando esta zona de aire húmedo, porque los vientos son del sudoeste y existe la posibilidad de que más tarde durante el día empujen este aire con punto de rocío más alto hacia nuestra región de interés.
Una vista más local muestra condiciones similares. La visibilidad está entre 1 y 2 millas náuticas, no hay indicaciones de niebla y la separación entre la temperatura y el punto de rocío es de 2 a 3 °C.
También tengo que fijarme en las observaciones locales para cerciorarme de que no existan restricciones en ningún aeródromo local. La secuencia de observaciones horarias entre la noche anterior y el momento actual no indica ningún problema. Incluso junto a la costa, la visibilidad se mantiene entre 5 y 10 millas náuticas, con techos ilimitados.
Observaciones satelitales
Las imágenes satelitales pueden revelar la existencia de zonas de niebla más localizadas que no se han detectado en las observaciones de superficie.
Acaba de llegar la primer imagen en el visible para hoy y al examinarla me parece distinguir varias capas de nubosidad sobre la región costera y la zona de búsqueda, pero el ángulo solar es aún demasiado bajo como para poder decidir si hay nubes bajas o niebla.
Pronóstico sinóptico: NOGAPS
Abro el análisis del último ciclo de ejecución del modelo NOGAPS.
El régimen en superficie parece ser del sudoeste, con un flujo más bien zonal en altura, a 700 hPa. En la zona de búsqueda, la humedad relativa en niveles inferiores está muy por debajo del nivel de saturación, aunque existen valores más altos corriente arriba, hacia el sudoeste. El aire en altura está más seco.
Un sondeo del modelo para la zona de búsqueda revela la existencia de una inversión de temperatura en la superficie con una depresión del punto de rocío de 3 °C en la superficie. Encima de la inversión térmica hay una capa de aire relativamente seco en 975 hPa.
La existencia de una capa límite relativamente húmeda debajo de aire más seco presenta el potencial de formación de niebla. Tendré que vigilar este aspecto.
El pronóstico
A las 1030 UTC, decido llamar al oficial de operaciones para comunicarle mi evaluación de las condiciones actuales.
Campbell: Soy Campbell, del Destacamento Meteorológico. Llamo para darle un breve informe de las condiciones actuales.
Comandante: Diga.
Campbell: El análisis de los últimos datos y las tendencias observadas anoche indican que su patrulla no tendrá que preocuparse por ningún tipo de restricción a la hora de despegar. Sin embargo, encontrarán áreas de nubosidad en niveles medios, con zonas de estratos y bancos de niebla, principalmente junto al límite sur de la región de búsqueda. Aunque estas condiciones podrán limitar la visibilidad vertical de vez en cuando, en general creo que las condiciones serán lo suficientemente favorables como para iniciar la búsqueda.
Aún no he recibido los datos actualizados para preparar un pronóstico, pero de acuerdo con la previsión de anoche las condiciones deberían ser favorables hasta la tarde. Será preciso vigilar la humedad podría entrar del sudoeste y afectar a la zona más tarde hoy y mañana. En un par de horas contaré con los nuevos datos del modelo y una actualización de las condiciones. Si noto algo distinto antes de entonces, se lo comunicaré de inmediato.
Comandante: Muy bien, esperaré ese pronóstico para las catorce. La información que me ha dado justifica autorizar la salida de las aeronaves con rumbo a la zona de búsqueda. Muchas gracias.
1230 UTC: evaluación de los datos nuevos recibidos
Antes de recibir los resultados del modelo, me fijo en la última imagen visible del satélite, que confirma la existencia de nubes fragmentadas y que las únicas zonas de niebla o estratos parecen estar junto a la costa al este y al sur de cabo Cod. Aunque en realidad esta región no forma parte de nuestra zona de búsqueda, tendré que seguir vigilándola para ver qué ocurre en el transcurso de la mañana.
Las observaciones de superficie indican que la visibilidad en los niveles bajos se mantiene en una milla náutica en toda la región, con vientos calmos. Un aspecto importante es la observación de un buque que indica la presencia de niebla al sudeste de cabo Cod. Aunque este dato también corresponde a un sitio al sur de la zona de búsqueda, tendré que seguir vigilando la situación, al igual que el aire con punto de rocío más alto que se observa junto a la costa del Atlántico Medio. En general, los vientos son del sur y sudoeste y es posible que más tarde las trayectorias y el largo alcance sobre el agua humecten la atmósfera en la zona de búsqueda.
Sondeo para la costa de Maine
Han llegado algunos de los sondeos de las 1200 UTC para la región y los examino para determinar la estructura de temperatura y humedad en la atmósfera, tanto a nivel local como corriente arriba.
El sondeo de las observaciones de Portland, Maine no está disponible, pero el sondeo del modelo para las 1200 UTC parece indicar condiciones bastante secas. Hay una inversión de temperatura en la superficie, pero no parece estar saturada. Esto concuerda bastante bien con las condiciones de visibilidad favorables junto a la costa de Maine.
Otros sondeos
Examino un par de otros sondeos para mejorar mi visión general de la capa límite. El primero es el de Chatham, Massachusetts, una estación corriente arriba, en cabo Cod; el otro, que corresponde a isla Sable, junto a la costa de Nueva Escocia, es más representativo del entorno marino.
Ambos muestran la existencia de una inversión térmica poco profunda y saturada en la superficie, inmediatamente debajo de aire más seco y un par de capas húmedas poco profundas a mayor altura. El aire seco encima de la inversión térmica apoya la hipótesis de condiciones favorables para la formación de niebla. Las capas húmedas en los niveles medios explican la existencia de los parches de nubosidad que se observan en los niveles medios de la región. Tendré que vigilar la evolución de esta humedad en niveles bajos en el transcurso del día.
Parece que el calentamiento diurno conducirá a condiciones favorables en las próximas horas. Llamaré al oficial de operaciones para describirle las condiciones actuales y me fijaré en los datos de predicción del modelo cuando los reciba.
Evolución de la capa límite
Aún no me convence la posibilidad de que haya niebla o estratos que puedan representar un problema para las operaciones de búsqueda en curso. Necesito más información sobre la cantidad de humedad que estará disponible en la capa límite marina.
Examino algunos de los sondeos del pronóstico del modelo en busca de otros indicios que quizás me ayuden, pero antes de decidir me conviene considerar las características de las burbujas de aire y sus trayectorias. Esta información me permitirá definir la trayectoria general de la burbuja durante las últimas 12 horas. El flujo en la superficie durante las últimas 12 horas se muestra en las cartas de vientos y presión en la superficie.
Esta información me permite estimar la trayectoria y la región de origen del aire que atravesará la zona de búsqueda hoy. Está previsto un flujo del sudoeste para el resto el día.
Ahora puedo evaluar las características de la masa de aire que está acercándose a la zona de búsqueda. Esta animación muestra los sondeos del modelo NOGAPS para cada punto indicado en la trayectoria.
Lo que se nota en esta serie de sondeos es la reducción de la temperatura y el punto de rocío en la superficie que se produce a medida que el aire se desplaza hacia el noreste. Esta inversión térmica en los niveles bajos también se fortalece a medida que las burbujas de aire se mueven hacia el noreste. La existencia actual de una inversión térmica poco profunda y condiciones casi saturadas sobre la zona de búsqueda y la advección de aire húmedo del sur me preocupan bastante, porque pueden crear condiciones que obliguen a imponer restricciones de visibilidad y techos más tarde hoy o esta noche.
Temperatura de la superficie del mar
Un examen de las temperaturas de la superficie del mar en la región revela la presencia de una lengua fría en la zona al sur del área de búsqueda, donde se registran temperaturas de 10 a 15 °C.
Dado que las temperatura de la superficie del mar son más bajas que el punto de rocío del aire que está invadiendo la región, ya no hay duda de que se va a formar niebla, la pregunta es dónde y cuándo se formará.
Imagen satelital actual
Me fijo otra vez en las imágenes del satélite y veo que parece estar formándose niebla en toda la región, desde Long Island hasta cabo Cod, y está comenzando a desplazarse hacia la zona de las operaciones de búsqueda.
Vuelvo a comunicarme con el oficial de operaciones y le informo de que si bien es muy probable que las condiciones se mantengan despejadas junto a tierra firme, es probable que la visibilidad se deteriore en las últimas horas de la tarde y en las primeras horas de la noche. Luego sigo estudiando las observaciones de superficie y satelitales.
Al día siguiente
Una hora más tarde el oficial de operaciones me llama para informarme de que han arrestado a los contrabandistas. Por suerte. Ya la niebla que se está levantando al sur de la zona de búsqueda ha comenzado a desplazarse hacia el norte.
Como muestra esta imagen, el día siguiente buena parte de la zona de búsqueda estuvo envuelta en niebla.
Conceptos
Esta lección examina los eventos de niebla y estratos de origen marino que están sometidos al forzamiento de procesos dinámicos y en los cuales el papel de los procesos radiativos es secundario.
Estudiaremos tres tipos de niebla o estratos generados por forzamiento dinámico:
- niebla y estratos de advección
- niebla y estratos típicos de las costas occidentales de los continentes
- niebla de vapor
Consideraremos las diversas condiciones sinópticas y de mesoescala que producen la evolución de cada uno de estos tres tipos de niebla por forzamiento dinámico y los eventos de estratos marinos. A continuación, la lección presenta con más detalle la evolución de la capa límite en relación con cada tipo de niebla.
Utilizaremos un caso de estudio y algunos otros ejemplos para analizar los mecanismos y procesos que contribuyen a la evolución de los eventos de niebla por forzamiento dinámico sobre las regiones oceánicas y las zonas costeras, así como el desarrollo de los eventos de estratos marinos. También describiremos un proceso de pronóstico que le permitirá considerar todos los parámetros para un evento (o un 'no evento') inminente con el fin de contar con el mejor apoyo posible para la creación del pronóstico.
Papel del enfriamiento radiativo
Si bien esta lección no trata de forma específica los detalles de los eventos de niebla dominados por procesos radiativos, en cierta medida los procesos radiativos participan en prácticamente todos los eventos de niebla.
En particular, el mantenimiento de cualquier evento de niebla depende en gran parte del enfriamiento radiativo que ocurre en la superficie de la capa de niebla. El proceso de reducción de la altura de los estratos, que es un factor de particular interés en relación con los episodios de niebla en las costas occidentales de los continentes, también depende en gran medida del enfriamiento radiativo de la cima de las nubes.
Si no conoce bien este proceso o desea repasar dichos conceptos, lea la breve explicación de fondo en la página Enfriamiento radiativo de la superficie de la capa de niebla.
Factores críticos
Durante los eventos de niebla que consideraremos en esta lección, los factores clave que causan la niebla están asociados a la evolución dinámica de la capa límite. Estudiaremos los procesos radiativos que contribuyen a la formación de niebla y estratos por forzamiento dinámico en el entorno marino junto con la dinámica que conduce a la saturación de la capa límite y a la producción de niebla. Analizaremos también el rol del terreno, de los flujos de ladera ascendentes y de otros procesos de mesoescala que pueden influir en los episodios de formación de niebla y estratos por forzamiento dinámico en el entorno marino, especialmente en proximidad de las regiones costeras.
En la lección de COMET titulada Niebla de costa occidental continental se describen muchos de los procesos físicos asociados con la humectación de la capa límite y el desarrollo de una fuerte inversión térmica encima de la capa límite en estos eventos. Dicha lección puede ayudarle a comprender mejor el material que se presenta en esta lección.
Abrir la lección Niebla de costa occidental continental (https://www.meted.ucar.edu/fogstrat/ic31/ic313_es/) en una ventana aparte.
Definiciones
Para comprender los conceptos que vamos a presentar, recomendamos que aprenda el significado de estos términos, que surgen con frecuencia en la lección.
Definición meteorológica de niebla: Una capa nubosa junto al suelo.
Definición operativa de niebla: ;a reducción de la visibilidad en la superficie a menos de 1 km provocada por gotitas de agua en la atmósfera con diámetro de algunos micrómetros a varias decenas de micrómetros.
stratus o estratos de origen marino: los estratos de origen marino son nubes en niveles bajos con una base bastante uniforme que se forman dentro de la capa límite marina. La formación nubosa presenta poca estructura y es similar a la niebla, excepto que está elevada respecto del suelo. Normalmente, los estratos de origen marino no generan precipitación, pero cuando sí ocurre, adopta la forma de partículas diminutas, como llovizna, cristales de hielo o granos de nieve muy finos.
radiación: tipo de energía que se propaga por la atmósfera. Todos los objetos cuya temperatura es superior al cero absoluto emiten alguna cantidad de radiación, producto del movimiento de sus moléculas. Todos los objetos también absorben radiación. Los tipos de radiación más importantes en relación con la niebla son la radiación emitida por el Sol (radiación solar) y la radiación de onda larga emitida por la superficie terrestre y por la niebla misma.
advección: transporte, principalmente horizontal, de calor, humedad o cualquier otra propiedad atmosférica producido exclusivamente por el movimiento de masas de aire en la atmósfera; en otras palabras, el campo de vientos que se muestra en una carta sinóptica.
conducción: transferencia de la energía térmica a través de una o más sustancias que se hallan en contacto entre sí. El calor se mueve de regiones de temperatura más alta a regiones de temperatura más baja.
convección: proceso por el cual el calor se mezcla verticalmente a través de un fluido en movimiento. En la atmósfera, la convección es producto del movimiento ascendente de masas de aire más calientes (más ligeras) por empuje hidrostático.
efecto de arrastre: la incorporación y mezcla de aire más seco en una nube, típicamente en su periferia. El proceso es producto de la mezcla turbulenta y es intensificado por la cizalladura del viento en o cerca de los bordes de la nube.
niebla de radiación: niebla producida principalmente por enfriamiento radiativo nocturno. Es más común en las primeras horas de la mañana y durante la estación fría. Los eventos de niebla de radiación suelen durar algunas horas, aunque se han observado episodios de varios días de duración. Pueden producirse eventos de más de un par de días de duración hacia fines de invierno y comienzos de primavera en Nueva Inglaterra y los estados del Atlántico Medio, en los EE. UU., así como en invierno en los valles del oeste y los estados de la Costa del Golfo de México en EE. UU., en Europa central y en el valle del Po, en Italia septentrional.
capa límite bien mezclada: la capa de la atmósfera que se halla en contacto con la superficie terrestre, la cual está sometida a mezcla turbulenta por su interacción con la superficie. Cuando la capa límite está bien mezclada se observan valores de temperatura potencial y razón de mezcla relativamente uniformes a través de toda su profundidad.
