Objetivos

Objetivo general del módulo

El objetivo de este módulo de formación consiste en ayudarle a aumentar su grado de comprensión de los mecanismos y los motivos que producen los vientos canalizados. Al comprender estos aspectos podrá evaluar con mayor eficacia y precisión las condiciones sinópticas y de mesoescala que pueden producir flujos canalizados.

Objetivos específicos

Al final de este módulo, usted podrá:

• Recordar dónde en el lugar que produce la canalización se suelen observar las velocidades de viento más fuertes.
• Describir los diferentes tipos de canalizaciones topográficas y sus efectos en el flujo que las atraviesa.
• Enumerar al menos tres peligros naturales que se pueden relacionar con los vientos canalizados.

• Describir cómo varía la velocidad del viento en la canalización durante un episodio de viento canalizado.
• Describir el perfil de temperatura en la canalización durante un episodio de viento canalizado.
• Describir el perfil de presión en la canalización durante un episodio de viento canalizado.

• Describir las condiciones necesarias para el flujo geostrófico.
• Recordar que típicamente los vientos canalizados no son geostróficos.
• Describir el origen de los gradientes de presión que ocurren en las zonas de canalización de los vientos.
• Recordar que la rarificación del aire fresco en los niveles inferiores en la salida de una canalización puede aumentar el gradiente de presión en la zona de canalización.
• Recordar que el calentamiento adiabático de los vientos que fluyen cuesta abajo puede aumentar el gradiente de presión en la zona de canalización.

• Describir de forma cualitativa cómo las variaciones en los factores siguientes afectan la velocidad del viento en una zona de canalización:
  • gradiente de presión
  • rugosidad de superficie
  • longitud de la zona de canalización
  • temperatura
• Describir la resolución horizontal que requiere un modelo de mesoescala para pronosticar con precisión el flujo a través de una zona de canalización.

Descripción general » ¿Qué son los vientos canalizados?

Los vientos canalizados son vientos en niveles bajos asociados con canalizaciones o depresiones en el terreno. Los vientos canalizados pueden abarcar entre cientos de metros y más de 150 km a lo ancho y, en circunstancias particulares, pueden estar relacionados con vientos fuertes superiores a 50 nudos.

Normalmente, estos vientos son poco profundos y cubren entre cientos y pocos miles de metros de la superficie, pero presentan fuertes cambios de intensidad, o cizalladura, en sus límites superior y laterales.

Por lo general, los vientos canalizados son más intensos cuando se produce una fuerte caída de presión a través de la canalización, aunque existe una clase de viento canalizado que no depende de un gradiente de presión de este tipo.

Descripción general » ¿Por qué son importantes los vientos canalizados en los pronósticos militares?

Las operaciones aéreas y marítimas exigen información exacta sobre los vientos en los niveles bajos. En muchas regiones costeras existe terreno accidentado con canales capaces de producir vientos canalizados bien definidos. La importancia de estos vientos no se limita a la zona de canalización, ya que los efectos pueden extenderse a distancias de 10 a 150 km corriente abajo.

Los vientos canalizados pueden alcanzar intensidades de 35 a 110 km/h (20 a 60 nudos) y son capaces de afectar fuertemente las operaciones militares, produciendo fuertes cortantes del viento en los límites superior y laterales del flujo canalizado que pueden provocar turbulencia entre moderada y severa para las aeronaves. Por supuesto que los vientos canalizados pueden también ser un factor muy importante en las regiones alejadas de la costa, ya que son capaces de generar vientos intensos corriente abajo de desfiladeros, canales y pasos en la topografía.

Descripción general » ¿Qué va a aprender de esta lección?

Esta lección le permitirá comprender a nivel básico por qué ocurren los vientos canalizados, sus estructuras típicas y cómo las condiciones de gran escala o sinópticas controlan la intensidad y el alcance de los vientos canalizados. La disponibilidad de nuevos instrumentos de percepción remota y sistemas de modelado numérico de alta resolución nos permite comprender mucho mejor las estructuras y el desarrollo de los flujos canalizados. No solo le presentaremos esta nueva información, sino que cuestionaremos algunas ideas anticuadas, algunas de las cuales aún se presentan en libros de texto, que son incorrectas o incompletas, como la antigua analogía del embudo o el efecto Venturi.

Aprenderá sobre varios flujos canalizados importantes que ocurren en las regiones costeras de diferentes partes del mundo, pero prestaremos particular atención a dos casos de viento canalizado ampliamente documentados, uno en el estrecho de Juan de Fuca y el otro en la garganta del río Columbia. Presentaremos algunas técnicas básicas para evaluar y predecir los flujos canalizados y también estudiaremos las capacidades y limitaciones de la generación actual de modelos de mesoescala para simular los vientos canalizados de forma realista. Cuando termine de estudiar esta lección debería contar con los conocimientos suficientes para diagnosticar y pronosticar flujos canalizados en diferentes partes del mundo, y podrá usarlos para comprender lo que dichos flujos implican para las decisiones operativas.

Principios básicos » Efecto Venturi » El efecto Venturi o «de embudo»

En algunos libros de texto de introducción a la meteorología y en el «conocimiento popular», los vientos canalizados se explican por medio del efecto Venturi o «de embudo», de acuerdo con el cual los vientos más intensos ocurren en zonas de estrangulamiento. Aunque los efectos de embudo pueden afectar la velocidad del viento, por lo general los vientos más intensos no ocurren en la zona más estrecha de una canalización, sino en la región de salida. Además, parece que otros mecanismos son factores mucho más importantes para modular la velocidad del viento en y cerca de las zonas de canalización de vientos.

Considere una zona de canalización simple, un paso que atraviesa una cordillera a nivel del mar, como en esta figura. Vamos a suponer la existencia de una tapa rígida justo debajo de la cresta de las montañas que no permite que el flujo pase por encima de la sierra. En este escenario, todo el aire que se aproxime a la barrera montañosa puede atravesar la barrera en un único lugar: el paso entre las montañas.

Esta figura presenta la situación de un flujo relativamente débil que se aproxima a la entrada del paso desde el este. Debido a la conservación de masa, a medida que el aire fluye por la angostura, debe acelerar, produciendo los vientos más intensos en el punto más estrecho.

En otras palabras, la cantidad de aire que atraviesa la región angosta de este paso a alta velocidad es equivalente a la cantidad de aire que se aproxima desde el este a menor velocidad. A medida que el aire pasa por la angostura y alcanza la región de salida del paso, donde el área de la sección transversal es mayor, los vientos pierden velocidad.

El principio de Bernoulli indica que la presión más baja debería producirse en la zona de estrangulamiento, y que el aire debería acelerar de la zona de presión alta a la de presión baja en el este de la angostura y desacelerar corriente abajo de la zona de estrangulamiento a medida que atraviesa de la baja a la alta presión.

Aunque físicamente es plausible, el mecanismo de Venturi no parece coincidir con la mayoría de las situaciones reales de viento canalizado, en las cuales los vientos más intensos suelen producirse en la región de salida de la canalización, y no en la sección más angosta del estrangulamiento.

El modelo de embudo falla por varios motivos. En primer lugar, en el mundo real no existe una tapa rígida arriba del flujo canalizado. A medida que el aire se aproxima a la región de canalización, la profundidad del aire (que a menudo es relativamente frío y denso) suele aumentar debido a los efectos de bloqueo de la topografía circundante. El aumento en la profundidad del aire frío y denso arriba y al este de la barrera contribuye a aumentar la presión alrededor y a barlovento del centro de la canalización. Posteriormente, el viento tiende a perder intensidad a medida que se aproxima a la canalización.