Niebla por forzamiento dinámico
La niebla por forzamiento dinámico es principalmente producto del enfriamiento de aire húmedo cerca de la superficie provocado por procesos dinámicos. Dichos procesos dinámicos pueden ser la advección y los procesos de mezcla vertical que conducen a cambios en las características de temperatura o humedad de la capa límite.
Quizás el tipo más conocido sea la niebla de advección, una nube que se forma sobre el suelo cuando una masa de aire que se desplaza sobre una superficie más fría —que puede ser el suelo helado, un manto de nieve, o una capa de agua o de hielo— se enfría hasta alcanzar el punto de saturación. En el entorno marino, los eventos de niebla de advección tienden a ocurrir con mayor frecuencia donde una masa de aire caliente pasa por encima de agua de mar mucho más fría. Esto es común en varias regiones:
- a lo largo de la costa occidental de América del Norte y del Sur y, con menor frecuencia, a lo largo de la costa occidental de áfrica durante la estación fría;
- sobre las aguas del Atlántico nororiental y noroccidental, al norte de la corriente del Golfo, y sobre el Pacífico noroccidental, al norte de la corriente de Kuroshio, durante la estación cálida.
Otro tipo importante de niebla por forzamiento dinámico ocurre cuando se producen cambios en la estructura de profundidad, humedad y temperatura de la capa límite que provocan la condensación y la formación de estratos o niebla de origen marino. Las condiciones que aguas más frías a la formación de estratos o niebla de origen marino durante estos eventos difieren sustancialmente de la simple advección, aunque a menudo ocurren en la misma región. La diferencia en las condiciones también tiende a determinar si se formarán niebla o estratos.
Los episodios de niebla están preacondicionados a escala sinóptica, pero se manifiestan principalmente a nivel de mesoescala y microescala, tanto en términos de tiempo como de espacio. Con frecuencia, la variabilidad horizontal es muy grande y depende de efectos dinámicos y topográficos de pequeña escala. También son comunes las grandes variaciones temporales, siendo la hora de disipación o de transición de niebla a estratos un parámetro de pronóstico particularmente difícil y de suma importancia. Debido al alcance reducido de la escala espacial (menos de un kilómetro) y temporal (unos pocos minutos) de la variabilidad de la niebla, es muy difícil resolver y predecir estos eventos con los modelos numéricos operativos. El resultado es que para analizar una situación que presenta el potencial de niebla, a menudo nos vemos obligados a depender en gran medida de modelos conceptuales, herramientas de observación y enfoques empíricos.
Tipos de niebla por forzamiento dinámico
El ingrediente esencial para la formación de niebla junto a las regiones costeras y en el ambiente marítimo es el enfriamiento del aire cerca de la superficie hasta el punto de saturación. En algunas circunstancias, la existencia de una gran diferencia de temperatura entre la superficie del agua y las partes más bajas de la atmósfera produce este enfriamiento. En otras, la niebla y los estratos de origen marino se forman donde la diferencia entre la temperatura del agua y la temperatura del aire suprayacente es casi nula. Las nieblas de advección y de vapor son ejemplos de tipos de niebla vinculados a un fuerte diferencial de temperatura entre el aire y el agua, mientras que un típico evento de niebla y estratos de origen marino en la costa occidental de un continente a menudo ocurre con una pequeña diferencia de temperatura entre el aire y el agua.
Para comprender y saber pronosticar los diferentes tipos de niebla por forzamiento dinámico, es preciso comprender cabalmente la evolución de la capa límite en el caso de cada tipo de niebla. En la próxima sección examinaremos las diferencias fundamentales en los procesos asociados con la niebla de advección, la niebla de vapor y la niebla de costa occidental continental, y adoptaremos una perspectiva conceptual simple para estudiar las diferencias básicas en la evolución de la capa límite en cada caso. En otras secciones consideraremos más en detalle las características de la capa límite y examinaremos ciertos factores y efectos de mesoescala, como los chorros costeros, la topografía y las anomalías de temperatura de la superficie del mar.
En esta sección se describen brevemente las nieblas de advección, de vapor y de costa occidental continental en términos de sus características, condiciones sinópticas generales, alcance típico y duración. La explicación de la evolución fundamental de la capa límite se ilustra por medio de una animación conceptual de un diagrama oblicuo T-log p típico para cada tipo de evento.
Niebla de advección
La niebla de advección se forma bajo patrones sinópticos que conducen a la advección de aire cálido y húmedo sobre una superficie fría.
Por ejemplo, esta figura ilustra la advección de aire caliente sobre la corriente del Golfo, hacia el norte. Este escenario a menudo provoca la formación de niebla debido al enfriamiento del aire en la superficie por parte del agua más fría que se halla al norte.
La niebla de advección se forma con frecuencia sobre regiones oceánicas donde las corrientes principales producen fuertes gradientes de temperatura de la superficie del mar (TSM).
Condiciones sinópticas generales
En este ejemplo se han resaltado las zonas al norte de la corriente del Golfo, en el Atlántico Norte y al norte de la corriente de Kuroshio, en el Pacifico noroccidental. En estas áreas, que representan el punto de encuentro entre las aguas cálidas de una corriente que fluye hacia el norte y las aguas de una corriente fría que fluye hacia el sur, la niebla y los estratos se forman con mayor frecuencia sobre las regiones de aguas frías.
Examinemos con más detalle una de estas regiones, donde los efectos del entorno marítimo influyen fuertemente en la formación de niebla y estratos sobre el océano abierto y junto a las zonas costeras e internas adyacentes.
El área de interés es la región del noreste de EE. UU. y las Provincias Marítimas de Canadá, donde a veces una masa de aire cálido pasa por encima de los fuertes gradientes de temperatura de la superficie del mar creados por la yuxtaposición de las aguas calientes de la corriente del Golfo y las aguas frías de la corriente de Labrador. Este contraste se puede apreciar claramente en una imagen de TSM como esta, típica de las que genera el satélite GOES.
La advección cálida de aire húmedo sobre este fuerte gradiente de TSM produce niebla y estratos bajos debido al enfriamiento en la superficie. Estos son algunos de los eventos más persistentes, expansivos y frecuentes del mundo. Al contrario de lo que cabe esperar sobre tierra firme, no es raro que ocurra un evento de niebla marina aun con vientos de 55 y hasta 75 km/h (30-40 nudos). La existencia de una capa límite más estable y la ausencia de características topográficas en el entorno marino son dos factores que contribuyen a la posibilidad de que los eventos de niebla puedan producirse en condiciones de vientos fuertes. Estos eventos de niebla pueden ocurrir en casi cualquier época del año, pero son más frecuentes y predominan en la estación cálida, cuando la dorsal subtropical del Atlántico se intensifica y produce períodos frecuentes y a gran escala de flujo hacia el sur sobre la región de fuertes gradientes de TSM. La presencia de un flujo entre moderado y fuerte también transporta la niebla y los estratos de origen marino sobre las costas de Nueva Inglaterra y las Provincias Marítimas de Canadá.
Esta imagen en el visible muestra un evento de niebla común sobre las aguas del Atlántico. Observe como la niebla se forma sobre las regiones donde la superficie del mar es más fría, que se extienden hacia el noreste desde los litorales al sur de Nueva Inglaterra hasta el golfo de Maine y las Provincias Marítimas de Canadá.
Como muestra el mapa a la derecha, en este caso había un gran sistema de altas presiones subtropical sobre el Atlántico oriental, junto a Bermuda. Note en el análisis de gran escala la existencia de temperaturas mucho más frías en el área de formación de la niebla.
Frecuencia, duración y alcance
Los eventos de niebla de advección ocurren con mayor frecuencia durante la estación cálida, cuando las dorsales de alta presión en el medio de los océanos son de carácter persistente. La niebla y los estratos de advección se forman en respuesta al flujo hacia el polo junto al borde occidental de las dorsales de alta presión oceánicas.
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 el Atlántico noroccidental y el Pacífico noroccidental en los meses de junio a agosto y en el Atlántico sudoccidental entre diciembre y febrero.
Los eventos de niebla y estratos de advección pueden cubrir cientos y hasta miles de kilómetros cuadrados y pueden durar entre dos o más días y una semana, dependiendo de la persistencia de las condiciones sinópticas que apoyan su existencia.
Cambios en la capa límite
La siguiente secuencia de diagramas oblicuos T-log p es un ejemplo conceptual de la evolución temporal de la capa límite de una burbuja conforme se desplaza sobre un ambiente marino cuyas aguas de superficie son más frías.
En el mapa, la línea blanca representa la trayectoria de una burbuja hipotética, y los números indican su posición en las distintas etapas de la secuencia de diagramas oblicuos T-log p.
En un caso típico de niebla de advección, el perfil de temperatura de la capa límite inferior cambia considerablemente a medida que la burbuja se desplaza sobre la superficie más fría. Observe cómo la capa límite se aproxima paulatinamente a la saturación conforme la burbuja pasa sobre aguas más frías.
Etapa 1
- Sobre las aguas oceánicas cálidas, la capa límite puede ser neutra o incluso levemente inestable.
- Existen condiciones más secas en altura.
Etapa 2
- La burbuja pasa sobre aguas más frías.
- La capa límite inferior comienza a enfriarse.
- Se desarrolla una inversión débil en superficie.
Etapa 3
- La capa límite inferior sigue enfriándose.
- El enfriamiento causa el aumento de la HR en la capa límite inferior.
- La inversión se intensifica.
Etapa 4
- La temperatura alcanza el punto de rocío en la capa límite inferior.
- El aire comienza a saturar cerca de la superficie.
- La inversión se intensifica aún más.
- Puede comenzar a formarse niebla.
Etapa 5
- La capa saturada se profundiza.
- La capa de niebla crece.
- El enfriamiento radiativo en la superficie de la capa de niebla contribuye a su profundización.
Concepto clave
Para que se forme niebla de advección, la temperatura de la superficie subyacente (TSM) debe ser menor que la temperatura de punto de rocío inicial de la burbuja, de modo que se produzcan condiciones de saturación. La saturación ocurre principalmente por enfriamiento, con poco cambio en el perfil de punto de rocío.
La excepción a esta regla general ocurre cuando la burbuja de aire se humecta a lo largo de su trayectoria. En estas circunstancias, dado que el enfriamiento necesario para alcanzar el punto de saturación es menor, la temperatura de la superficie del mar puede ser más alta.
A fondo: enfriamiento radiativo de la superficie de la capa de niebla
Preguntas
Pregunta 1
Elija la mejor respuesta.
En muchos eventos marinos de niebla de advección, el proceso primario que conduce a la saturación de la capa límite es _____.
La respuesta correcta es c).
Muchos eventos de niebla de advección son el resultado del enfriamiento del aire en la capa límite. A menudo la saturación ocurre sin que se introduzca humedad en el entorno por advección. Recuerde la evolución del diagrama oblicuo T-log p conceptual para la niebla de advección, donde en la capa límite el perfil de temperatura se desplaza hacia el perfil de punto de rocío.
Pregunta 2
Seleccione todas las opciones pertinentes.
En ausencia de advección de humedad, ¿qué condiciones se necesitan para que se produzca la saturación de la capa límite en un escenario potencial de niebla de advección?
Las respuestas correctas son b), d) y e).
En un escenario de niebla de advección, para que se forme niebla sin advección de humedad, la temperatura de la superficie de agua sobre la cual se desplaza el aire debe ser menor que el punto de rocío de la burbuja, ya que de lo contrario el enfriamiento no será suficiente como para alcanzar el punto de rocío y producir la saturación. Para que la capa límite se sature, debe volverse estratificada y estable, de modo que la mezcla profunda no impida su saturación. Para que esto suceda, la capa debe estar debajo de una inversión de temperatura.
Pregunta 3
Seleccione todas las opciones pertinentes.
¿Cuáles de las siguientes condiciones contribuyen a estimular el desarrollo de niebla o estratos de advección en el entorno marino?
Las respuestas correctas son a), b), d) y e).
La combinación de una corriente oceánica caliente que fluye hacia el polo con una corriente oceánica fría que fluye hacia el ecuador conduce a la formación de fuertes gradientes de TSM en la zona de encuentro de las corrientes. Cuando los vientos de superficie soplan sobre un fuerte gradiente de TSM de caliente a frío, la capa límite se enfría rápidamente. Dicho enfriamiento constituye un ingrediente clave para la formación de niebla de advección. De manera similar, las anomalías de TSM frías y las lenguas de agua fría también fomentan el enfriamiento de la capa límite y la formación de niebla.
Pregunta 4
Elija las mejores opciones.
Explicación
Las dorsales subtropicales que dan impulso a los eventos de niebla de advección de origen marino son estructuras sinópticas persistentes que conducen a eventos de larga duración. Las dorsales se fortalecen en la estación cálida, al igual que los gradientes de TSM, por lo cual la niebla de advección de origen marino es más frecuente en esa época del año.
Niebla de costa occidental continental
Los eventos de niebla y estratos de origen marino que ocurren junto a la costa occidental de los continentes son el producto de un proceso muy complejo. El desarrollo, las variaciones diarias y la distribución espacial de estas nieblas dependen de pequeños cambios en la capa límite que conducen a condiciones despejadas o nubladas.
En algunos casos, la niebla en la costa occidental de los continentes se ha clasificado como niebla de advección, porque ocurre sobre superficies oceánicas relativamente frías. Sin embargo, como no suele haber enfriamiento apreciable en la superficie, deben intervenir otros procesos para la formación de niebla o estratos.
Entorno sinóptico
Los eventos de niebla o estratos que ocurren en las costas occidentales de los continentes suelen ocurrir en zonas dominadas por sistemas de alta presión oceánicos subtropicales.