En segundo lugar, el rápido ensanchamiento en la región de salida de la canalización provoca la distribución horizontal del flujo y su rápida rarificación. Esta rarificación del aire en los niveles inferiores reduce la presión, lo cual contribuye a la formación de un gradiente de presión en la región de salida. Por consiguiente, los vientos aceleran sobre la región de salida.

Principios básicos » Efecto Venturi » El papel de los gradientes de presión de escala sinóptica

Otro factor que tiende a producir el flujo más intenso en la región de salida de la canalización es que con frecuencia existe un gradiente de presión de escala sinóptica a través de la región de estrangulamiento. Por ejemplo, puede haber una zona sinóptica de alta presión en un lado y una depresión que se aproxima del otro, lo cual produciría un fuerte gradiente de presión a través de la barrera. Tales gradientes de presión producen una aceleración de la alta a la baja presión que continúa a lo largo de la canalización y tiende a generar el flujo más intenso en la región de salida.

Los efectos Venturi también se ven atenuados por la compleja naturaleza tridimensional de los flujos de aire en las regiones de canalización reales. A menudo el aire no se desplaza simplemente en sentido horizontal hacia la salida desde la región corriente arriba, sino que puede fluir hacia el paso desde varias direcciones distintas y diferentes niveles a lo largo de la canalización. Por eso los argumentos simples basados en la conservación de masa suponiendo que la canalización es un sistema cerrado pueden ser engañosos o incorrectos.

Principios básicos » Efecto Venturi » Condiciones en las cuales predomina el efecto Venturi

Aunque a menudo el efecto Venturi no es el mecanismo predominante en canalizaciones de mesoescala de 10 a 100 km de ancho, puede ser un factor muy importante en pasos de pequeña escala, en los cuales los efectos de los gradientes de presión de mayor escala o de los cambios de altura del aire frío cerca de la superficie resultan menos importantes. Estas canalizaciones de pequeña escala típicamente son del orden de unos pocos kilómetros de longitud o menos.

El aumento en la intensidad del viento que percibimos al atravesar un paso de montaña a pie o al pasar entre dos edificios en una ciudad son formas muy comunes de experimentar el efecto de embudo.

Un buen ejemplo de un fuerte flujo canalizado asociado a una abertura del terreno de pequeña escala es el paso de Nuuanu Pali que corta la estrecha pero empinada sierra de Koolau en la región oriental de Oahu, en Hawái. Cuando los alisios que soplan del noreste a entre 20 y 40 km/h atraviesan este paso, a menudo los vientos alcanzan velocidades de 80 km/h cerca del punto más estrecho. Las guías advierten que conviene sujetar bien cualquier objeto que pueda irse volando en esta zona de vientos fuertes.

Principios básicos » Presión, viento y topografía » Relación entre presión y viento, con y sin accidentes topográficos

Típicamente, los vientos canalizados son fuertemente ageostróficos, de modo que el flujo acelera en la dirección del gradiente de presión, de la alta a la baja presión. En comparación, en el flujo geostrófico los vientos se dirigen en sentido paralelo a las isobaras y, por tanto, se desplazan en sentido perpendicular al gradiente de presión. En esta sección estudiaremos los vientos geostróficos y ageostróficos, y explicaremos por qué los vientos en las regiones de canalización tienden a ser ageostróficos.

Principios básicos » Presión, viento y topografía » El caso más sencillo: flujo geostrófico

Es conveniente considerar en primer lugar la relación que existe entre la presión al nivel del mar y los vientos de superficie en ausencia de accidentes topográficos y fricción. Como enseñan la mayoría de los libros de texto básicos, en ausencia de relieve o de fricción se espera que los vientos de superficie sean geostróficos y que fluyan en sentido paralelo a las isobaras con una intensidad proporcional al gradiente de presión. Cuando los vientos son geostróficos, existe un equilibrio entre la fuerza del gradiente de presión, que se dirige hacia la región de presión más baja, y la fuerza de Coriolis, que se dirige hacia la derecha respecto del movimiento, en el hemisferio norte, y hacia la izquierda, en el hemisferio sur.

En realidad, el flujo geostrófico también exige más que la simple ausencia de fricción: también requiere (1) que los campos de presión y de vientos no cambien rápidamente con el tiempo y (2) que las trayectorias del aire no sean muy curvas. En situaciones de rápido desarrollo no hay suficiente tiempo para que los vientos se ajusten a los campos de presión, de modo que resulta imposible lograr el balance geostrófico. En flujos muy curvos, especialmente cuando hay vientos fuertes, la fuerza centrífuga también puede llegar a ser un factor importante. No obstante, dado que por lo general los flujos de gran escala se desarrollan despacio y los flujos curvos y rápidos son poco comunes, buena parte de la atmósfera por encima de la capa límite de superficie en latitudes de más de 10° es aproximadamente geostrófica. Sobre los océanos, que son relativamente lisos en condiciones neutrales o inestables, a menudo el flujo geostrófico constituye una buena aproximación.

Principios básicos » Presión, viento y topografía » Agreguemos la fricción superficial

Cerca de la superficie, otra fuerza suele ser importante: el arrastre, rozamiento o fricción superficial. Esto significa que en la atmósfera inferior se debe establecer un equilibrio entre tres factores: la fricción, la fuerza de Coriolis y la fuerza del gradiente de presión. El resultado es la reducción de la velocidad del viento por debajo del valor geostrófico, de modo que el viento sopla a un ángulo que atraviesa las isobaras hacia la zona de presiones más bajas.

El efecto del arrastre de superficie depende de la rugosidad de la superficie y de la estabilidad vertical del aire en la atmósfera inferior. Las superficies más rugosas, como las colinas, las zonas arboladas y los edificios altos, producen un mayor grado de arrastre, vientos menos intensos y ángulos más inclinados hacia las isobaras. Sobre las superficies más lisas, como el océano u otros cuerpos de agua, los vientos se aproximan más al estado geostrófico.

La estabilidad vertical puede ser otro factor importante. Por ejemplo, en situaciones inestables o poco estables, como cuando una masa de aire frío pasa sobre aguas calientes, hay suficiente mezcla vertical de aire nuevo, desde arriba en la atmósfera, que no ha desacelerado e induce a que los vientos de superficie sean más geostróficos. A la inversa, en situaciones estables la falta de mezcla produce la concentración de los efectos de arrastre en una capa poco profunda cerca de la superficie, lo cual causa un mayor grado de desaceleración del aire cerca de la superficie.

Principios básicos » Presión, viento y topografía » Efecto del terreno en los vientos de niveles bajos

Las barreras topográficas grandes, como las cordilleras, producen efectos profundos en los vientos de niveles bajos y alteran enormemente la relación entre la presión y el viento. Para que se produzca el balance geostrófico, las parcelas de aire necesitan suficiente tiempo y espacio para ajustarse al campo de presión de escala sinóptica. La presencia de una cordillera que obstruye el flujo impide los ajustes de este tipo.

Considere la situación ilustrada en la figura, en la cual un gradiente de presión de escala sinóptica está orientado con las isobaras perpendiculares a la barrera. La atmósfera es estable, de modo que el aire tiende a dar la vuelta alrededor de las montañas en lugar de pasar por encima de ellas. Si suponemos condiciones relativamente ideales e ignoramos los efectos de la fricción superficial y la fuerza centrífuga, el flujo lejos de las montañas será geostrófico, con los vientos paralelos a las isobaras. Cerca de la barrera montañosa este flujo del oeste no es posible debido a los efectos de bloqueo del terreno. En su lugar, el flujo tiende a seguir un rumbo paralelo a la barrera, desde la alta hacia la baja presión. ¿A qué distancia antes de la barrera se ven afectados los vientos por el terreno? Esta distancia, que se conoce como el radio de deformación de Rossby, varía de 100 a 200 kilómetros.