Observe la posición y el movimiento de las altas presiones subtropicales sobre las aguas junto a las costas occidentales de Norteamérica, Sudamérica y el sur del continente africano. En estas áreas, los eventos de niebla que ocurren son persistentes.
Este mapa ilustra el patrón sinóptico típicamente asociado a los eventos de niebla y estratos de costa occidental continental. Note el gran régimen de altas presiones y las trayectorias de burbuja de aire asociadas con el flujo alrededor del anticiclón.
Las trayectorias relacionadas con los eventos de niebla de costa occidental continental difieren fundamentalmente de las que están asociadas con los eventos de niebla de advección. A diferencia de los flujos asociados con los eventos de niebla de advección, que están dirigidos hacia el polo, junto a la costa occidental de los continentes el aire fluye hacia el ecuador. En consecuencia, junto a la costa occidental de un continente el aire suele pasar sobre aguas cada vez más calientes, en contraste con lo que ocurre en los eventos de niebla marina de advección, que son provocados por el flujo sobre aguas cada vez más frías.
Cambios en la capa límite
¿Cómo se forma la niebla junto a la costa occidental de los continentes? La larga trayectoria que siguen las burbujas de aire sobre aguas costeras permite su modificación en un régimen de subsidencia a gran escala. Dado un alcance del viento suficientemente amplio sobre el agua, puede producirse gradualmente el enfriamiento y la humectación del aire cerca de la superficie. Para aprender más sobre estos procesos, lea la breve explicación de la humectación de la capa límite marina. humectación de la capa límite marina.
El desarrollo de una inversión térmica sobre la capa límite es otro factor crítico en el desarrollo de un evento de niebla o estratos en la costa occidental de un continente. La inversión es producto de la subsidencia asociada con el régimen de una gran zona de alta presión. Esto limita la mezcla vertical y permite que la capa límite alcance el punto de saturación. Dada una capa límite húmeda y bien mezclada, la saturación se alcanza con un grado de enfriamiento moderado. Veamos ahora cómo ocurre esto.
Esta secuencia de diagramas oblicuos T-log p representa un ejemplo conceptual de la evolución temporal de la capa límite a medida que sigue una trayectoria similar a la de la línea blanca en el mapa. Los cinco paneles de la animación corresponden a la posición de la burbuja de aire en los puntos indicados en la figura anterior.
Al comienzo, una inversión térmica en altura impide la mezcla de la capa límite con la atmósfera libre. Esta inversión permite que el aire subyacente se enfríe lentamente y se vuelva más húmedo debido al intercambio de calor y humedad con el océano.
Dada una inversión térmica suprayacente entre moderada y fuerte, en respuesta a los flujos de humedad y calor en la superficie se desarrolla una capa límite marina bien mezclada. La capa de mezcla que resulta está muy cerca del punto de saturación, pero aún no lo alcanza. Finalmente, la capa límite llega al equilibrio con la superficie del mar y el intercambio de calor y humedad se vuelve insignificante.
En la próxima etapa, la profundidad de la capa de mezcla aumenta en respuesta a una perturbación débil. Una perturbación en los niveles medios de la atmósfera produce el ascenso adicional en la atmósfera que a menudo tiene el efecto de aumentar la profundidad de la capa límite. Cuando esto ocurre, la saturación comienza cerca de la base de la inversión de temperatura a medida que la capa asciende y se enfría, mientras que el punto de rocío permanece sin cambiar. Este proceso resulta en el comienzo, a veces repentino, de formación de una capa de estratos que puede extenderse sobre un área muy grande. Sin embargo, la presencia de una perturbación fuerte puede introducir demasiado empuje ascensional, provocando una mezcla excesiva que produce una capa límite excesivamente profunda e inestable para saturarse.
El enfriamiento de la cima de la capa de estratos aumenta el espesor de la parte saturada de la capa límite, lo cual tiene el efecto de bajar la base de la capa de estratos. Finalmente, la saturación de la capa entera produce niebla en la superficie.
Etapa 1
- Existe una capa de inversión débil.
- La temperatura del aire es más alta que la temperatura de la superficie del mar.
- Existen flujos de calor y humedad en la superficie.
Etapa 2
- La capa de inversión se intensifica.
- Se desarrolla una capa límite bien mezclada.
- Los flujos en la superficie son despreciables.
Etapa 3
- Existe una capa límite bien mezclada.
- La capa de inversión es entre moderada y fuerte.
- Los flujos en la superficie son despreciables.
- La capa límite está cerca del punto de saturación, sin alcanzarlo.
Etapa 4
- La profundidad de la capa límite aumenta por el ascenso provocado por una perturbación menor.
- El ascenso fomenta el enfriamiento de la capa y la saturación cerca de la base de la inversión.
- Se forman estratos cerca de la base de la inversión.
- La formación de estratos puede ser repentina.
Etapa 5
- Ocurre enfriamiento en la superficie de la nube.
- Comienza el proceso de reducción del espesor de la capa de estratos en respuesta al enfriamiento radiativo en la superficie de la nube.
- Aumenta la profundidad de la porción saturada de la capa límite.
- La saturación de toda la capa límite produce niebla en la superficie.
Etapa 6
Concepto clave
Durante el proceso de formación de niebla en la
costa occidental de un continente, los perfiles de temperatura y punto de rocío se
enfrían y se humectan en las etapas iniciales una vez que se establezca una
inversión térmica, pero luego cambian muy poco una vez alcanzado el
equilibrio. Se observa enfriamiento adicional cerca de la base de la inversión de
temperatura en relación con un aumento de la altura de la inversión
térmica.
Repaso del enfriamiento radiativo en la superficie de la niebla
Afloramiento y formación de niebla
En la sección anterior vimos que la combinación de subsidencia y una trayectoria larga sobre el agua puede conducir a la formación de una capa límite húmeda y bien mezclada debajo de una fuerte inversión de temperatura. En esas condiciones, para que se formen niebla o estratos es preciso cierto enfriamiento para saturar una parte de la capa límite. Como ya vimos, el ascenso de la inversión de temperatura puede enfriar la superficie de la capa límite y conducir a la formación de estratos. Finalmente, si la altura de la capa de estratos baja lo suficiente, se puede llegar a la formación de una capa de niebla en la superficie.
Otra manera de generar niebla consiste en enfriar las partes inferiores de la capa límite. Sin embargo, después de una larga trayectoria sobre agua, los flujos de calor y humedad en la superficie bajan a niveles insignificantes. Además, el flujo de latitudes más altas a latitudes más bajas suele conducir a temperaturas más altas en la superficie del mar. El afloramiento es un mecanismo que puede cambiar esa situación.
Este mapa muestra las áreas del mundo donde el afloramiento costero es común. Muchas de estas regiones coinciden con las áreas donde la niebla es un fenómeno frecuente. Por tanto, al igual que con la niebla de advección, cuando parece haber condiciones favorables para la formación de niebla debemos vigilar la temperatura de la superficie del mar.
En períodos de afloramiento, la acción del viento en los niveles bajos empuja el agua en la superficie alejándola de la costa, lo cual permite que agua más fría suba a la superficie desde zonas más profundas y ocupe su lugar. Esto significa que cuando una burbuja de aire se desplaza en sentido perpendicular respecto de la costa, puede encontrar temperaturas más bajas en la superficie del mar. Las regiones de afloramiento pueden causar el enfriamiento de la capa límite inferior hasta que se acerque o alcance el punto de saturación, intensificando de este modo la ocurrencia de niebla y estratos de origen marino en la costa occidental de los continentes.
Frecuencia, duración y extensión
Los eventos de niebla y estratos en la costa occidental de los continentes pueden ocurrir casi en cualquier época del año. Sin embargo, se observan variaciones particulares en la climatología de la niebla de costa occidental continental según la ubicación de la estación meteorológica que mantiene los datos.
Los datos climatológicos disponibles para las ciudades junto a la costa del Pacífico de Estados Unidos indican claramente que se produce una máxima en otoño. Como muestra esta gráfica, la frecuencia mensual de los episodios de niebla en distintas estaciones ubicadas tierra adentro a lo largo de la costa comienza a aumentar rápidamente en agosto, mientras que se observa una rápida disminución de la ocurrencia de dichos eventos a partir de los primeros meses invernales. Sin embargo, como la mayoría de estas estaciones se hallan alejadas de la costa, no registran las condiciones del entorno marino.
En los EE. UU., si consideramos la costa y las aguas oceánicas costeras del Pacífico, la niebla y los estratos bajos suelen ser dominantes en los meses de junio a agosto a lo largo de la costa de California central y norte, aunque se producen numerosas variaciones debido a efectos de mesoescala, especialmente cerca del litoral.
Al sur de punta Concepción, en el sur de California, la mayoría de los episodios de niebla densa ocurren en invierno, entre septiembre y marzo, mientras que los eventos de techos bajos son comunes principalmente en verano, entre junio y septiembre. Este patrón es el producto de corrientes oceánicas cálidas hacia el sur que inhiben el proceso de reducción de la altura de la capa de estratos en esa zona durante la estación cálida.
Estas observaciones climatológicas revelan la importancia de conocer las condiciones locales y comprender las circulaciones sinópticas. Si bien los datos climatológicos de una estación en particular pueden ayudarnos a pronosticar la niebla en ese lugar específico, derivar conclusiones generales para una región amplia a partir de esas observaciones es arriesgado.
En los EE. UU., los eventos de niebla y estratos bajos junto a la costa del Pacífico durante la estación cálida presentan un evidente ciclo diurno, con un pico de ocurrencia de techos bajos hasta media mañana y una mínima durante la segunda mitad de la tarde.
La amplitud de estos eventos puede variar enormemente de un caso a otro. Algunos eventos abarcan áreas pequeñas de la región costera, y su amplitud y duración son controladas por factores locales y de mesoescala. En otros casos, la formación de estratos puede cubrir zonas muy grandes del océano y las regiones costeras adyacentes en períodos muy breves.
Preguntas
Pregunta 1
Seleccione todas las opciones pertinentes.
¿Cuáles son los elementos clave en los eventos de niebla y estratos en la costa occidental de los continentes?
Las respuestas correctas son a) y e).
Se necesita una capa de inversión térmica sobre la capa límite para que esta se enfríe y se humedezca en las primeras etapas de un evento de niebla y estratos en la costa occidental de un continente. Sin la capa de inversión térmica, la capa límite no se acondiciona para la formación de niebla o estratos. Normalmente, la capa de inversión térmica sobre la capa límite es el resultado de la subsidencia asociada al ambiente de alta presión de gran escala sobre el océano.
Pregunta 2
Elija la mejor respuesta.
Los flujos de superficie son importantes en todo el proceso de evolución de niebla y estratos en la costa occidental de un continente y, en última instancia, constituyen la causa principal de su desarrollo.
La respuesta correcta es Falso.
Los flujos de superficie juegan un rol en las primeras etapas de evolución de la capa límite, pero se vuelven insignificantes una vez que esta alcance el estado de equilibrio o de capa bien mezclada. A menudo este estado no es suficiente como para producir niebla o estratos, de modo que se requiere un mecanismo de levantamiento, como una perturbación débil, que provoque el enfriamiento adicional necesario para producir la saturación.
Niebla de vapor
La niebla de vapor ocurre cuando una masa de aire intensamente frío y seco pasa rápidamente sobre una superficie de agua más caliente, absorbe el calor y ocasiona la evaporación de la humedad de la superficie del agua debido a procesos de transferencia por conducción, convección y turbulencia.
Condiciones sinópticas
Este mapa muestra un típico patrón sinóptico favorable para la formación de niebla de vapor. Una masa de aire polar continental frío y seco atraviesa una zona donde la superficie del agua tiene una temperatura entre 10 y 12 °C más alta.
La niebla de vapor ocurre cuando una masa de aire intensamente frío y seco pasa rápidamente sobre una superficie de agua más caliente, absorbe el calor y ocasiona la evaporación de la humedad de la superficie del agua debido a procesos de transferencia por conducción, convección y turbulencia.
La transferencia de calor desde el agua produce remolinos turbulentos de convección. El vapor de agua se condensa conforme se mezcla con el aire, que es mucho más frío. La niebla se forma en columnas o parches verticales debido a la considerable turbulencia convectiva producida por la superficie cálida y húmeda subyacente. Estas nieblas pueden volverse extensas y muy espesas, especialmente si hay una inversión térmica encima de la capa de la mezcla y esta se satura.
A menudo, la niebla de vapor se forma incluso si existen vientos fuertes en la superficie. La fuerte turbulencia intensifica el intercambio de calor y humedad entre la atmósfera y la superficie del mar.
Sin embargo, la niebla de vapor también se forma cuando la capa límite no presenta condiciones muy turbulentas, pero sí existe una gran diferencia entre la temperatura del aire y de la superficie del mar. En tales condiciones, una inversión de temperatura poco profunda en la superficie atrapa la capa saturada subyacente; en estos casos, la niebla es muy poco profunda, normalmente del orden de unos cuantos metros, hasta un máximo de algunas decenas de metros.
Cambios en la capa límite
La presencia de aire frío sobre agua caliente estimula la transferencia de grandes cantidades de calor sensible y latente del agua al aire. La presión de vapor en la superficie del agua es mucho más alta que la del aire frío, lo cual crea un fuerte gradiente de presión de vapor que fomenta la transferencia rápida del vapor del agua al aire. Durante un episodio de frío, esta transferencia ocurre tan rápidamente que el punto de saturación se alcanza antes de que la temperatura del aire se modere en alguna medida considerable.
Esta secuencia de diagramas oblicuos T-log p es un ejemplo conceptual de la evolución temporal de la capa límite de una burbuja de aire conforme su trayectoria, representada por las líneas blancas del mapa, la lleva desde el suelo seco y frío del continente al océano. Los números indican la posición de la burbuja de aire en cada punto (etapa) de la animación.