Principios básicos » Presión, viento y topografía » Isobaras paralelas a las montañas

Es también interesante considerar la situación que se presenta cuando las isobaras son paralelas respecto de una barrera montañosa, como en esta figura. En este caso, los vientos geostróficos son posibles incluso cerca del accidente topográfico, porque los efectos de bloqueo de las montañas no entran en juego.

En el mundo real las situaciones que se producen son una mezcla entre las dos orientaciones extremas y el gradiente de presión se orienta en un ángulo entre perpendicular y paralelo respecto de la barrera montañosa.

Principios básicos » Vientos en canalizaciones planas » Mecanismos asociados con los vientos en canalizaciones casi planas

En terreno montañoso, es frecuente que la anchura de la canalización sea menor que el radio de Rossby de 100 a 200 kilómetros. Por tanto, en estos casos los vientos a lo largo de la canalización no están en balance geostrófico con el gradiente de presión que existe más adelante en la canalización. Es decir, cuando un paso o un desfiladero mide menos de 100 a 200 km de anchura, el aire se desplaza por la canalización hacia la presión más baja.

Esto significa que si sabemos cómo varía la presión a lo largo de la canalización podemos determinar la dirección de los vientos canalizados y hacernos una idea de la magnitud del flujo. En términos generales, cuanto más fuerte el gradiente de presión a lo largo de una canalización, tanto más fuertes los flujos canalizados que produce. En situaciones no geostróficas como estas, la fuerza de Coriolis, cuyos efectos tardan horas en sentirse, no es eficaz para equilibrar la fuerza del gradiente de presión, y los vientos pueden acelerar enormemente, ya que la fricción es el único agente que actúa para frenarlos.

Los gradientes de presión que impulsan los vientos canalizados tienen dos orígenes principales: (1) los gradientes de presión asociados con las estructuras de escala sinóptica o regional y (2) los gradientes de presión en o cerca de la canalización asociados con los cambios rápidos en la profundidad del aire frío en los niveles inferiores.

Principios básicos » Vientos en canalizaciones planas » Gradientes de presión de escala sinóptica

Con frecuencia, los gradientes de presión a través de una canalización están asociados con estructuras de escala sinóptica. Por ejemplo, si hay un anticiclón en un lado de una canalización y en el otro lado se acerca o se desarrolla una depresión o un ciclón, puede producirse un fuerte gradiente de presión a través de la canalización.

Aunque menos intensos, pueden surgir gradientes de presión considerables en una canalización cuando una región de alta o baja presión se le aproxima o se desarrolla en uno de sus lados.

Independientemente de su origen, los gradientes de presión de escala sinóptica a través de una canalización tienden a generar los vientos más intensos en la región de salida, en el lado donde la presión es baja, porque los vientos pueden acelerar siguiendo el gradiente por toda la longitud de la canalización.

Principios básicos » Vientos en canalizaciones planas » Gradientes de presión producidos por cambios en la profundidad del aire frío: efectos hidráulicos

En muchos casos, la barrera en la cual existe la canalización separa una masa de aire fresco presente en un lado de la barrera de una masa de aire más cálido en el otro. La presión en la superficie es mayor en el lado del aire frío, porque el aire frío, que es más denso, contribuye a aumentar la presión en los niveles bajos.

En la mayoría de los casos, la capa de aire frío es relativamente poco profunda, entre 500 y 2000 metros, y se halla debajo de aire caliente. El resultado es una inversión, es decir, la existencia de una capa estable encima de la masa de aire frío en la superficie. Por lo general, la inversión no alcanza el nivel de la cresta de las montañas, de modo que el aire frío solo puede escapar a través de la canalización. De no ser así, el aire frío podría simplemente pasar por encima de la barrera.

Una vez que el aire denso y frío atraviesa la canalización, se extiende lateralmente en la región de salida, donde el paso se abre en poca distancia. Debido a la conservación de masa, al expandirse hacia los lados el aire frío debe volverse menos denso. Como la presión en la superficie depende de la profundidad del aire denso y frío, la rápida rarificación de la capa de aire frío en la región de salida de la canalización provoca una fuerte pérdida de presión. A su vez, este gradiente de presión contribuye a la aceleración del flujo canalizado en los niveles bajos en la región de salida. Como la pérdida de presión del aire denso y frío es similar a lo que ocurre con una capa de agua que sale de un embalse, tales aceleraciones se conocen como efectos hidráulicos.

Esto significa que los gradientes de presión de escala sinóptica e hidráulicos tienden a producir los vientos más intensos en la región de salida de la canalización, no en las regiones más angostas de la sección central. De hecho, la acumulación de aire denso y frío en el lado a barlovento de la barrera produce una cuña o dorsal de mesoescala que tiende a disminuir la velocidad del aire que entra en la canalización. Como ya mencionamos antes, por lo general el efecto Venturi o de embudo, que provoca la aceleración del viento en un estrechamiento, no es el mecanismo predominante en las canalizaciones de mesoescala, cuya anchura abarca desde unos pocos hasta varias decenas de kilómetros, aunque sí pueden ser importantes en el caso de las canalizaciones menores, en las cuales un flujo intenso pasa por un estrechamiento. Algunas canalizaciones contienen una serie de puntos donde se vuelven más o menos estrechas. A menudo, estas variaciones se reflejan en la profundidad del aire frío y en el campo de viento, y los vientos aceleran en y justo después de los estrechamientos. Sin embargo, los vientos más intensos casi siempre se registran en e inmediatamente corriente abajo de la salida final de la canalización.

Principios básicos » Canalizaciones con pendientes o en pasos de montaña » Canalizaciones con pendientes o en pasos de montaña

Hasta ahora solo hemos considerado la naturaleza de canalizaciones esencialmente planas que presentan cambios de elevación menores, del orden de unos cientos de metros como máximo. Estos pasos esencialmente planos nos permiten ilustrar varios de los elementos clave del flujo canalizado representativos de muchas canalizaciones costeras que pueden ser de interés en las operaciones marítimas.

Por supuesto que en la mayoría de las barreras montañosas también existen canalizaciones a mayor altura, como pasos y barrancos, muchas de las cuales presentan cambios sustanciales de elevación. Dadas las condiciones adecuadas, los vientos pueden acelerar cuesta abajo en el lado de sotavento de la barrera montañosa, y la intensidad y ubicación de estos vientos de ladera descendentes se ven fuertemente afectadas por las aberturas o canalizaciones en la barrera. Por lo tanto, a la hora de pronosticar estos vientos es importante tener cierto grado de comprensión de la compleja relación que existe entre los efectos de canalización y de montaña.

Principios básicos » Canalizaciones con pendientes o en pasos de montaña » Aceleración de vientos de ladera descendentes y canalizaciones

Cuando las condiciones son adecuadas, después de pasar por encima de una barrera montañosa el aire puede acelerar al desplazarse cuesta abajo. Los eventos de aceleración a sotavento más intensos, que producen tormentas de viento al descender por las laderas, son capaces de generar vientos de más de 180 km/h que pueden causar daños importantes, pérdida de vida y condiciones peligrosas para las operaciones aéreas.