Etapa 1
- Masa de aire seco y muy frío
- Capa límite bien mezclada
- Puede existir una inversión elevada
- Flujo desde tierra hacia el océano
Etapa 2
- Parcela de aire justo sobre la costa
- Poco cambio en el perfil de temperatura
- Aumento en el gradiente de presión de vapor
- Humectación de la capa más baja
Etapa 3
- Parcela de aire sobre las aguas junto a la costa
- Fuerte gradiente de presión de vapor
- Humectación rápida de la capa más baja
- Capa límite inferior un poco inestable
Etapa 4
- Parcela de aire sobre las aguas junto a la costa
- Saturación de la capa límite inferior
- Formación de niebla de vapor
- Capa límite aún inestable
- Posible atrapamiento por una inversión elevada
Concepto clave
Para que se forme niebla de vapor, la saturación
(el aumento del punto de rocío en y cerca de la superficie) debe ocurrir
rápidamente, sin cambios significativos en la temperatura del aire (poco cambio en el
perfil de temperatura).
Frecuencia, duración y extensión
La niebla de vapor sobre el entorno marino tiende a ocurrir principalmente durante el invierno, cuando las masas de aire ártico frío y seco descienden hacia el sur sin sufrir más que un mínimo de calentamiento. A la vez, la temperatura de la superficie del mar sigue relativamente alta, es decir, por encima de 0 °C. Esto produce una fuerte diferencia entre las temperaturas del aire y del mar durante las invasiones de aire ártico.
En latitudes más bajas y sobre las masas de aguas internas, como los lagos pequeños, la niebla de vapor es más frecuente a fines de otoño y a comienzos de invierno, cuando la diferencia entre la temperatura del agua del lago y la temperatura del aire es mayor. Más adelante, en invierno, el lago puede helar o al menos volverse lo suficientemente frío como para reducir dicha diferencia de temperatura, lo cual disminuye el potencial de formación de niebla de vapor. La niebla de vapor sobre lagos y otras masas de agua pequeñas a menudo ocurre en condiciones calmas y suele ser muy poco profunda.
Muchos episodios ocurren en el ambiente detrás de un frente frío y son de breve duración, aunque pueden persistir hasta una semana o más. La persistencia de los eventos de mar humeante o niebla de vapor de gran escala requiere la advección constante de aire frío y seco sobre el agua cálida, porque esto contribuye a mantener la gran diferencia entre la temperatura del aire y del mar. En cuanto cese la advección, la diferencia entre la temperatura del aire y del mar baja, debido a la mezcla y al intercambio de calor y humedad, y la niebla se disipa rápidamente. La niebla también se disipa conforme pasa sobre tierra firme o un manto de hielo.
La extensión de los eventos de niebla de vapor varía considerablemente de una región a otra. En el entorno marino, aunque a menudo la niebla de vapor es muy poco profunda, puede cubrir áreas muy grandes y constituir un impedimento considerable para las operaciones marítimas. Debido al entorno turbulento en el cual se forma la niebla de vapor, la visibilidad puede variar mucho tanto en la escala temporal como espacial. Además de la visibilidad reducida, estas nieblas son capaces de producir una espesa capa de hielo en las estructuras y las antenas de los buques (engelamiento). La reducción de la visibilidad y el peligro de engelamiento dificultan enormemente la planificación de las operaciones en estos entornos.
Preguntas
Pregunta 1
Seleccione todas las opciones pertinentes.
¿Qué factores se necesitan para la formación de niebla de vapor?
Las respuestas correctas son b), c) y e).
Se precisa un flujo de humedad rápido hacia la capa límite y esto es producto de grandes diferencias entre la temperatura del agua y del aire y un fuerte gradiente de presión de vapor entre el aire muy frío y seco y la superficie del agua. La humectación rápida debe ocurrir antes de la modificación considerable de la temperatura del aire. Recuerde que en los diagramas oblicuos T-log p conceptuales del modelo para eventos de niebla de vapor, el perfil de punto de rocío se desplaza hacia el perfil de temperatura.
Pregunta 2
Seleccione todas las opciones pertinentes.
¿Cuáles son los elementos clave en los eventos de niebla y estratos en la costa occidental de los continentes?
Las respuestas correctas son a), d), e) y g).
Los eventos de niebla de vapor requieren un fuerte gradiente de presión de vapor. Esto ocurre cuando aire relativamente frío y seco fluye sobre una masa de agua cálida. La humectación rápida provocada por el fuerte gradiente de presión de vapor lleva a condiciones inestables en la capa límite. La turbulencia intensifica la rápida humectación de la capa límite y estimula en mayor medida la formación de niebla de vapor.
Preguntas
Pregunta 1
Elija las mejores opciones de la lista.
Explicación
La niebla de advección se forma en respuesta al enfriamiento de la capa límite marina debido a temperaturas de la superficie del mar más bajas, que típicamente se encuentran a latitudes más altas. Por lo tanto, la niebla de advección marina suele formarse en respuesta a un flujo hacia el polo. A la inversa, la niebla de costa occidental continental se forma con poco enfriamiento, pero con trayectorias largas sobre aguas tibias, lo cual produce una capa límite fría y húmeda debajo de una fuerte inversión de temperatura. Esto ocurre principalmente con los flujos hacia el ecuador a lo largo de las costas occidentales de los continentes.
Pregunta 2
Elija la mejor respuesta.
¿Con qué tipo de evento de niebla marina se asocian principalmente el efecto de una perturbación débil que sube el nivel de la inversión térmica y el proceso de reducción de la altura de la capa de estratos?
La respuesta correcta es c).
La formación de niebla en la costa occidental continental es frecuente cuando una pequeña perturbación afecta a una capa límite húmeda y fría que está cerca del punto de saturación. La menor subsidencia permite el ascenso de la capa de inversión térmica sobre la capa límite. En respuesta, la parte superior de la capa límite se enfría adiabáticamente. El enfriamiento radiativo en la cima de la nube causa la reducción de la altura de la capa de estratos y produce niebla en la superficie. La niebla de advección se forma en respuesta al enfriamiento de superficie, mientras que la niebla de vapor se forma en respuesta a la humectación rápida en la superficie.
Pregunta 3
Elija la mejor respuesta.
Muchos eventos de niebla marina de estación cálida ocurren bajo la influencia de cuáles de las siguientes estructuras meteorológicas de gran escala?
La respuesta correcta es a).
La subsidencia asociada con las dorsales subtropicales sobre el océano suele producir una inversión encima de la capa límite marina. Esta inversión inhibe la mezcla de la capa límite con la atmósfera libre, lo cual permite la saturación y la formación de niebla.
Pregunta 4
Elija las mejores opciones.
Cada uno de los siguientes sondeos hipotéticos representa las condiciones en la capa límite asociadas a un tipo de evento de niebla o estratos marino diferente. (Elija el evento de niebla o estratos que corresponde a cada sondeo.)
Ejemplos
En esta sección presentamos tres ejemplos: un episodio de niebla de advección ocurrido en el Atlántico Norte, un evento de niebla en la costa occidental del continente norteamericano que ocurrió en la costa de California y un evento de niebla de vapor que ocurrió en Nueva Escocia, Canadá.
Ejemplo de niebla de advección
El ejemplo siguiente muestra cómo la niebla de advección sobre el entorno marino suele formarse en aire caliente y húmedo que se enfría hasta el punto de saturación a medida que atraviesa una región de aguas más frías. Este ejemplo presenta la situación que ocurrió sobre el Atlántico Norte entre el 7 y el 9 de abril de 2004. Como explicamos en la sección anterior, en casos similares a este la trayectoria de una masa de aire es un factor importante en la formación de niebla.
Consideraciones sobre la trayectoria y TSM
Esta secuencia muestra el viento, la temperatura y la presión al nivel del mar (PNM) sobre el Atlántico Norte entre el 6 y el 7 de abril de 2004.
Pregunta
Seleccione todas las opciones pertinentes.
¿Cuáles de los siguientes factores probablemente jueguen un papel en la formación de la niebla?
Las respuestas correctas son b) y d).
En este caso se nota un fuerte gradiente de presión sobre el Atlántico central alrededor del lado occidental de un sistema de altas presiones. Esto produce fuertes vientos de superficie que transportan rápidamente el aire más cálido hacia el norte. Estos vientos están orientados en sentido casi perpendicular a las isotermas, lo cual produce el enfriamiento rápido del aire transportado por advección. La velocidad de reducción de la temperatura depende de la separación de las isotermas y de la velocidad del aire perpendicular a ellas.
Por lo general, en las masas de aire que se desplazan hacia el polo o las masas de aire que previamente atravesaron una corriente oceánica caliente, en un comienzo el punto de rocío del aire es más alto que la temperatura del agua en latitudes más altas. Se formará niebla si el viento tiene un alcance suficiente sobre aguas calientes o frías y se produce mezcla y turbulencia en la capa límite.
Además, el centro de altas presiones en el noreste del Atlántico produce subsidencia, un factor que fomenta la formación de niebla al limitar la mezcla entre la capa límite y la atmósfera libre.
Concepto clave
Las zonas de altas presiones de gran escala suelen ser
el fenómeno dominante de escala sinóptica que da impulso a la trayectoria de
las burbujas de aire. En los eventos marinos de niebla o estratos de advección,
típicamente las burbujas de aire se desplazan desde el sur hacia el norte, es decir,
de aguas más cálidas a aguas más frías.
Trayectoria de las burbujas de aire
Normalmente, no es suficiente que el flujo sea del sur para producir niebla y estratos. Este mapa muestra la temperatura de la superficie del mar junto con una trayectoria para el período de 48 horas entre las 1200 UTC del 6 de abril y las 1200 UTC del 8 de abril de 2004.
Pregunta
Determine la temperatura de la superficie del mar en cada uno de los puntos indicados a lo largo de la trayectoria y anótelo en el espacio provisto.
Explicación:
Observe que la trayectoria de la burbuja de aire pasa sobre aguas cada
vez más frías, especialmente poco al norte de 40°N, donde la
temperatura de la superficie del mar baja de 18 a 8 °C en una distancia
de pocos centenares de kilómetros. Este fuerte gradiente de TSM coincide
con la zona donde comienzan a aparecer los estratos bajos y la niebla.
Para que se forme niebla, la trayectoria de la burbuja de aire debe pasar sobre superficies de agua cada vez más frías. Además, el punto de rocío inicial de la burbuja debe exceder la temperatura más baja que encuentra en la superficie del mar a lo largo de la trayectoria que sigue. Si inicialmente el punto de rocío de la masa de aire es más alto que la temperatura de la superficie del mar que atravesará, y si el proceso de enfriamiento continúa durante suficiente tiempo, la temperatura del aire alcanzará el punto de rocío, produciendo la saturación y la formación de niebla. Sin embargo, si el punto de rocío inicial es menor que la temperatura del agua, no se alcanzará el punto de saturación y es poco probable que se forme niebla.
Cambios en la capa límite
Veamos los sondeos del pronóstico del modelo para varios puntos a lo largo de la trayectoria. Esto nos permitirá seguir los cambios que ocurren en la capa límite a medida que se desplaza hacia el noroeste a lo largo del borde del anticiclón de gran escala anclado en el este del Atlántico central.
Pregunta
Elija la mejor respuesta.
El diagrama oblicuo T-log p corresponde al punto 1, de las 1200 UTC del 6 de abril. ¿Cómo describiría la capa límite?
La respuesta correcta es d).
Observe que la capa límite bien mezclada es bastante húmeda, pero no ha alcanzado el punto de saturación. Note también que el punto de rocío está entre 14 y 15 °C, bastante más bajo que la temperatura de la superficie del mar y la temperatura del aire en la superficie (18 °C). Aunque la capa límite no está saturada, su naturaleza húmeda y cálida establecerá las condiciones para la formación de niebla de advección y estratos de origen marino más adelante, cuando se desplace sobre superficies más frías.
Capa límite: 0000 UTC del 7 de abril de 2004
Elija la mejor respuesta para los enunciados.
Pregunta
Doce horas más tarde, ¿cómo ha cambiado la capa límite en el punto 2, ubicado a aproximadamente 650 km (360 millas náuticas) hacia el norte a lo largo de la trayectoria?
Las respuestas correctas son:
En la superficie, la temperatura ha disminuido a 15 °C y el punto de rocío ha disminuido un poco también, a aproximadamente 13 °C. Esto significa que ahora en la capa límite existe una depresión del punto de rocío de 2 a 3 °C y la TSM es de 15 a 16 °C.
La capa límite sigue siendo bastante húmeda y bien mezclada, y es un poco más espesa. Encima de la capa límite se nota una capa un poco menos mezclada y ligeramente más seca, una condición que se observa a menudo durante el desarrollo de estratos y niebla de origen marino. Sin embargo, aún no se ha producido suficiente enfriamiento para que se forme niebla.
Capa límite: 1200 UTC del 7 de abril de 2004
Pregunta 1
Elija las mejores opciones.
Este sondeo corresponde a un momento doce horas más tarde, en el punto 3, a unos 740 km (400 millas náuticas) al norte del punto 2. ¿Qué estructuras observa en el sondeo?
Pregunta 2
Elija la mejor respuesta.
¿Qué condición es probable que indique el sondeo?
La respuesta correcta es b).
Este sondeo indica que la capa límite superior está saturada, mientras que la capa límite inferior no lo está. Encima de la capa límite hay una capa isotérmica que se extiende aproximadamente entre 800 y 900 hPa y forma la base de una profunda capa seca. Por lo tanto, el sondeo indica la presencia de una capa de estratos en los niveles inferiores.
Pregunta 3
Elija la mejor respuesta.
En su opinión, ¿qué factores impiden el desarrollo de la niebla y han provocado la formación de estratos?
La respuesta correcta es c).
Dados los fuertes vientos de 35 a 55 km/h (25 a 30 nudos), es probable que la mezcla turbulenta en la capa límite sea considerable. El resultado de la mezcla profunda de la capa límite es la incapacidad de saturarse, lo cual ha mantenido la capa saturada a buena altura.
La presencia de una capa isotérmica débil encima de la capa saturada apoya la hipótesis de formación de estratos y puede representar una capa de inversión térmica incipiente encima de la capa límite. La TSM en esta zona ha bajado considerablemente, a 10 °C.