Aunque hay ejemplos de tormentas de viento de ladera descendente en muchas partes del mundo, veremos tres ejemplos clásicos: la bora que baja del noreste y afecta a la costa adriática de Italia, Eslovenia y Croacia, los vientos dañinos que ocurren al este de la Cordillera Frontal de Colorado y los vientos de Enumclaw, en el estado de Washington.

Principios básicos » Canalizaciones con pendientes o en pasos de montaña » Ondas de montaña

Las ondas de montaña pueden producir un tren de nubes de onda corriente abajo de una barrera orográfica. Estas estructuras son ondas de gravedad atmosféricas que se forman cuando un flujo relativamente fuerte y estable se acerca a una cresta orográfica bajo condiciones que atrapan la energía de las ondas de modo que quede confinada a la atmósfera inferior.

Cuando se dan las condiciones adecuadas, las ondas a sotavento de las montañas pueden amplificarse de modo que el flujo desciende y acelera a lo largo de la ladera de sotavento de la barrera. En términos generales, esta aceleración cuesta abajo es más evidente cuando el flujo intenso se aproxima a una barrera y hay una capa estable (por ejemplo, una inversión o un nivel isotérmico) o un nivel crítico (donde el viento vira) cerca o justo encima de la cresta de la barrera.

Principios básicos » Canalizaciones con pendientes o en pasos de montaña » La bora

Una estructura relacionada es la bora, que ocurre cuando una capa de aire denso y frío en el lado de barlovento de una barrera se vuelve lo suficientemente profunda para sobrepasar la cresta. En estas condiciones, el viento acelera conforme baja por la ladera de sotavento.

Encontrará una descripción detallada de la compleja física de las tormentas de viento de ladera descendente en el módulo de COMET titulado Ondas de montaña y vientos de ladera descendentes (https://www.meted.ucar.edu/training_module.php?id=490).

Principios básicos » Canalizaciones con pendientes o en pasos de montaña » El paso de Stampede

Con frecuencia existen fuertes interacciones entre las canalizaciones y las tormentas provocadas por vientos de ladera descendentes, con elementos de ambos evidentes a la vez. Por ejemplo, una separación en una barrera puede permitir que el aire frío pase de forma preferencial por ciertas secciones de una cresta de montaña y luego acelere cuesta abajo hacia las planicies. Este fenómeno es evidente en la cordillera de las Cascadas, en el estado de Washington, donde existe una canalización de mesoescala conocida como el paso de Stampede que facilita el movimiento del aire a través de la cordillera.

Principios básicos » Canalizaciones con pendientes o en pasos de montaña » Tormenta de viento en Enumclaw

Cuando se produce una alta presión al este de las Cascadas, puede formarse un fuerte gradiente de presión de este a oeste a través de la barrera. Además, el flujo puede incluir un componente sustancial hacia el oeste cerca del nivel de la cresta. El aire frío de los niveles inferiores empuja hasta pasar por encima de las montañas a través del paso de Stampede, de nivel de mesoescala.

A medida que el flujo acelera al bajar por la ladera occidental de las Cascadas, azota la ciudad de Enumclaw y sus alrededores con vientos que en los episodios más intensos pueden alcanzar velocidades en exceso de 180 km/h. En esta zona todos los años se producen vientos del este entre 90 y 130 km/h. Por lo general, estos vientos están localizados en una estrecha banda de unos 25 km de ancho que se extiende hacia la bahía de Puget, en Seattle.

El flujo a través del paso de Stampede comparte una serie de características con los flujos que se observan en muchos otros lugares. Las abruptas fronteras del flujo canalizado o de ladera descendente y su capacidad de mantener su integridad a decenas de kilómetros corriente abajo de la canalización son características que se observan en muchos lugares del mundo.

Puede producirse un fenómeno interesante cuando el aire pasa por encima de una barrera a la vez que atraviesa un paso en el medio. El aire que baja (subsidencia) en el lado de sotavento de la barrera se calienta adiabáticamente a medida que la presión más alta lo comprime, lo cual causa la caída de la presión al nivel del mar en el lado de sotavento.

En el lado de barlovento de la barrera, el aire frío puede quedar atrapado y profundizarse a medida que el terreno lo bloquea, produciendo una dorsal de presión de mesoescala a barlovento. Las vaguadas a sotavento y las dorsales a barlovento pueden aumentar el gradiente de presión a través de una barrera y, por consiguiente, intensificar el viento canalizado por el terreno.

Principios básicos » Otros factores atmosféricos » Vientos canalizados y otros factores atmosféricos

Hasta ahora hemos subrayado la importancia de las canalizaciones como agentes productores de vientos intensos, especialmente en la región de salida. Si bien en la mayoría de los casos el viento es probablemente la característica clave de los episodios de vientos canalizados, hay otros parámetros meteorológicos que pueden verse fuertemente afectados.

Por ejemplo, en el caso de las canalizaciones en zonas costeras, a menudo la región de salida de los vientos canalizados está asociada con aire frío y seco del interior que produce un fuerte contraste con el aire marino más templado sobre las aguas costeras y mar adentro. Cerca de las regiones de salida de estas canalizaciones, las temperaturas del aire en los niveles inferiores pueden ser de 5 a 10 °C menores que en las regiones adyacentes, y en la estación fría pueden producir variaciones en el tipo de precipitación asociada con los vientos canalizados. Dependiendo de la estructura de la temperatura en altura, las temperaturas en y justo fuera de la canalización pueden producir lluvia helada o nieve, mientras que corriente abajo, fuera de la zona de influencia de la canalización, cae principalmente lluvia.

Principios básicos » Otros factores atmosféricos » La garganta del río Columbia

La garganta del río Columbia, que marca la frontera entre los estados de Washington y Oregón en EE.UU., ofrece un excelente ejemplo de los posibles efectos de los vientos canalizados en el tipo de precipitación.

La cordillera de las Cascadas actúa como una barrera que impide el movimiento hacia el oeste del aire frío continental proveniente del interior, y la garganta del río Columbia es una canalización casi al nivel del mar a través de las montañas. En invierno, el aire frío de la regiones orientales de Washington y Oregón se desplaza hacia el oeste a través de la garganta, pasando por la ciudad de Portland y la región norte del valle de Willamette.

Cuando un sistema del Pacífico y la nubosidad y la precipitación asociadas se acercan a la costa, el flujo canalizado aumenta a medida que se acumula una diferencia de presión a través de la garganta. A menudo estos sistemas del Pacífico son relativamente cálidos, con niveles de congelamiento altos (1000 a 2500 metros), y traen lluvia a la mayor parte de los estados de Oregón y Washington.

Principios básicos » Otros factores atmosféricos » Efectos del aire frío

No obstante, a menudo el flujo canalizado en la garganta está asociado con aire de menos de 0 °C que puede extenderse hasta algunos miles de metros sobre el nivel del mar. La lluvia que cae a través de este aire a temperatura de congelamiento se sobreenfría y se congela inmediatamente al entrar en contacto con una superficie.

Esta lluvia helada o engelante puede crear condiciones peligrosas para el tránsito y provocar engelamiento fuerte en las aeronaves que llegan y salen de Portland. Se han observado eventos similares de lluvia helada en y cerca de canalizaciones costeras en muchas partes del mundo.

Principios básicos » Otros factores atmosféricos » Efectos del aire seco

A menudo, las corrientes que salen de las montañas costeras son relativamente secas, porque la región de origen es el interior continental. Tal desecamiento se acentúa cuando el flujo canalizado desciende de un altiplano interior de cierta altura. Los flujos canalizados de aire poco húmedo pueden desempeñar un papel importante en términos de iniciar o mantener la nieve en situaciones marginales, ya que la evaporación de la precipitación puede ser un importante mecanismo de enfriamiento.

En los meses de verano y otoño tales flujos canalizados secos pueden estar asociados a fuerte riesgo de incendio, porque presentan una combinación de vientos intensos y humedad baja. Un ejemplo conocido de estas condiciones son los vientos fuertes que bajan por las laderas occidentales de las montañas de la costa de California, como los vientos de Santa Ana. Estos vientos descendentes suelen ser más intensos entre pasos de montaña, donde avivan los incendios descontrolados y dificultan el manejo de camiones de carga grandes.

Principios básicos » Otros factores atmosféricos » Estabilidad y nubes

Los efectos de temperatura asociados con los flujos canalizados tienden reducirse rápidamente con la distancia de la canalización, especialmente cuando un flujo canalizado frío pasa sobre aguas cálidas. El crecimiento de los cúmulos demuestra que el movimiento de aire frío sobre aguas cálidas produce un grado considerable de inestabilidad vertical que calienta sustancialmente la atmósfera inferior dentro de unos 150 km (~100 millas) de la canalización.

Diagnóstico y predicción

Como ya observamos, los vientos canalizados en zonas casi planas están fuertemente relacionados con el gradiente de presión (o la diferencia de presión) que existe en la superficie a lo largo de la canalización. La dirección del viento es relativamente fácil de determinar, ya que los vientos tienden a soplar en sentido paralelo al eje de la canalización y desde la alta hacia la baja presión, generando velocidades aproximadamente proporcionales a la diferencia de presión con los vientos más intensos en la región de salida.

Aunque estos conceptos son útiles, es preciso ir más allá para poder estimar o predecir de forma cuantitativa la velocidad de los vientos canalizados. En esta sección describiremos algunos enfoques con diferentes grados de complejidad para estimar la velocidad de los vientos canalizados.

Diagnóstico y predicción » Modelos simples de diagnóstico » Relaciones simples de diagnóstico

La relación más simple del flujo del viento canalizado es una forma de la ecuación de Bernoulli que se deriva suponiendo un flujo sin fricción que está en equilibrio dinámico dentro de una canalización de elevación constante. La ecuación relaciona la aceleración a través de una canalización con la diferencia de presión a medida que se avanza por la canalización.

Esta ecuación permite calcular las diferencias de velocidad del viento en diferentes puntos de la canalización para distintos valores de diferencia de presión:

Por ejemplo, supongamos que la velocidad del viento en la entrada de la canalización es de 5 m/s (~10 nudos). Luego supongamos una presión en la entrada de 1010 hPa y una presión en la salida de 1000 hPa. Finalmente, asignemos un valor de 1,2 kg/m³ a la densidad del aire.

Esto implica una caída de presión de 10 hPa a través de la canalización.

Para que la ecuación dé resultados correctos, las unidades deben ser coherentes, de modo que necesitamos convertir los valores a Pascales, para lo cual multiplicamos los 10 hPa por 100, para obtener 1000 Pascales.

Ahora podemos resolver la ecuación:

El resultado muestra que el viento acelerará a 41 metros por segundo en la salida de la canalización, ¡casi 150 kilómetros por hora!

Diagnóstico y predicción » Modelos simples de diagnóstico » Velocidad del viento en cualquier punto a lo largo de una canalización

Esta forma alternativa de la misma ecuación permite calcular la velocidad del viento en cualquier lugar a lo largo de la canalización si se conoce la velocidad del viento inicial y la diferencia de presión entre la entrada y el punto de interés.

Diagnóstico y predicción » Modelos simples de diagnóstico » Velocidad del viento con fricción

La ecuación simple de Bernoulli suele sobreestimar la aceleración del viento en las canalizaciones. La fricción es una causa importante de la discrepancia entre las velocidades del viento observadas y calculadas. De hecho, existen dos tipos de arrastre importantes para los flujos canalizados: la fricción superficial provocada por el rozamiento con los elementos de superficie y el arrastre causado por la mezcla de aire en el límite superior del flujo del viento canalizado. Para obtener un cálculo aproximado más exacto de la velocidad del viento podemos agregar un término que tiene en cuenta la fricción o arrastre.

Esta gráfica ilustra la utilidad de estas formas de la ecuación de Bernoulli. La línea roja representa la velocidad del viento en el estrecho de Juan de Fuca medida desde la aeronave de investigación NOAA P3 por Overland y Walter el 21 de febrero de 1980. La línea azul muestra la velocidad del viento calculada con el gradiente de presión observado a lo largo de la canalización y la ecuación simple de Bernoulli sin fricción. Claramente, los vientos canalizados calculados sin fricción son exagerados. La segunda ecuación, que incluye la fricción (línea morada), produce una estimación de la velocidad del viento que se acerca a la realidad.

Diagnóstico y predicción » Modelos simples de diagnóstico » Calculadora de vientos canalizados

Hemos creado una calculadora que permite calcular fácilmente la velocidad del viento en diferentes puntos a lo largo de una canalización. Esta calculadora puede generar la velocidad del viento con y sin fricción, y también permite modificar otras condiciones iniciales.

En la práctica, estas ecuaciones de Bernoulli pueden servir como herramientas de diagnóstico o de pronóstico operativo si se utilizan con los gradientes de presión observados o los gradientes de presión producidos por los modelos numéricos de escala sinóptica, como NOGAPS.

Diagnóstico y predicción » Modelos de alta resolución » Modelos numéricos de alta resolución

Como veremos, los modelos de mesoescala de alta resolución como COAMPS y MM5 son capaces de diagnosticar y pronosticar flujos de vientos canalizados de forma realista SI cuentan con una resolución horizontal y vertical suficiente Y SI ADEMÁS se manejan correctamente las condiciones de gran escala. Por lo tanto, para evaluar el grado de utilidad de los pronósticos de un modelo de mesoescala en una situación de flujo canalizado debemos contestar estas dos preguntas clave:

1. ¿Está bien pronosticado el flujo de escala sinóptica?

2. ¿Es adecuada la resolución horizontal o vertical del modelo?

Diagnóstico y predicción » Modelos de alta resolución » ¿Está bien pronosticado el flujo de escala sinóptica?

Siempre que contemplemos usar el pronóstico generado por un modelo de mesoescala de alta resolución, ya sea para vientos canalizados o para cualquier otro aspecto, debemos evaluar el grado de realismo del pronóstico del modelo de escala sinóptica. Un modelo de alta resolución es como un rifle de alta potencia: si apuntamos en la dirección correcta puede ser muy exacto, pero si apuntamos mal resulta prácticamente inútil, excepto por su valor educativo.

De hecho, un pronóstico de mesoescala de mala calidad puede ser peor que inútil si muestra detalles impresionantes que inspiran un grado excesivo de confianza en una solución incorrecta. Un pronóstico exacto de escala sinóptica asegura la «buena puntería» del modelo y, dados un grado de resolución suficiente y parámetros físicos correctos, puede llegar a deducir los detalles a nivel local correctamente.

En pocas palabras, el primer paso para usar el pronóstico de flujo canalizado generado por un modelo de alta resolución consiste en verificar la exactitud del pronóstico de escala mayor, tanto en términos de estructura y desarrollo temporal. Si solo detectamos un error relacionado con el momento en que ocurrirá el evento, podemos tratar de hacer las correcciones temporales necesarias para que el detalle del modelo de mesoescala nos ayude a generar un mejor pronóstico.