Tanto el punto de rocío como la temperatura son más altos, lo cual sugiere que deben estar produciéndose una fuerte advección cálida y un grado considerable de intercambio de calor dentro de la capa límite inferior. Esta imagen MODIS confirma la existencia de estratos sobre la región alrededor del punto 3.
Capa límite: 0000 UTC del 8 de abril de 2004
Pregunta 1
Elija la mejor respuesta.
¿Qué condición indica el sondeo a esta hora?
La respuesta correcta es a).
El sondeo muestra que la capa límite se ha saturado a través de todo su espesor, pese a la continuación de vientos fuertes y turbulencia. También hay una inversión débil encima de la capa saturada, más allá de 900 hPa.
Pregunta 2
Elija la mejor respuesta.
Note que la capa límite tiene un espesor de aproximadamente 100 hPa, un poco menos que en el punto 3 y considerablemente menos que en el punto 2. ¿Cuál de los siguientes factores es responsable en mayor medida de la reducción del espesor de la capa límite?
La respuesta correcta es c).
Lo más probable es que la reducción del espesor de la capa límite se deba a la subsidencia de gran escala causada por la gran dorsal que se encuentra al sudeste, sobre el océano. Dicha subsidencia puede reducir el alcance de la mezcla vertical de la humedad y contribuir de esta manera a la saturación de la capa límite. Para un determinado flujo de humedad que penetra la capa límite, cuanto menos espesa la capa límite, tanto más fácilmente podrá alcanzar el punto de saturación. El corte vertical de velocidad y humedad generado por el modelo GFS muestra una zona de subsidencia débil cerca del punto 4 y una capa húmeda poco profunda que coincide bastante con las expectativas y las observaciones.
Observaciones: 0000 UTC del 8 de abril de 2004
Las observaciones realizadas desde buques, como la visibilidad de 1,1 km recibida a las 0000 UTC, apoyan la existencia de niebla. Observe además que a pesar de que durante las horas del día se produce un poco de calentamiento, las visibilidades bajas persisten.
|
Id.
|
UTC
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Lat.
|
Long.
|
Dist.
|
Rumbo
|
Dv
|
Vv
|
p
|
Tend. p
|
T aire
|
T agua
|
Vis.
|
| SLCI | 00 | 55.9 | -36.9 | 131 | 331 | 180 | 20,5 | 1027 | +0 | 7 | 7 | 1,1 |
| SLCI | 06 | 55.2 | -38.6 | 144 | 301 | 160 | 44,5 | 1024 | -3 | 9,1 | 6,8 | 0,18 |
| SLCI | 12 | 54.5 | -40.2 | 140 | 17,1 | --- | --- | 1020 | -4 | 8 | 6 | 2,2 |
| SLCI | 18 | 53.7 | -41.6 | 140 | 29,9 | --- | --- | 1017 | -3 | 8,8 | 6,3 | 1,1 |
Si contáramos con informes de punto de rocío, probablemente veríamos que esos valores no solo permanecen por encima de la temperatura del agua, sino que posiblemente aumenten, debido al flujo húmedo hacia el sur y a los puntos de rocío más elevados corriente arriba. Es probable que este sea el factor que mantiene las condiciones saturadas.
Las imágenes satelitales en el visible de METEOSAT obtenidas la noche anterior a las 1700 UTC muestran que el punto 4 se halla en medio de una gran región de estratos bajos y niebla en fase de expansión.
Capa límite: 1200 UTC del 8 de abril de 2004
Pregunta
Elija la mejor respuesta.
¿Qué condición muestra el diagrama oblicuo T-log p generado por el modelo para las 1200 UTC del 8 de abril?
La respuesta correcta es b).
El diagrama oblicuo T-log p generado por el modelo para las 1200 UTC del 8 de abril muestra una capa saturada ligeramente elevada y condiciones no saturadas en la superficie, lo cual también sugiere la presencia de estratos en lugar de niebla. Es probable que los fuertes vientos del oeste a 55 km/h (~30 nudos) sean el motivo por el cual la capa de estratos no ha bajado hasta la superficie. Note que se ha establecido una capa de inversión térmica sobre la capa límite, y que el aire más seco ha quedado en altura.
Los informes recibidos de los buques confirman la presencia de estratos en lugar de niebla, ya que indican niveles de visibilidad de 4,6 a 11,5 km en la región. Observe también que a las 1200 y 1800 UTC los buques UIDS y OXYH indicaban que la temperatura del aire era considerablemente más alta que la temperatura del agua.
|
Id.
|
UTC
|
Lat.
|
Long.
|
Dist.
|
Rumbo
|
Dv
|
Vv
|
p
|
Tend. p
|
T aire
|
T agua
|
Vis.
|
| UIDS | 1200 | 61.0 | -28.40 | 76 | 38 | 240 | 46,3 | 1017 | -1 | 9,4 | 6,7 | 4,6 |
| OXYH | 1800 | 60.1 | -28.50 | 45 | 82 | 240 | 44,6 | 1024 | -0 | 8,5 | 7,3 | 4,6 |
| UIAI | 1800 | 61.2 | -28.50 | 84 | 31 | 240 | 72 | 1016 | +4 | 6 | 5,5 | 11,5 |
Esto probablemente fue el resultado de una combinación de calentamiento diurno y advección cálida. En este escenario, la niebla asciende al nivel de estratos durante el día y con toda probabilidad vuelve a bajar al nivel de niebla por la noche, si no se producen cambios considerables en las condiciones.
Resumen
Podemos resumir los procesos críticos para la formación de la niebla de advección de la manera siguiente:
- La alta presión de escala sinóptica encamina las trayectorias de las burbujas de aire hacia latitudes más altas, desde aguas más caliente hacia aguas más frías.
- La subsidencia a gran escala en altura inhibe la mezcla en la atmósfera arriba de la capa límite.
- La temperatura del aire en la superficie disminuye debido a la pérdida de calor hacia el océano a medida que las burbujas de aire pasan sobre aguas más frías.
- La saturación ocurre cuando la temperatura del aire y el punto de rocío bajan hasta la temperatura de la superficie del mar.
- La capa saturada puede elevarse debido a mezcla turbulenta intensa dentro de la capa límite. La turbulencia puede surgir como resultado de vientos fuertes que soplan en respuesta a los intensos gradientes de presión a lo largo de un sistema de altas presiones sobre el océano.
- Una capa límite relativamente poco profunda favorece el desarrollo de la niebla, ya que en caso contrario puede producirse mezcla sobre una capa excesivamente profunda para la formación de niebla, lo cual conduce a la formación de estratos.
- Los cambios en la capa límite provocados por el calentamiento diurno a través de la capa de niebla y estratos, por escaso que sea, pueden ser suficientes como para provocar el ascenso de la niebla al nivel de estratos, e incluso su disipación.
- La diferencia entre el desarrollo de niebla de advección y estratos depende de cambios pequeños en la cantidad de mezcla turbulenta que ocurre en el interior de la capa límite. Esto representa un reto para el pronóstico, ya que un cambio relativamente pequeño (incluso los cambios inducidos por el calentamiento diurno) puede ser suficiente como para provocar la formación de niebla en lugar de un capa de estratos y a menudo estos cambios menores no son aparentes en los productos de pronóstico de los modelos.
- De acuerdo con esta discusión, los factores críticos que es preciso vigilar
para pronosticar niebla y estratos de advección de origen marino son:
- capa límite húmeda
- enfriamiento de la temperatura de superficie debido al movimiento sobre aguas más frías
- subsidencia a gran escala en altura
Ejemplo de niebla de costa occidental continental
El ejemplo siguiente presenta la evolución típica de la capa límite junto a la costa del Pacífico de los Estados Unidos, que a menudo conduce al desarrollo dinámico de niebla y estratos de origen marino. Aunque este no es el único escenario bajo el cual la capa límite puede saturarse, se trata de una situación bastante común.
En este caso, durante un período de 24 horas entre el 11 y el 12 de marzo de 2004 se formaron niebla y estratos rápidamente junto a la costa de California.
Para evaluar el potencial de niebla y estratos de origen marino, es preciso considerar los parámetros siguientes con el fin de formular claramente los cambios, a veces sutiles, que pueden ocurrir en la capa límite para provocar un evento de niebla o estratos, como los siguientes:
- cambios en la trayectoria de las burbujas de aire
- cambios de temperatura y humedad
- cambios en la profundidad de la capa límite
Trayectorias
Comencemos nuestro estudio de este caso con una descripción de las trayectorias de las burbujas de aire. Esta imagen satelital en el visible de las 0000 UTC del 11 de marzo lleva superpuestas las líneas de corriente en 925 hPa.
Pregunta 1
Elija la mejor respuesta para los enunciados.
Doce horas más tarde, ¿cómo ha cambiado la capa límite en el punto 2, ubicado a aproximadamente 650 km (360 millas náuticas) hacia el norte a lo largo de la trayectoria?
Examine el mismo producto para un momento 24 horas más tarde.
Pregunta 2
Elija las mejores opciones.
¿Cómo describiría las condiciones junto a la costa del Pacífico?
En esta imagen se distingue una extensa zona de niebla y estratos de origen marino (nublada) a lo largo de la costa, desde el norte de San Francisco hasta México, con algunas áreas despejadas en el medio. El flujo en niveles inferiores ha cambiado desde el noroeste y ahora es paralelo a la costa.
Cabe preguntar qué cambios ocurrieron para provocar el desarrollo de niebla en esta región. Estudiaremos en detalle un lugar en 36.4°N/125°O, cerca de la bahía de Monterey, donde se formaron niebla y estratos de origen marino durante este período de 24 horas.
Flujos de calor y humedad
Cabe preguntar qué cambios ocurrieron para provocar la formación de niebla en esta región. Nos centraremos en un punto sobre el mar junto a la bahía de Monterey (36.4°N/125.0°O) donde se formaron niebla y estratos marinos durante este período de 24 horas.
Claramente, la dirección del flujo en los niveles bajos ha cambiado y ya no proviene del continente, sino que se origina sobre el agua. De hecho, si consideramos la trayectoria del aire que llega a 36.4°N/123.6°O, las condiciones despejadas junto a Monterey el 11 de marzo se debían al aire proveniente de tierra firme que 24 horas antes estaba en el este de Oregón.
El 12 de marzo, el aire que llegaba a este mismo lugar en la costa junto a Monterey provenía del oeste de Oregón y luego se desplazó hasta una zona sobre el mar justo al norte de California y siguió la costa hacia el sur hasta llegar a Monterey. Esto produjo una trayectoria sobre el agua mucho más larga en comparación con el día anterior.
Pero, ¿por qué no se ha formado niebla? Ambas trayectorias comienzan en zonas relativamente secas y cálidas. Para que se forme niebla el aire se debe enfriar y humectar a lo largo de su trayectoria. ¿Cómo sucede esto?
El 11 de marzo, el flujo hacia el mar que pasó sobre Monterey se humectó y se enfrió a medida que viajaba hacia el sur. Esto causó el desarrollo de estratocúmulos (nubes asociadas con flujos de superficie positivos) en lugar de una capa de estratos o niebla. Sin embargo, debe viajar 500 km o más sobre el agua del mar antes de que llegue a saturarse. En esta imagen, fíjese en la gran distancia que hay entre Monterey y las nubes corriente abajo.
Podemos inferir que después de cierto enfriamiento inicial junto a la costa, los flujos de calor y humedad en la superficie tienden a ser ascendentes a medida que el aire se desplaza hacia el sur, hacia aguas cuya temperatura de superficie es más alta.
¿Y al día siguiente? El 12 de marzo, el aire se desplazó sobre el mar desde Oregón y después unos 400 a 500 km hacia el sur a lo largo de la costa.
Este mapa muestra la temperatura de la superficie del mar a lo largo de la costa de California el 12 de marzo.
Pregunta
Elija la mejor respuesta.
De acuerdo con esta información, ¿anticiparía un fuerte enfriamiento de la capa límite marina si una burbuja sigue la trayectoria indicada?
La respuesta correcta es b).
Esta trayectoria junto a la costa tiende a atravesar un gradiente de TSM muy débil. Se produce el mismo enfriamiento inicial que ocurrió a medida que el aire pasó sobre el mar desde Oregón. Sin embargo, anticipamos poco enfriamiento en la superficie a medida que el aire sigue la costa hacia el sur. De hecho, la temperatura de la superficie del mar es un poco más alta en el sur. Por lo tanto, el enfriamiento en la superficie no llega a explicar la formación de niebla y estratos. Para que la capa límite alcance el punto de saturación, el aire debe enfriarse por algún otro proceso o la humectación debe ocurrir rápidamente, o ambos.
Cambios de temperatura y humedad
Considere ahora la estructura de temperatura y humedad en los niveles bajos tal como la presentaba el modelo Eta para el 11 de marzo y 24 horas más tarde, el 12 de marzo.
El flujo en los niveles bajos muestra que el Pacífico oriental se caracteriza por la advección de temperaturas bajas y poca humedad a las 00 UTC del 11 de marzo.
Si nos fijamos en la temperatura y la humedad en los niveles bajos 24 horas más tarde, vemos que la temperatura del aire cerca de la superficie ha aumentado sobre las aguas más lejos de la costa, mientras que junto a la costa el aire se ha enfriado. El aumento de temperatura está asociado con los flujos de calor positivos que ocurrieron en las aguas más lejos de la costa.
Esencialmente, el enfriamiento cerca de la costa es el producto de la advección en presencia de un flujo de calor limitado en la superficie. Es importante observar que el aire que produjo niebla el 12 de marzo a una temperatura de 10 a 12 °C no había producido niebla 24 horas antes más al norte, pese a que tenía la misma temperatura. Esto indica claramente que lo que ha cambiado no es la temperatura de superficie, sino el contenido de humedad.
Perfiles atmosféricos
El modelo Eta no logra representar la humectación porque la humedad relativa tiende a permanecer bastante baja en toda la costa. Para comenzar a comprender los cambios que han ocurrido para producir niebla, considere un sondeo en el mismo sitio al oeste de Monterey (36.4°N/123.6°O).