Diagnóstico y predicción » La garganta del río Columbia » Simulación del modelo MM5

Este análisis permite apreciar que los modelos de mesoescala son capaces de simular los flujos canalizados, siempre y cuando cuenten con la resolución adecuada. En este caso, el modelo necesitaba un espaciado de malla de 1 a 2 kilómetros para representar con exactitud los detalles del flujo dentro de los 10 kilómetros de anchura de la garganta del río Columbia. A la resolución operativa típica de 12 kilómetros, el modelo muestra una modesta aceleración del viento a través de la garganta. Por lo tanto, para pronosticar este flujo canalizado es preciso reconocer las condiciones que llevan a la formación de vientos intensos en función de la climatología local.

Diagnóstico y predicción » Los vientos del paso de Stampede » Simulación del modelo MM5 de los vientos en el paso de Stampede

Los modelos de alta resolución también parecen ser capaces de manejar las tormentas de viento de ladera descendiente y sus interacciones con las canalizaciones en las barrera montañosas.

A modo de ejemplo consideraremos un pronóstico de mesoescala del modelo MM5 de una tormenta de viento canalizado/de ladera descendente que azotó la ciudad de Enumclaw y las zonas adyacentes en el lado occidental de la cordillera de las Cascadas, en el estado de Washington.

Esta figura muestra dos dominios (espaciados de malla de 9 y 3 km), ambos anidados en un dominio mucho más amplio de 27 km. Observe que hay dos pasos en las Cascadas, siendo el más importante el de Stampede (ubicado más al sur).

Diagnóstico y predicción » Los vientos del paso de Stampede » El viento y la p. n. m.

Esta figura muestra los vientos y los campos de presión a nivel del mar para el pronóstico de 24 horas con una resolución de 3 km. Se observan dos bandas de vientos intensos, cada una a sotavento de un importante paso de nivel de moesoescala en la barrera.

Los vientos más intensos no se encuentran en los pasos, en las elevaciones altas, sino a sotavento, a lo largo de las laderas inferiores, producto de la aceleración generada por la subsidencia del flujo que baja por las laderas. Tanto la distribución como la magnitud de los vientos coinciden bastante bien con las observaciones de superficie.

Diagnóstico y predicción » Los vientos del paso de Stampede » El viento y la temperatura potencial

Esta sección vertical a través de la zona del paso de Stampede muestra las estructuras de temperatura potencial y viento a través de la barrera. Las áreas sombreadas destacan las regiones con los vientos más fuertes. Observe que los vientos más intensos ocurren a lo largo de las últimas laderas de sotavento, a medida que el aire desciende rápidamente hacia el nivel del mar.

Los modelos de predicción numérica de alta resolución prometen transformarse en una herramienta esencial para pronosticar los flujos de viento canalizado. No obstante, solo podemos obtener pronósticos locales realistas si se ha pronosticado correctamente el flujo de escala sinóptica. Nuestras conclusiones sobre los efectos de la resolución se pueden aplicar a otros modelos de mesoescala (como COAMPS) y a otras regiones del mundo.

Zonas de calma a sotavento de las islas » Vientos canalizados sin aceleración de gradiente de presión: regiones abiertas y a sotavento de las islas

Un aspecto importante de las explicaciones y los ejemplos anteriores de flujos canalizados es la aceleración del viento en la zona de canalización, ya sea plana o con pendiente. La aceleración del flujo canalizado, que suele estar relacionada con un gradiente de presión a lo largo del eje de la canalización, puede producir vientos muy intensos de importancia para las operaciones marítimas y aéreas.

No obstante, cualquier discusión completa de los flujos de viento canalizado debe incluir otro tipo de flujo canalizado, en el cual las aceleraciones a través de la zona de canalización son menores. Tales vientos canalizados a menudo ocurren en relación con cadenas de islas montañosas separadas por extensiones considerables de agua sin obstáculos.

A sotavento de las islas normalmente hay vientos flojos por decenas y hasta centenares de kilómetros, en una zona que podemos denominar zona de calma a sotavento. Esencialmente, los efectos de bloqueo de las montañas y el mayor rozamiento producido por la superficie de las islas (en comparación con el agua) aflojan el viento a sotavento de las islas. Sin embargo, en las regiones de canalización los vientos quedan prácticamente sin cambiar y conservan su intensidad.

Zonas de calma a sotavento de las islas » Ejemplo en Japón

Las islas del Japón ofrecen un excelente ejemplo de tales vientos canalizados y zonas de calma a sotavento. Esta figura muestra los vientos de superficie a sotavento del Japón derivados a partir de los datos del generador de imágenes por microondas del TRMM (TRMM Microwave Imager, TMI) superpuestos a un mapa topográfico.

En términos geográficos, el Japón está constituido por una cadena de volcanes que incluye montañas altas como el Fujiyama separadas por pasajes abiertos de anchura considerable. A sotavento de dichas zonas abiertas encontramos vientos intensos, mientras que a sotavento de las zonas montañosas principales encontramos vientos débiles.

Zonas de calma a sotavento de las islas » Ejemplo en Alaska

Esta imagen de vientos del noroeste que se acercan a la península de Alaska brinda otro ejemplo, incluso más dramático e instructivo. De forma similar a lo que ocurre en el Japón, la península de Alaska comprende una cadena de volcanes separados por zonas abiertas bajas.

Al norte de la península, en el lado de barlovento, los vientos son relativamente uniformes y fuertes a lo largo de una región muy ancha. En el lado de sotavento, al sur, el viento varía enormemente, con vientos muy flojos a sotavento de la topografía alta y vientos intensos a sotavento de las áreas abiertas. Las zonas de calma se extienden a decenas de kilómetros a sotavento de las islas, y en algunos casos a más de cien kilómetros de distancia de ellas.

Otros ejemplos » El estrecho de Juan de Fuca » Caso de estudio detallado: el estrecho de Juan de Fuca en Washington, EE.UU.

Una zona de canalización de vientos que ha sido objeto de mucho estudio es el estrecho de Juan de Fuca, un paso a nivel del mar entre el océano Pacífico y la bahía de Puget. La zona del estrecho comprende varias instalaciones importantes de la Armada de EE.UU., como la Base Naval de la Isla Whidbey, la base de submarinos de Bangor, el puerto de Everett y las dársenas de Bremerton.

El estrecho de Juan de Fuca, que mide aproximadamente 100 kilómetros de largo y 20 de ancho, es una canalización a nivel del mar entre las montañas de la isla de Vancouver, que miden entre 900 y 1200 m de altura, y los Montes Olímpicos al sur, que son incluso más altos.

La región de salida del estrecho es notoria por sus fuertes vientos del este. Por ejemplo, el estudio realizado por Reed en 1931 señaló que en la isla Tatoosh, ubicada en el extremo occidental del estrecho, se registraron 200 instancias de vientos del este con velocidades superiores a 65 km/h (36 nudos) en un período de 5 años. Dada la combinación de un fuerte gradiente de presión asociado a altas presiones sobre tierra firme con una vaguada sobre las aguas del océano, los vientos del este en la región occidental del estrecho pueden alcanzar fácilmente velocidades de 90 a 130 km/h (50 a 70 nudos).

Otros ejemplos » El estrecho de Juan de Fuca » Observaciones de superficie

El 9 de diciembre de 1995, el avión P3 de la NOAA que realizaba el experimento especial de campo COAST atravesó el estrecho de Juan de Fuca durante un episodio de vientos del este de intensidad moderada para estudiar el flujo en el estrecho.