Aquí tenemos el sondeo del modelo para las 0000 UTC del 11 de marzo (rojo y verde) y para las 0000 UTC del 12 de marzo (azul).
Pregunta 1
Elija las mejores opciones.
¿Qué indica esta comparación?
Explicación
El modelo Eta indica una leve disminución de la temperatura de superficie y casi ningún aumento en la humedad, según muestran los trazados horizontales. Aparte eso, esencialmente la capa límite permaneció sin cambiar por 24 horas.
Comparemos ahora el sondeo del modelo Eta con un perfil similar generado por el modelo MM5, el cual representa mejor la capa límite.
Pregunta 2
Elija las mejores opciones.
¿Qué indica el modelo MM5?
Explicación
El modelo MM5 muestra que la temperatura en la superficie disminuyó y que la capa límite es más profunda, pero también que en este lugar la humedad en la superficie es mínima, es decir, permaneció aproximadamente igual.
Se nota una diferencia importante al volver a mirar hacia atrás a lo largo de la trayectoria hasta este lugar cerca de Monterey. En esta figura, las líneas azules muestran el sondeo de las 0000 UTC del 12 de marzo cerca de Monterey. Las líneas verde y roja muestran el sondeo tomado unas 12 horas antes en un lugar en el norte de California.
Pregunta 3
Elija las mejores opciones.
¿Qué cambios se produjeron en 12 horas a medida que la capa límite se desplazaba hacia el sur?
Explicación
La temperatura de superficie a largo de la trayectoria es idéntica, lo cual sugiere que permaneció aproximadamente igual, sin producirse calentamiento ni enfriamiento en la superficie. Sin embargo, la capa límite se vuelve más profunda con el tiempo. La humedad en la superficie aumenta en ese período de 12 horas debido al flujo de humedad positivo. No obstante, el modelo tampoco ha podido producir la saturación.
Consideraciones de profundidad de la capa límite
Los aspectos importantes de la evolución de la capa límite a lo largo de esta trayectoria son la humectación de la capa y el desarrollo de una capa fría más profunda. Si inicialmente el aire cerca de la superficie hubiera estado más cerca del punto de saturación, la profundización de la capa y la mezcla vertical asociada hubieran formado una capa nubosa y, quizás, niebla.
Este proceso es bastante común en muchos eventos de niebla y estratos de origen marino cuando el flujo de calor en la superficie es casi nulo y existe un flujo de humedad positivo. El elemento crítico parece ser el desarrollo de una capa mezclada un poco más profunda; esto provoca el enfriamiento adiabático en la superficie de la capa, lo cual a su vez lleva a la saturación y condensación.
¿Por qué se profundiza la capa límite? En este caso, y en muchos otros, es el resultado de la reducción de la subsidencia a gran escala, algo que podemos observar al comparar el perfil de velocidad vertical del modelo Eta para las 0000 UTC del 11 de marzo con el que corresponde a 12 horas más tarde.
El perfil de las 0000 UTC del 11 de marzo (curva verde) muestra que la subsidencia llega a la superficie, lo cual produce una inversión de temperatura en la superficie. En el perfil de las 1200 UTC del 11 de marzo vemos que la subsidencia ha cambiado a ascenso débil, lo cual permite que la capa límite se profundice, dada la flotabilidad negativa desde la superficie.
¿A qué se debe el cambio en la velocidad vertical? En este caso, el cambio de subsidencia a leve ascenso está asociado con el desplazamiento hacia el este y el debilitamiento del eje de dorsal en 500 hPa.
Observaciones del perfilador de vientos
El impacto del menor grado de subsidencia también es evidente en la gráfica del perfilador de vientos de punta Piedras Blancas. Observe como se profundiza la capa fría. El empuje ascensional necesario para impulsar la profundización de la capa límite depende del flujo de humedad y los procesos radiativos, especialmente cuando comienzan a formarse nubes.
Conclusiones
- En eventos de niebla de costa occidental continental puede formarse niebla con poco o ningún enfriamiento en la superficie. Por lo tanto, los principales procesos que se deben vigilar son la humectación y profundización de la capa límite marina a lo largo de la trayectoria.
- Es preciso evaluar la humectación de la capa límite a través de los flujos de superficie y los cambios de humedad a lo largo de la trayectoria.
- La profundización de la capa límite suele estar asociada con la reducción de la subsidencia. La mejor manera de evaluar la subsidencia consiste en analizar las cartas de 500 hPa y el forzamiento relativo del movimiento vertical de escala sinóptica.
- Este modelo del desarrollo de niebla y estratos depende de la ocurrencia de cambios pequeños en la capa límite marina. Esto representa un reto para el pronóstico, ya que basta un cambio pequeño para provocar la formación de niebla y es común que estos cambios menores no sean aparentes en los productos de pronóstico de los modelos. Observe que las nubes y los procesos radiativos también son importantes para la formación y el mantenimiento de niebla y estratos. No hemos considerado estos temas en esta sección.
Ejemplo de niebla de vapor
En este ejemplo examinaremos la evolución de la capa límite durante el evento de niebla de vapor que ocurrió en el puerto de Halifax, Nueva Escocia, en enero de 2004. Si bien estos eventos son más frecuentes en las regiones polares, el potencial de formación de este tipo de niebla existe siempre que una masa de aire muy frío y seco se desplaza sobre aguas más cálidas, como ocurre con las fuertes invasiones de aire ártico.
Para evaluar el potencial de niebla de vapor, es preciso comprender claramente la evolución de la capa límite y es particularmente importante vigilar y evaluar estos parámetros:
- la trayectoria de las burbujas de aire
- los cambios de temperatura y humedad
- la estabilidad y los flujos en la capa límite
Consideraciones sobre la trayectoria
La mañana del 16 de enero de 2004, la niebla de vapor se levantó rápidamente y llenó el puerto de Halifax, pero existían condiciones sinópticas similares el 15 de enero y, sin embargo, no se formó niebla de vapor. Examinemos algunas de las diferencias entre esos dos días que explican la diferencia en las condiciones de niebla.
Esta figura muestra los vectores de las trayectorias generales de las burbujas del 15 y el 16 de enero. Una diferencia importante entre las dos trayectorias es la mayor distancia sobre el agua de la trayectoria del 15 de enero. Es probable que la mayor cantidad de tiempo sobre el agua haya permitido el calentamiento y la humectación de la burbuja de aire antes de que llegara a Halifax. Debido a que la niebla de vapor requiere una fuerte diferencia de temperatura entre el aire frío y el agua más caliente, es posible que la masa de aire se haya calentado excesivamente antes de llegar a Halifax.
Atmósfera en Halifax antes de la niebla
El examen del perfil del diagrama oblicuo T-log p del puerto de Halifax para la mañana del 15 de enero muestra que la temperatura en la superficie se acercaba a -12 °C, mientras que la temperatura del agua era aproximadamente 1,5 °C. Si bien es una diferencia de temperatura bastante grande, está justo en el límite del rango de diferencia de 12 a 14 °C que típicamente está asociado con la formación de niebla de vapor.
Observe además que la capa límite es inestable, una situación típica para los escenarios de niebla de vapor, en los cuales los fuertes flujos de calor y humedad desde el agua hacia la atmósfera producen intensas condiciones de mezcla por convección y turbulencia. La inestabilidad de la capa límite es una diferencia importante entre las condiciones que vemos durante los eventos de niebla de vapor en comparación con otros eventos de niebla dinámicos, como la niebla de costa occidental continental y la niebla de advección. Sin embargo, otro factor que el 15 de enero inhibió la formación de niebla es que la capa límite tenía un espesor aproximado de 150 hPa, quizás demasiado profunda para producir la saturación incluso en la superficie a medida que la humedad y el calor se mezclaban rápidamente por toda la capa.
Ejemplo de Cambios en la trayectoria
Para las 0000 UTC (2000 hora local) del 16 de enero, la trayectoria de las burbujas de aire ha cambiado levemente a una dirección más del noroeste a medida que una vaguada débil atraviesa la zona y al sudeste una zona de baja presión se intensifica. Con el paso de la vaguada, también se intensifica la advección de aire frío.
Condiciones corriente arriba, en Saint John
Examinemos un perfil corriente arriba, cerca de Saint John, Nuevo Brunswick, al noroeste de Halifax. Este perfil obtenido en el puerto de Saint John muestra una masa de aire más fría con temperaturas de superficie cerca de -21 °C.
Observe también la capa inestable menos profunda de aproximadamente 75 hPa, arriba de la cual se encuentra una capa de inversión térmica débil en altura. La menor profundidad de la capa limita la profundidad de mezcla de los fuertes flujos de superficie.
Atmósfera en Saint John durante la niebla
Un examen del diagrama oblicuo T-log p del puerto de Halifax para la mañana del 16 de enero nos permite apreciar algunas diferencias importantes respecto del día anterior.
En primer lugar, toda la masa de aire más frío ha llegado a la zona con vientos del noroeste más fuertes (~55 km/h o 30 nudos) cerca de la superficie. La temperatura de la burbuja de aire medida en el puerto de Saint John 12 horas antes ha cambiado poco y en el puerto de Halifax la temperatura de superficie es aproximadamente -19 °C. La diferencia de temperatura entre el aire y el agua es de unos 20 °C, suficientemente frío para que se forme la niebla de vapor.
Note que la capa límite es más profunda de lo que era el caso en Saint John y ahora tiene un espesor de aproximado de 150 hPa, similar a la mañana anterior. Sin embargo, la diferencia de temperatura mucho mayor entre el aire y el agua produce flujos de vapor de agua y de calor lo suficientemente rápidos y fuertes como para que la capa inferior de la capa límite comience a saturarse casi de inmediato una vez que el aire pase sobre la superficie del agua. Una indicación de este proceso es el rápido aumento del punto de rocío cerca de la superficie. La capa húmeda poco profunda cerca de la superficie es la indicación de la presencia de niebla de vapor. El modelo parece haber logrado representar esta niebla pese a una resolución vertical aparentemente insuficiente en la capa límite.
Ejemplo de Puerto de Halifax: perspectiva del modelo Eta
Veamos ahora el diagrama oblicuo T-log p para el puerto de Halifax generado por el modelo Eta, que ofrece una resolución más alta para la capa límite.
En el sondeo se notan gradientes térmicos verticales más fuertes, lo cual indica que la capa límite inferior es inestable y se halla debajo de una fuerte inversión de temperatura más allá del nivel de 925 hPa. Observe, sin embargo, que el modelo no muestra la existencia de condiciones saturadas en la superficie. Es probable que esto refleje la incapacidad del modelo de definir la capa límite con suficiente detalle como para representar estos procesos, que en muchos eventos de niebla de vapor ocurren en una capa muy delgada.
Conclusiones
De acuerdo con esta explicación, los factores críticos que se deben vigilar para pronosticar un evento de niebla de vapor son los siguientes:
- La tendencia de trayectorias preferenciales que permiten que la masa de aire frío mantenga sus características de temperatura y humedad todo lo posible antes de pasar sobre el agua.
- La rápida humectación de la capa límite inferior debido a un fuerte gradiente de presión de vapor entre la superficie del agua y la atmósfera adyacente.
- Condiciones inestables en la capa límite inferior que permiten el transporte rápido y la mezcla de flujos de superficie.
- Una inversión térmica encima de la capa límite contribuye a llevar la capa límite inferior al punto de saturación.
Factores de mesoescala
Los efectos locales y de mesoescala pueden determinar la exactitud de un pronóstico de niebla o estratos de origen marino. Los efectos de factores tales como la forma del litoral, la topografía y las características de la superficie del mar respecto de la atmósfera inferior pueden jugar un papel esencial en el desarrollo, la duración y la intensidad de estos eventos. En esta sección examinaremos varios de estos efectos para ver cómo intensifican o inhiben los eventos de niebla o estratos. Describiremos los efectos y procesos siguientes:
- chorros costeros
- brisa marinas
- variaciones de TSM locales
Chorros costeros
La presencia de un chorro en los niveles bajos junto a la costa de California y otros litorales, como la costa del Pacífico de Sudamérica y la costa de Somalia en áfrica, puede afectar profundamente a los eventos de niebla y estratos en dichas regiones.
El dibujo muestra varias características propias de estos chorros:
- Son causados por la baroclinicidad que existe entre las áreas del interior y las aguas costeras.
- La baroclinicidad también produce una pendiente en la capa límite marina, que contribuye al desarrollo del chorro.
- La capa límite marina es más profunda en alta mar que cerca del litoral.
- El núcleo del chorro en los niveles bajos suele estar localizado justo debajo de la base de la inversión térmica y ser más intenso en las horas de la tarde, que coinciden con el máximo grado de calentamiento y baroclinicidad.
- Los chorros en los niveles bajos exhiben máximos locales a lo largo de la costa asociados con el lado de sotavento de los cabos y las puntas.
- La dinámica de los chorros en los niveles bajos puede afectar a la profundidad, intensidad y duración de la niebla y estratos a nivel local.
Encontrará una descripción más detallada de la estructura de los chorros costeros en la lección de COMET sobre chorros costeros en niveles bajos.
Abrir la lección Low-Level Coastal Jets (https://www.meted.ucar.edu/mesoprim/coastaljets/) en una ventana aparte.
Climatología
Los chorros costeros tienden a ser más frecuentes en determinadas regiones del mundo cuando la media climatológica del viento aumenta en esa región. Esta animación presenta datos climatológicos mensuales de presión al nivel del mar (PNM) y viento a nivel mundial.
Observe que el flujo junto a la costa occidental de los continentes tiende a ser más fuerte en los meses cálidos, lo cual coincide con la intensificación de las dorsales de alta presión que se forman en el medio de los océanos. Este flujo tiende a estar dirigido hacia latitudes más bajas y coincide con la máxima frecuencia de ocurrencia de los chorros costeros en dichas regiones.
Implicaciones para el pronóstico de niebla
A la hora de pronosticar niebla y estratos de origen marino, a veces es preciso anticipar la existencia de un chorro costero y considerar en qué medida puede mezclarse hacia abajo hasta alcanzar la superficie. Los chorros costeros pueden afectar a los eventos de niebla y estratos en la costa occidental de los continentes de dos maneras importantes.