Esta figura muestra un análisis de los datos obtenidos por el avión P3 y otros recursos de observación, así como un análisis de la presión al nivel del mar. Se observa la existencia de un gradiente de presión a través del estrecho, con la presión más alta en el este. El viento parece acelerar hasta alcanzar una velocidad aproximada de 65 km/h (35 nudos) en la región de salida del estrecho.

Otros ejemplos » El estrecho de Juan de Fuca » Observaciones aéreas

El radar Doppler a bordo del avión NOAA P3 permitió «dibujar» los vientos en el interior del estrecho de Juan de Fuca. Estas pestañas muestran los resultados obtenidos para cuatro niveles distintos. Los colores más cálidos indican las velocidades de vientos más altas (en m/s). Como muestran los diferentes tonos de color, los vientos más intensos, con velocidades mayores que 21 m/s (42 nudos), se detectaron en la región de salida, a una altura de 100 metros. Los vientos canalizados son muy poco profundos: a una altura de 1100 metros el flujo del este se ha debilitado mucho.

• 100 m
• 300 m
• 700 m
• 1100 m

Otros ejemplos » El estrecho de Juan de Fuca » Sección vertical

Esta sección vertical de los vientos a lo largo del estrecho de Juan de Fuca también es muy informativa. Observe como la zona de flujo acelerado del este se vuelve más profunda a lo largo del estrecho, y como la velocidad del viento disminuye inmediatamente después de que el aire pasa por el estrecho. Los vientos más intensos se encuentran cerca de la superficie, donde colapsa en altura la zona de intenso flujo del este, al oeste de la marca de 50 km en la gráfica.

Otros ejemplos » El estrecho de Juan de Fuca » Simulación del modelo MM5

Para evaluar la medida en que un pronóstico generado por un modelo de mesoescala de alta resolución puede reproducir el campo de viento observado en el estrecho, ejecutamos la versión 5 del modelo de mesoescala (MM5) de Pennsylvania State/NCAR con una malla de 1,33 km. A continuación se muestra un ejemplo del campo de viento de un ciclo de ejecución del modelo, válido a las 1700 UTC del 9 de diciembre de 1995. Al igual que en las observaciones, la salida del modelo en el nivel de 100 y 300 metros presenta los vientos más intensos justo después de la región de salida al oeste del estrecho, y el debilitamiento considerable de los vientos del este a una altura de 1100 metros.

• 100 m
• 300 m
• 700 m
• 1100 m

Otros ejemplos » América Central: los vientos tehuanos » Geografía del paso de Chivela

El paso de Chivela es una zona de canalización de vientos que atraviesa la Sierra Madre, en México, y produce efectos atmosféricos y oceanográficos importantes.

El paso mide aproximadamente 220 kilómetros de largo y 40 de ancho, y su altitud máxima alcanza tan solo 250 metros. A través de este paso, el aire proveniente de la bahía de Campeche, en el sur del golfo de México, llega al golfo de Tehuantepec, en el océano Pacífico.

Otros ejemplos » América Central: los vientos tehuanos » Régimen sinóptico

En invierno, cuando los sistemas fríos de alta presión se desplazan hacia el sur a lo largo de la vertiente oriental de la montañas Rocosas y de la Sierra Madre, se puede formar un fuerte gradiente de presión a través del paso de Chivela.

Esto produce fuertes vientos del norte inmediatamente a sotavento del paso que se conocen como vientos tehuanos. Los tehuanos pueden alcanzar velocidades de 35 a 70 km/h (20 a 40 nudos) y en casos extremos llegan a generar ráfagas en exceso de 185 km/h (100 nudos).

Esta figura ilustra la evolución de estos vientos asociada con el ciclón del 13 de marzo de 1993 que llegó a denominarse la «tormenta del siglo». Las altas presiones avanzaron hacia el sur al este de las montañas Rocosas y la Sierra Madre, produciendo un fuerte gradiente de presión entre el golfo de México y el océano Pacífico oriental.

Otros ejemplos » América Central: los vientos tehuanos » Perspectiva satelital

El flujo canalizado que se produjo a través del paso de Chivela sopló hasta el golfo de Tehuantepec, donde se expandió al extenderse hacia el sur. En la imagen satelital se observa una delgada línea de convección (una cuerda de nubes) que marca el borde delantero del flujo canalizado.

Observe las calles de nubes convectivas sobre el Golfo de México producidas por el aire frío que pasó sobre las aguas calientes, y las nubes más bien estratiformes en el lado de barlovento de la Sierra Madre, producto de un flujo ascendente.

Otros ejemplos » América Central: los vientos tehuanos » Simulación del modelo MM5

El modelo de mesoescala de alta resolución parece ser capaz de simular en forma realista el desarrollo de los vientos tehuanos. Los pronósticos de 3 y 15 horas del episodio de vientos tehuanos del 13 de marzo de 1993 se generaron ejecutando el modelo MM5 con un espaciado de malla horizontal de 6,67 kilómetros.

Como muestra la figura, el modelo pronosticó que el flujo canalizado del norte alcanzaría velocidades de 90 km/h (50 nudos) después de atravesar el paso de Chivela hasta el océano Pacífico. Observe que los vientos más intensos pronosticados por el modelo se encuentran a sotavento (al sur) del paso, sobre el océano, y que el aire más frío y la presión más alta coinciden con los vientos más intensos. La presión más alta en el centro del flujo de salida del paso causó la dispersión de los fuertes vientos en un patrón de abanico.

Otros ejemplos » América Central: los vientos tehuanos » Vientos del dispersómetro y TSM

A menudo, los vientos tehuanos y otros flujos canalizados de mayor escala son evidentes en las mediciones del viento obtenidas por dispersemetría satelital. Tales mediciones se obtienen relacionando la velocidad y la dirección del viento con la radiación de microondas dispersada por la superficie del mar.

Los vientos tehuanos y otros flujos canalizados atmosféricos intensos y persistentes afectan fuertemente las aguas superficiales de las regiones costeras del océano. Los vientos fuertes que soplan a través de los pasos de montaña en América Central, como el paso de Chivela, en México, pueden alcanzar velocidades sostenidas de 55 a 70 km/h (30 a 40 nudos) durante períodos de 5 a 7 días. Estos vientos intensos producen una fuerte mezcla de las aguas en la superficie del océano que puede traer a la superficie agua más fría de zonas más profundas del océano y ocasionar un enfriamiento de la superficie de 4 a 8 °C.

Esta figura muestra los vientos y las temperaturas de la superficie del mar (TSM) detectados por dispersómetro durante el episodio de vientos tehuanos del 18 de febrero de 1997. Observe que las TSM más bajas coinciden con los flujos canalizados. Es interesante observar que un viento tehuano fuerte y persistente puede crear olas que se propagan como oleaje hacia el sur hasta alcanzar las Galápagos, a casi 1500 kilómetros de distancia.

El Laboratorio de Investigación Naval (Naval Research Laboratory, NRL) ofrece un tutorial detallado en inglés sobre los vientos tehuanos que incluye la aplicación de imágenes satelitales del TRMM y SSM/I en las observación de estos fuertes vientos canalizados: http://www.nrlmry.navy.mil/sat_training/world_wind_regimes/tehantepecer/index.html.

Otros ejemplos » Estrecho de Gibraltar » Estrecho de Gibraltar

El estrecho de Gibraltar, que constituye la entrada occidental al mar Mediterráneo, está frecuentemente asociado con vientos canalizados intensos que producen mares peligrosos, especialmente cuando soplan contra la marea y la corriente.