Típicamente, la estructura vertical de los chorros costeros coloca los vientos en la base de la inversión térmica encima de la capa límite marina. Sin embargo, pueden producirse cambios en la estructura estratificada de la capa límite que provocan una mezcla más o menos fuerte en la superficie, dependiendo de la estabilidad. En igualdad de circunstancias, una temperatura de la superficie del mar ligeramente más alta puede provocar la reducción de la estabilidad en la capa marina, lo cual a su vez puede aumentar la mezcla vertical y producir regiones en las cuales la niebla y los estratos se disipan con el proceso de mezcla.
La estructura de los chorros costeros es tal que la capa límite marina es menos profunda cerca de la costa y a sotavento de los cabos y las puntas. En estas regiones, la profundidad de la capa límite afecta en gran medida a la altura potencial de la base de las nubes y al tipo de estratos que pueden formarse. Por lo tanto, la topografía costera puede determinar si veremos estratos o estratocúmulos.
Puntas y cabos
Varios estudios han demostrado que las estructuras topográficas costeras, como las puntas y los cabos, pueden afectar fuertemente a la profundidad de la capa límite marina tanto a barlovento como a sotavento. Se trata de una consideración importante, porque existe un fuerte grado de correspondencia entre los cambios en la profundidad de la capa marina y la profundidad de la niebla y los estratos, si existen.
Esta ilustración fue tomada de un estudio de campo realizado por Koracin y Dorman, quienes utilizaron mediciones aéreas y simulaciones numéricas para identificar zonas de cambio específicas en la divergencia del viento y la profundidad de la capa límite inducidas por la topografía costera. El mapa muestra cómo las simulaciones del modelo revelan la existencia de áreas de mayor convergencia a barlovento de los cabos y las puntas, y de mayor divergencia a sotavento de esos mismos accidentes topográficos.
Fíjese en las zonas de vientos divergentes a sotavento de los cabos y las puntas, y en las zonas de convergencia a barlovento de ellos. Koracin y Dorman descubrieron que la profundidad de la capa límite marina aumentaba corriente arriba, produciendo una capa de niebla o estratos más profunda, y disminuía corriente abajo, donde la niebla y los estratos tienden a disiparse.
Esta imagen muestra el albedo medio de las nubes derivado por satélite para todo el mes de junio de 1996, el período del estudio que acabamos de mencionar. Los colores representan el albedo de las nubes, siendo el color magenta una indicación de zonas despejadas. Las regiones azules junto a la costa están cubiertas por nubes bajas y niebla.
Observe que las zonas que en promedio están despejadas se hallan corriente abajo de los cabos y las puntas, mientras que las áreas nubladas están corriente arriba de dichos accidentes. Estos son efectos locales importantes que se deben considerar en las regiones de pronóstico que abarcan el ambiente costero.
Detección de chorros costeros
La información de los satélites polares que ahora está a nuestra disposición puede ayudarnos a mejorar el diagnóstico y la observación de los chorros costeros en términos de su impacto en la formación de niebla y estratos en la costa. Esta figura muestra el campo de vientos detectado por QuikSCAT y revela la existencia de un chorro en los niveles bajos. Fíjese en los valores máximos locales del campo de vientos a sotavento de cabo Mendocino y punta Arena, en la costa del norte de California.
La imagen MODIS corresponde al mismo momento. Note las zonas que están despejando en las regiones a sotavento de los cabos y las puntas de la costa. Esto coincide con la posible reducción de la altura de la inversión térmica marina y/o una considerable mezcla vertical y subsidencia, que disipa o impide la formación de niebla y nubes bajas en dichas zonas.
Brisa marina
La brisa marina y los fenómenos similares de brisa terrestre, lacustre y fluvial son circulaciones forzadas térmicamente que surgen cerca de prácticamente todos los límites costeros del mundo. Sin embargo, las circulaciones locales asociadas a la brisa marina varían casi tanto como los lugares donde se forman. En consecuencia, para comprender y pronosticar la brisa marina es necesario conocer el ambiente local, incluidos aspectos tales como la forma del litoral, la ubicación de valles y montañas, la vegetación que cubre el suelo y los patrones meteorológicos de escala sinóptica dominantes.
Los detalles de la dinámica, estructura y evolución de la brisa marina solo se mencionan en esta lección en relación con los eventos de niebla y estratos marinos y costeros. Encontrará una presentación más amplia de la circulación marina en la lección sobre brisas marinas de COMET.
Abrir la lección Forzamiento térmico de la circulación I: brisas marinas (https://www.meted.ucar.edu/mesoprim/seabreez_es/) en una ventana aparte.
Forma del litoral: Florida
La circulación de brisa marina puede influir fuertemente en los eventos de niebla y estratos en la costa. Ciertos factores, como la forma y orientación del litoral, la existencia de montañas costeras y la presencia e intensidad de una inversión de temperatura en los niveles bajos, pueden determinar muchas de las circulaciones clave a nivel local asociadas a la brisa marina y dónde habrá mayor o menor tendencia para formación de niebla o estratos.
La forma del litoral es un factor importante en la creación de áreas locales de convergencia o divergencia. Esta imagen ilustra el concepto: las zonas costeras cóncavas (bahías y ensenadas) intensifican la divergencia en los niveles bajos, mientras que las zonas costeras convexas (puntas y cabos) aumentan la convergencia en los niveles inferiores. El flujo divergente se contrapone a la convergencia y el ascenso que se observa junto a los frentes de brisa marina. Sin embargo, en un litoral convexo el flujo hacia tierra se torna convergente, lo cual intensifica la convergencia y el ascenso a lo largo del frente de brisa marina. El resultado es que los litorales convexos tienden a experimentar más niebla en comparación con las líneas costeras cóncavas.
Forma del litoral: California
A lo largo de la costa del Pacífico de EE. UU. es normal observar una capa límite marina poco profunda debajo de una fuerte inversión térmica en los niveles bajos. En estas circunstancias, la niebla y los estratos de origen marino tienden a despejar primero en regiones de mayor divergencia, tanto sobre el mar como sobre tierra firme.
Por otra parte, las regiones de mayor convergencia pueden producir estratos de origen marino persistentes, porque el movimiento vertical forzado no logra penetrar la intensa inversión de temperatura en los niveles bajos. Esta animación muestra como despeja primero junto a las zonas cóncavas del litoral. También se nota la intensificación de estratos cerca de la península Palos Verdes y más al sur, cerca de San Diego.
Vientos de valle y de montaña
Las montañas y los valles con ellas asociados pueden producir circulaciones de valle y de montaña que se suman a la brisa marina y contribuyen al desarrollo de la brisa marina temprano en el día. Las montañas y los valles tienden a determinar la distribución del calentamiento y los lugares donde puede penetrar el frente de brisa marina. Por la tarde, se producen zonas calientes en los valles del interior que tienden a llevar la brisa marina hacia el interior. Esto es el resultado de los gradientes de temperatura y de presión creados por el calentamiento diferencial de los lugares en la costa y tierra adentro. En estos casos, la capa límite marina es arrastrada hacia el interior junto con la niebla o los estratos asociados. También la niebla y los estratos pueden disiparse, en cierta medida, especialmente si las condiciones previas son particularmente cálidas y secas.
Esta secuencia de la evolución de los vientos en la bahía de Monterey ilustra el concepto que acabamos de describir. Note que el flujo hacia tierra asociado con el desarrollo de la brisa marina logra penetrar a gran distancia en el interior a través de la parte central de la bahía de Monterey y se adentra bastante en los valles del interior en el sur. Esta penetración tierra adentro es el resultado de la advección del aire marino más frío casi saturado. En estas regiones, la niebla y los estratos de origen marino suelen formarse nuevamente por la noche en respuesta al enfriamiento radiativo. A menudo, estas regiones también se despejan lentamente durante el día.
Variaciones de TSM locales
Varios procesos pueden producir variaciones en la temperatura de la superficie del mar (TSM) a nivel de mesoescala, por ejemplo:
- intensificación del afloramiento local debido a mayor tensión del viento en la superficie provocado por la interacción entre los flujos paralelos al litoral o hacia el mar y la topografía local;
- intensificación de un chorro costero y la mezcla por transferencia de momento a la superficie debido a topografía local;
- regiones de agua fría o caliente que migran de su región de origen, normalmente a lo largo de los bordes de corrientes importantes, como las corrientes del Golfo y de Kuroshio. Estas excursiones pueden ocasionar anomalías de TSM locales que se desvían considerablemente de la climatología.
Cualquiera de estos procesos puede afectar a los eventos locales de niebla y estratos de mesoescala y de escala local. Por ejemplo, el afloramiento local y el enfriamiento resultante pueden contribuir a la intensificación de la niebla a nivel local si luego se produce la advección de humedad. A la inversa, la presencia de una zona de aguas calientes puede inhibir la formación de niebla o aumentar la mezcla de la capa límite inferior y dar lugar a un episodio de estratos. Estos eventos menores tienden a ser de menor duración que sus equivalentes de escala más grande, pero pueden ocurrir junto a casi cualquier zona costera e incluso sobre regiones de alta mar. Por eso es importante mantenerse al tanto de las condiciones locales de temperatura de la superficie del agua y considerar el papel que quizás juegue posteriormente en la formación de niebla o estratos.
Pronóstico de niebla por forzamiento dinámico
En esta sección se describe un enfoque recomendado para abordar el problema de pronosticar la niebla y estratos de origen marino. La sección posterior describe los productos de pronóstico del modelo empleados para evaluar el potencial de eventos de niebla de escala sinóptica, los procesos de capa límite y el área de cobertura.
Método de pronóstico
Existen muchas maneras de abordar el pronóstico de niebla y estratos, pero todos los enfoques deberían incorporar los siguientes conceptos y pasos básicos.
- En primer lugar, manténgase consciente de la situación.
- Estudie las observaciones: evalúe las condiciones previas y actuales y su evolución en las últimas 6 a 12 horas, tanto en su localidad como corriente arriba.
- Manténgase al tanto de las estructuras de mesoescala locales o regionales que pueden influir en el pronóstico, como corrientes oceánicas, anomalías de TSM, topografía de la costa, etc.
- Conozca la climatología de niebla y estratos de la región.
- Comprenda las exigencias de las operaciones a las cuales brinda apoyo y los impactos potenciales de un episodio de niebla o estratos sobre ellas.
- Estudie los datos de teledetección, como las imágenes satelitales y de radar (si están disponibles) para evaluar las tendencias de formación de nubes o precipitación que puedan afectar o haber afectado a su región de pronóstico.
- Estudie los datos de pronóstico del modelo para evaluar la evolución
general del patrón sinóptico durante el período de
interés.
- Evalúe los patrones sinópticos en busca de patrones reconocibles relacionados con niebla o estratos (humedad, advección de temperatura, trayectorias, estabilidad, etc.).
- ¿Tiende la evolución anticipada a escala sinóptica a estimular o a inhibir la formación de niebla o estratos en la zona?
- Comprenda los resultados típicos que arroja el modelo y los sesgos que presenta en su región.
- Haga una evaluación inicial del potencial de nieblas y estratos con base a sus conocimientos de la física de desarrollo de dichas condiciones, las condiciones anticipadas y la climatografía local.
- Vigile los cambios en la capa límite en términos de
temperatura, vientos, estabilidad, humedad y nubosidad a medida que se acerca la hora de
emisión del pronóstico.
- Compare su pronóstico con el del modelo y las expectativas anteriores, y, si resulta necesario, vuelva a evaluar sus expectativas.
- Emita el pronóstico.
- Si eso es lo que anticipa, no dude en emitir un pronóstico que indique condiciones de techo y visibilidad por debajo de los mínimos de operación.
- Siga observando las condiciones y, si llega a ser necesario, reevalúe el pronóstico en función de los cambios que se alejan de las expectativas anteriores y realice cualquier ajuste apropiado.
Productos útiles
En esta sección veremos algunos de los productos de pronóstico del modelo que son útiles para pronosticar la niebla y estratos por forzamiento dinámico en el entorno marino. Esta presentación no pretende ser exhaustiva, sino que tiene el propósito de brindar información sobre algunos productos útiles; seguramente usted encontrará otros productos que resulten de utilidad en su situación o región en particular.
Las dificultades para pronosticar los eventos de niebla y estratos de origen marino surgen de una serie de factores, como los siguientes:
- Dependencia de cambios sutiles de mesoescala que ocurren en la capa límite marina.
- Pocas observaciones atmosféricas directas disponibles sobre el entorno marino.
- Falta de compresión cabal y buenas emulaciones de los microprocesos físicos que participan en el desarrollo y la disipación de la niebla.
- Las dificultades que experimentan los modelos numéricos para resolver las estructuras
y los procesos físicos de la capa límite importantes para la formación
de niebla y estratos, como las siguientes:
- Con frecuencia, la resolución vertical del modelo no es suficiente para representar los aspectos más sutiles de la capa límite de importancia para los procesos relacionados con la niebla y estratos.
- La parametrización de la capa límite y la física de la superficie no logran emular la complejidad de la física de las nubes, cuyo rol en los eventos de niebla y estratos es importante.
- Aunque mejore la capacidad de los modelos de mesoescala de resolver estructuras y procesos de escala menor, la complejidad de la física que se está parametrizando sigue imponiendo una serie de limitaciones.
La falta de mediciones atmosféricas directas sobre los océanos nos obliga a depender de las observaciones indirectas que constituyen las imágenes y los productos satelitales, así como de los productos derivados de los varios modelos numéricos disponibles. En los apartados que siguen encontrará ejemplos de algunos tipos de productos que podemos obtener de los modelos, junto con una breve descripción de sus aplicaciones al diagnóstico y pronóstico de la evolución de la capa límite.
Proyecciones en planta del modelo
Los modelos pueden generar numerosos productos de proyección en planta capaces de describir las estructuras de mesoescala y de escala más amplia generales que afectan al potencial de formación de niebla y estratos. A continuación se destacan algunos productos que son particularmente útiles y su posible aplicación al pronóstico de niebla y estratos.