Como permite apreciar el mapa, el estrecho de Gibraltar, un angosto paso a nivel del mar que mide unos 15 kilómetros de ancho y 55 de largo, está rodeado de accidentes topográficos que alcanzan varios miles de metros de altura.

Otros ejemplos » Estrecho de Gibraltar » p. n. m.

El viento canalizado más pronunciado a través del estrecho de Gibraltar, que proviene del este, se conoce como levante y es capaz de producir vientos de 35 a 70 km/h (20 a 40 nudos) en el estrecho y al oeste del mismo.

El análisis de la presión al nivel del mar para las 1200 UTC del 25 de agosto de 1981 muestra la clásica configuración sinóptica. Un sistema de alta presión sobre el Mediterráneo occidental coincide con un sistema de presión más baja al oeste de Gibraltar. El movimiento descendente que acompaña estas condiciones anticiclónicas a menudo provoca la formación de una inversión a pocos miles de metros de altura sobre la superficie. Esta inversión crea una capa vertical estable que contiene el aire en los niveles inferiores y produce un mayor grado de bloqueo topográfico a la vez que intensifica el flujo canalizado.

Existe un fuerte gradiente de presión horizontal sobre el estrecho, y en su interior los vientos aceleran de las altas a las bajas presiones. Bajo estas circunstancias, los vientos pueden pasar de ser casi calmos en el Mediterráneo occidental hasta tener fuerza de galerna en el lado del Atlántico. Es importante notar que los vientos más intensos no se observan en el medio del estrecho, como sería lógico esperar si el mecanismo de embudo predominara, sino que se producen en su lado occidental e inmediatamente a sotavento, al oeste. El levante es más frecuente durante la estación cálida, entre mayo y octubre.

Otros ejemplos » Estrecho de Gibraltar » Perspectiva satelital: destello solar

Esta imagen en el canal visible tomada por un satélite polar ofrece una excelente ilustración de la distribución de los vientos canalizados por el estrecho de Gibraltar bajo un régimen de viento del este. La imagen fue tomada por el satélite NOAA-6 a las 0858 UTC del 25 de agosto de 1981 en un momento en que se producía destello solar, es decir, el reflejo de los rayos solares sobre la superficie del agua, sobre la región de Gibraltar.

Observe la región triangular oscura que se extiende hacia el oeste desde el estrecho. El tono oscuro se debe a la turbulencia provocada en la superficie por los fuertes vientos canalizados de Gibraltar, la cual reduce en gran medida la cantidad de luz que se refleja de vuelta hacia el satélite. Los tonos más oscuros, que coinciden con los vientos más intensos, se hallan al oeste del estrecho y se extienden aproximadamente cien kilómetros hacia el oeste.

Esta imagen también ilustra claramente por qué los flujos canalizados que genera el estrecho de Gibraltar son tan excepcionales: el terreno que circunda el Mediterráneo occidental forma una cuenca topográfica en la cual el estrecho es la única salida en los niveles bajos.

Otros ejemplos » Estrecho de Hinlopen » Estrecho de Hinlopen, cerca de Spitsbergen

Encontramos un ejemplo de un flujo canalizado en latitudes altas en el estrecho de Hinlopen, que media entre Spitsbergen y Nordaustlandet. Sandvik y Furevik estudiaron los flujos canalizados que se producen a través del estrecho de Hinlopen bajo regímenes provenientes del sur. En su estudio utilizaron imágenes del radar de apertura sintética, que muestra los vientos de superficie, y simulaciones del modelo MM5 de alta resolución.

Otros ejemplos » Estrecho de Hinlopen » Trayectorias de los vientos

Con una malla de 6 km, las trayectorias pronosticadas por el modelo para el período de 18 horas a partir de la 1200 UTC del 14 de agosto de 1996 muestran la desviación del flujo alrededor de la topografía sustancial de Spitsbergen y Norauslandet. Buena parte de ese flujo pasa por el estrecho de Hinlopen.

Otros ejemplos » Estrecho de Hinlopen » Vector viento

Esta figura muestra los vectores y la velocidad del viento durante el mismo período. Corriente arriba del estrecho de Hinlopen los vientos son muy flojos, hasta 4 m/s, (8 nudos). El viento acelera al atravesar el estrecho y alcanza su velocidad máxima en la región de salida de la canalización. Los vientos intensos se extienden a decenas de kilómetros corriente abajo en una banda relativamente estrecha.

Otros ejemplos » Estrecho de Hinlopen » Sección vertical

Esta sección vertical de la velocidad del viento permite entender la naturaleza de la aceleración a lo largo del estrecho de Hinlopen. Observe cómo la profundidad del flujo, indicada por los vientos más intensos, disminuye, y cómo el viento se intensifica más adelante en la canalización. Los vientos más intensos ocurren a una altura aproximada de 150 metros en la región de salida del estrecho.

Resumen

Estos son algunos de los conceptos clave que debería recordar:

1. En las canalizaciones de mesoescala, por lo general los vientos fluyen desde la alta hacia la baja presión, no paralelos a las isobaras y, por tanto, son fuertemente ageostróficos.

2. El mecanismo más importante en la producción de flujos canalizados intensos es la aceleración del aire a medida que se desplaza desde la alta hacia la baja presión. Por lo tanto, la intensidad de los flujos canalizados suele ser proporcional al gradiente de presión (o la disminución de presión) a través de la canalización. Por lo general, los efectos de Venturi o de embudo no son el mecanismo predominante en las canalizaciones de mesoescala, aunque pueden ser importantes a nivel local.

3. Las diferencias de presión a través de una canalización se deben principalmente a dos factores: (1) gradientes de presión sinópticos tales como la presencia de un anticiclón en un lado y un centro de baja presión que se aproxima en el otro lado, y (2) cambios en la profundidad del aire frío en los niveles inferiores a través de la canalización.

4. En el caso de una cadena de montañas estrecha o de una serie de islas montañosas, puede producirse otro tipo de flujo canalizado. A sotavento de las montañas o islas encontramos vientos flojos detrás de la topografía elevada. Corriente abajo de la canalización se observan vientos fuertes, de forma similar a los que se notan a barlovento de la isla o cadena de montañas.

5. Típicamente, los vientos canalizados más fuertes ocurren en la región de salida de la canalización.

6. A menudo, las relaciones dinámicas simples tales como el balance entre la fuerza del gradiente de presión, el arrastre y la aceleración relacionan bastante bien la velocidad del viento canalizado y los gradientes de presión.

7. Los modelos numéricos de alta resolución son herramientas importantes para pronosticar los flujos de vientos canalizados, siempre y cuando el pronóstico de escala sinóptica sea realista.

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Enlaces

Página inicial sobre vientos de la NASA: http://winds.jpl.nasa.gov/

Vientos en la superficie oceánica: http://manati.orbit.nesdis.noaa.gov/doc/oceanwinds1.html

Productos QuikSCAT sobre vientos casi en tiempo real (vientos de superficie oceánica derivados del dispersómetro SeaWinds): http://manati.orbit.nesdis.noaa.gov/quikscat/

Imágenes compuestas regionales de velocidad del viento del NRL: http://www.nrlmry.navy.mil/sat-bin/composite2.cgi

Portada del sitio del TRMM: http://trmm.gsfc.nasa.gov/

Tutoriales del NRL:

• El mistral en el Mediterráneo
• Vientos tehuanos
• Vientos en Vietnam

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