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Producto |
Ubicación |
Objetivo / Qué debe buscar |
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Campos de vientos y líneas de corriente |
En el interior y encima de la capa límite |
Determinar trayectorias y velocidad del viento, e inferir el grado de turbulencia. |
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Campos de movimiento vertical |
Dentro de la capa límite y en 850 y 700 hPa |
Determinar el grado de subsidencia y mezcla a gran escala. Es frecuente observar un leve grado de subsidencia durante los eventos de niebla de advección y de niebla de costa occidental continental, mientras es frecuente que haya mezcla convectiva poco profunda en el caso de niebla de vapor. |
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Campos de humedad, HR, razón de mezcla |
En el interior y encima de la capa límite |
La superposición de campos de vientos permite inferir la advección de humedad. A menudo, los eventos de niebla y estratos incluyen una capa límite con aire seco encima del nivel de inversión de temperatura. |
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Campos de temperatura y vientos |
Dentro de la capa límite |
Útiles para determinar la advección de temperatura y los gradientes de temperatura, factores importantes para los tres tipos de niebla considerados. Busque advección cálida para la niebla de advección, casi neutra para la niebla de costa occidental continental y fuerte advección fría con intensos gradientes de temperatura para la niebla de vapor. |
Productos verticales del modelo
Los productos verticales y de sección transversal son muy útiles para pronosticar la niebla y estratos porque ofrecen una perspectiva de la estructura de la atmósfera entre la superficie y los niveles altos. Estos son algunos de los muchos productos útiles que brindan información importante para pronosticar estos eventos.
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Productos |
Ubicación |
Objetivo / Qué debe buscar |
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Diagrama oblicuo T-log p generado por el modelo |
Desde la superficie hasta al menos 500 hPa |
Brinda información de temperatura, humedad, nivel de la inversión de temperatura, estabilidad y vientos. Busque una capa límite estable y húmeda, una capa de inversión térmica sobre la capa límite y aire seco en altura (especialmente para los eventos de niebla de advección y de costa occidental continental). Con frecuencia, los eventos de niebla de vapor presentan una capa poco profunda, inestable y húmeda en la superficie que a veces se halla debajo de una inversión térmica débil a mayor altura. |
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Sección transversal de Omega |
Desde la superficie hasta al menos 500 hPa |
Útiles para determinar los cambios en los movimientos verticales tanto en la capa límite como arriba de ella. Con frecuencia, la formación de la niebla de costa occidental continental viene determinada por sutiles aumentos en el movimiento vertical que cambian la profundidad de la capa límite. |
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Sección transversal de HR, razón de mezcla |
Desde la superficie hasta al menos 500 hPa |
Útiles para determinar la estructura vertical de la humedad dentro de la capa límite y arriba de ella. Un nivel de humedad alto en la capa límite y aire seco en altura son aspectos típicos de la mayoría de los tipos de niebla. |
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Productos de tiempo y altura |
Desde la superficie hasta al menos 500 hPa |
Útiles para determinar la evolución de parámetros tales como omega, HR, humedad y estabilidad con el tiempo. A menudo, el incremento de estos valores significa condiciones más favorables para niebla y estratos. |
Productos derivados
Existen varios productos derivados de los modelos que pueden resultar de utilidad para evaluar el potencial de niebla y estratos; no obstante, debido a que se derivan de otros parámetros de pronóstico del modelo que ya de por sí constituyen aproximaciones de los procesos atmosféricos reales, todos ellos tienen limitaciones importantes. Entre dichos productos cabe mencionar los siguientes:
- pronósticos de base de las nubes
- pronósticos de profundidad de las nubes
- pronósticos de visibilidad
Uso de los productos del modelo
Los productos del modelo nos ayudan a:
- identificar y anticipar la ocurrencia de condiciones sinópticas que pueden conducir a la formación de niebla y estratos;
- identificar y evaluar las características de las masas de aire y los cambios que se producen con el tiempo
- identificar y evaluar las trayectorias de las burbuja de aire y sus cambios con el tiempo;
- identificar y anticipar las estructuras sinópticas que pueden disipar el régimen de niebla;
- identificar y anticipar las condiciones de capa límite que estimulan la formación de niebla y estratos;
- identificar y anticipar las condiciones de capa límite que tienden a disipar o inhibir la niebla y estratos.
Los productos del modelo no aportan mucha información confiable sobre:
- los procesos físicos de microescala y muchos procesos de mesoescala que participan en el proceso de desarrollo de niebla y estratos;
- los efectos topográficos de escala local sobre la niebla y estratos;
- los efectos del gradiente de TSM sobre la niebla y estratos a escala local y regional.
Los productos de los modelos de mesoescala pueden agregar información valiosa a los productos de los modelos de escala más grande, por ejemplo:
- mejor resolución de la capa límite y más detalles de las características de la capa límite que pueden afectar al desarrollo de la niebla y estratos;
- mejor resolución para los factores topográficos y costeros coadyuvantes;
- los modelos acoplados océano/atmósfera pueden generar mejores interacciones entre los flujos de aire y el mar.
Sin embargo, es preciso observar que los modelos de mesoescala aún no cuentan con suficiente detalles y precisión física como para pronosticar los procesos dinámicos, termodinámicos y de nubes de pequeña escala que son importantes para el desarrollo de niebla y estratos. Muchos de estos procesos aún no se pronostican directamente en los modelos, sino que se parametrizan.
Resumen
Observaciones generales
- La niebla de advección y la niebla de vapor son ejemplos de nieblas que se forman cuando existen fuertes diferencias de temperatura entre el aire y el agua del mar, mientras que los eventos típicos de niebla y estratos de origen marino en la costa occidental del continente ocurren con frecuencia aunque haya solo una pequeña diferencia de temperatura entre el aire y el agua del mar.
- Las trayectorias asociadas con los eventos de niebla de costa occidental continental difieren enormemente de las que están asociadas con los eventos de niebla de advección. A lo largo de la costa occidental de los continentes, el aire fluye hacia el ecuador. El flujo asociado con los eventos de niebla de advección suele estar dirigido hacia el polo. Esto significa que junto a la costa occidental de los continentes, el aire suele pasar sobre aguas cada vez más calientes, mientras que los eventos de niebla de advección de origen marino son provocados por el flujo sobre aguas cada vez más frías.
Niebla de advección
- La niebla de advección se forma bajo patrones sinópticos que estimulan la advección de aire cálido y húmedo sobre superficies frías. A menudo, la niebla de advección se forma en regiones oceánicas donde las principales corrientes marinas crean fuertes gradientes de TSM. Estos eventos de niebla pueden ocurrir en casi cualquier época del año, pero son más frecuentes y prevalentes durante la estación cálida.
- Para que la niebla de advección alcance el punto de saturación, la temperatura de la superficie subyacente (TSM) debe ser menor que la temperatura de punto de rocío inicial de la burbuja de aire. La saturación se logra principalmente por enfriamiento, con poco cambio en el perfil de punto de rocío. La excepción a esta regla general ocurre cuando la burbuja de aire se humedece a lo largo de su trayectoria. En esas circunstancias, se necesita un menor grado de enfriamiento para lograr la saturación, lo cual admite una TSM más alta.
Niebla de costa occidental continental
- Los eventos de niebla o estratos en la costa occidental de los continentes suelen ocurrir en áreas dominadas por sistemas de alta presión oceánicos subtropicales. La subsidencia asociada al extenso régimen de alta presión conduce al desarrollo de una inversión de temperatura encima de la capa límite. Esto limita la mezcla vertical y, por consiguiente, permite la humectación de la capa límite. Cuando una capa límite húmeda está bien mezclada, la saturación se logra con poco enfriamiento.
- Si la profundidad de la capa de mezcla aumenta en respuesta a una perturbación débil, la base de la inversión de temperatura sube y la capa se enfría. Este proceso provoca la saturación y formación una capa de estratos. El enfriamiento de la superficie de la capa de estratos aumenta el espesor de la parte saturada de la capa límite y reduce el nivel de la base de la capa de estratos. La saturación de toda la capa produce niebla en la superficie.
- Las regiones de afloramiento pueden intensificar la ocurrencia de los eventos de niebla y estratos de origen marino en la costa occidental de los continentes causando el enfriamiento de la capa límite inferior, a menudo hasta que la capa límite alcance el punto de saturación.
- Los eventos de niebla y estratos en la costa occidental de los continentes pueden ocurrir casi en cualquier época del año, pero la niebla tiende formarse con mayor frecuencia en otoño, mientras los estratos son más comunes en la estación cálida.
Niebla de vapor
- Los episodios de niebla de vapor ocurren cuando una masa de aire extremadamente frío y seco se desplaza rápidamente sobre una superficie de agua más caliente. Debido a que la presión de vapor en la superficie del agua es mucho mayor que la del aire frío, se produce un fuerte gradiente de presión de vapor que estimula la rápida transferencia del vapor del agua al aire. A continuación, el vapor de agua se condensa conforme se mezcla con el aire, que es mucho más frío.
- El típico patrón sinóptico favorable para el desarrollo de niebla de vapor ocurre cuando una masa de aire continental-polar frío y seco pasa sobre una superficie de agua cuya temperatura es de 10 a 12 °C más alta.
- Para que se forme niebla de vapor, la saturación debe ocurrir rápidamente, sin cambios importantes en la temperatura del aire. En un sondeo, el punto de rocío en los niveles bajos aumenta sin que se produzcan cambios grandes en el perfil de temperatura.
Efectos de mesoescala
- Las variaciones de mesoescala en la forma del litoral, la topografía y la temperatura de la superficie del mar influyen en el desarrollo, la duración y la intensidad de los eventos de niebla.
- Corriente arriba de las puntas y los cabos, la profundidad de la capa límite marina aumenta, lo cual da lugar a la formación de capas de niebla o estratos más espesas. Corriente abajo, donde la capa límite marina es más delgada, la niebla y estratos tienden a disiparse.
- Las zonas costeras cóncavas (bahías y ensenadas) intensifican la divergencia en los niveles bajos, mientras que las zonas costeras convexas (puntas y cabos) aumentan la convergencia en los niveles bajos. El resultado es que los litorales convexos, como los cabos y las puntas, tienden a experimentar condiciones de niebla más frecuentes que los litorales cóncavos, como las bahías y las ensenadas.
- El afloramiento local y el enfriamiento que ocasiona pueden contribuir a intensificar la formación de niebla local si luego se produce advección de humedad. A la inversa, la presencia de una zona de agua caliente puede inhibir la formación de niebla o aumentar la mezcla de la capa límite inferior y provocar un evento de estratos.
Pronóstico de niebla por forzamiento dinámico
- El proceso de pronóstico de niebla y estratos debería incluir estos pasos y
conceptos básicos:
- Manténgase consciente de la situación.
- Estudie los datos de teledetección, como las imágenes satelitales y de radar.
- Examine los datos de pronóstico del modelo para evaluar la evolución general del patrón sinóptico durante el período de interés.
- Haga una evaluación inicial del potencial de niebla y estratos en base a conocimientos de la física de desarrollo de dichas condiciones, las condiciones anticipadas y la climatografía local.
- Vigile los cambios en la capa límite en términos de temperatura, vientos, estabilidad, humedad y nubosidad.
- ¡No dude en emitir un pronóstico que indique condiciones de techo y visibilidad por debajo de los mínimos de operación!
- Siga observando las condiciones y, si llega a ser necesario, reevalúe el pronóstico en función de los cambios que se alejan de las expectativas anteriores.
- Los productos de proyección en planta del modelo pueden brindar una
descripción general de las estructuras de mesoescala y de escala más amplia
que afectan al potencial de formación de niebla y estratos. Éstos son algunos
de los campos más útiles:
- campos de vientos y líneas de corriente
- campos de movimiento vertical
- campos de HR y razón de mezcla
- campos de temperatura y vientos
- Los productos verticales y de sección transversal ofrecen una perspectiva de la
estructura de la atmósfera entre la superficie y los niveles altos. Éstos son
algunos de los productos más útiles:
- diagrama oblicuo T-log p generado por el modelo
- perfiles y secciones transversales de Omega
- sección transversal de HR, razón de mezcla
- productos de tiempo y altura
- Los productos derivados de los modelos pueden resultar de utilidad para evaluar el potencial
de niebla y estratos; no obstante, debido a que se derivan de otros parámetros de
pronóstico del modelo que ya de por sí constituyen aproximaciones de los
procesos atmosféricos reales, todos ellos tienen limitaciones importantes.
Éstos son algunos de los productos más útiles:
- pronósticos de base de las nubes
- pronósticos de profundidad de las nubes
- pronósticos de visibilidad
Bibliografía
Bridger, Alison F. C., William C. Brick y Peter F. Lester, 1993. The Structure of the Marine Inversion Layer off the Central California Coast: Mesoscale Conditions. Mon. Wea. Rev., 121, 335-351.
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Koracin, D. y Clive E. Dorman, 2000. Marine Atmospheric Boundary Layer Divergence and Clouds along the California Coast in June 1996. Mon. Wea. Rev., 129, 2040-2056.
Koracin, D., J. Lewis, W. T. Thompson, C. E. Dorman y J. A. Businger, 2000. Transition of Stratus into Fog along the California Coast: Observations and Modeling., J. of Atmos. Sci., 58, 1714-1731.
Norris, Joel R., 1998. Low Cloud Type over the Ocean from Surface Observations. Part II: Geographical and Seasonal Variations. J. of Climate, 11, 383-403.
Lecciones de COMET relacionadas:
- Pronóstico de niebla de radiación
- Niebla de costa occidental continental
- Forecasting
Fog/Low Stratus for Aviation Operations
(pronóstico de niebla y estratos bajos para operaciones aéreas del curso de educación a distancia sobre aviación DLAC 1; varias de las lecciones de este curso existen en español) - Forzamiento térmico de la circulación I: brisas marinas
- Forzamiento térmico de la circulación II: brisas de valle y de montaña
- Low-Level Coastal Jets (chorros costeros en niveles bajos)
Colaboradores
Las siguientes personas y organizaciones contribuyeron al desarrollo de la lección Niebla por forzamiento dinámico
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