Brisas de ladera ascendentes y descendentes

Brisas de ladera ascendentes y descendentes

Las brisas de ladera ascendentes (anabáticas) y descendentes (catabáticas) son componentes de un patrón local y diurno de circulación del viento en las zonas montañosas que se observa con frecuencia en las pendientes de las montañas. El desarrollo de estas brisas se ve favorecido bajo condiciones de gradiente de presión débil en la escala sinóptica. Los principales problemas relacionados con las brisas de ladera que hay que considerar en el pronóstico son vientos racheados en superficie y condiciones levemente turbulentas sobre regiones extensas, convección en las cumbres durante el día y niebla de valle por la noche.

La formación e intensidad de las brisas de ladera ascendentes y descendentes depende del contraste en la temperatura del suelo provocado por del calentamiento diurno y el enfriamiento nocturno. El calentamiento y enfriamiento se intensifican cuando el cielo está despejado y el suelo está seco. La orientación de la ladera de una montaña con respecto al Sol y a la dirección del flujo sinóptico predominante también influyen en la intensidad y el desarrollo de las brisas de valle y de montaña. Por ejemplo, en el hemisferio norte las brisas ascendentes tienden a ser más fuertes en la ladera sur de las montañas, mientras que en las laderas al norte los vientos tienden a ser más débiles o inexistentes. Por lo contrario, en el hemisferio sur las brisas ascendentes tienden a ser más fuertes sobre la ladera norte, y más débiles o inexistentes en la ladera sur.

Por la mañana

Normalmente, en las montañas los vientos anabáticos locales comienzan a soplar cuando el sol matutino calienta las laderas este y sur (hemisferio norte) o norte (hemisferio sur). El aire sobre las pendientes también se calienta y empieza a elevarse, lo cual provoca una brisa de ladera que sube por la montaña. Para compensar el aire ascendente, en el valle se produce subsidencia. Observe que los vientos catabáticos (descendentes) pueden seguir soplando durante bastante tiempo después del amanecer en las pendientes sombreadas al oeste de las montañas.

Disipación de nubosidad y niebla

Si temprano por la mañana hay nubosidad o niebla en el valle, típicamente la región central se disipa primero, como muestran estas imágenes. Esto se debe a la subsidencia que se crea en la zona central del valle para compensar el aire que se desplaza con el flujo anabático.

Después de mediodía

La brisa de ladera ascendente alcanza su intensidad máxima durante las horas de la tarde (entre 5 y 10 nudos o más, equivalente a 2,5 a 5 m/s, especialmente sobre la superficie) y puede contribuir al desarrollo de tormentas eléctricas. A menudo el calor de la superficie de la montaña junto con el momento vertical del frente de brisa de ladera ascendente es suficiente para que se formen cúmulos en las cimas y las crestas de las sierras. Si además contamos con un grado suficiente de inestabilidad atmosférica y humedad, a menudo este mecanismo permite que el aire ascendente atraviese la capa de inversión e inicie el primer evento convectivo del día en la región.

El viento de ladera ascendente persiste todo el día, a menos que lo interrumpa algún evento convectivo o la dispersión por mezcla en la vertical producto del calentamiento del valle. El viento se debilita a mediados de la tarde conforme el calentamiento solar disminuye.

Cuando cesa el calentamiento solar, se inicia el enfriamiento radiativo y al principio comienza a enfriarse el aire justo arriba del suelo. Por consiguiente, los vientos en superficie se debilitan o desaparecen del todo antes de que se debiliten los vientos situados más arriba, dentro de la capa límite. Gracias a este patrón, los vientos de ladera ascendentes dentro de la capa límite persisten durante varias horas después de que los vientos en superficie ya han desaparecido.

Al anochecer

Temprano por la noche la circulación se invierte. La ladera de la montaña pierde calor y el aire que está en contacto con ella se enfría y se vuelve más denso que el aire de la atmósfera que lo rodea, de modo que se desliza cuesta abajo de la montaña. Este movimiento provoca el ascenso del aire sobre el valle. Las brisas de ladera descendentes también se conocen como vientos catabáticos o vientos de montaña.

Por la noche

A lo largo de la noche, el valle sigue enfriándose y normalmente se produce una inversión de temperatura que desacopla la brisa descendente de los vientos sinópticos en altura. Esto puede llevar a la formación de niebla en el valle, especialmente si contiene fuentes locales de humedad, tales como ríos, arroyos o lagos.

Ejemplo

Esta animación muestra los efectos de los vientos que se forman en las pendientes de las montañas situadas en el norte de Colombia y Venezuela. Observe el desarrollo acelerado de cúmulos durante las últimas horas de la mañana, forzado por el flujo convergente que se desplaza cuesta arriba en las cumbres. Por la tarde, la convección se desarrolla hasta el punto de producir nubes tipo congestus y posiblemente tormentas débiles en el terreno más alto de la zona.

Nota: La mayor parte de la nubosidad sobre la región sur de las imágenes parece encontrarse en los niveles medios de la atmósfera y probablemente se trata de los vestigios de la actividad convectiva del día anterior.

Vientos valle arriba y valle abajo

Introducción

Los vientos valle arriba y valle abajo son parte importante del sistema tridimensional de circulaciones diurnas de valle y de montaña. La figura anterior ilustra las características generales asociadas a los vientos que soplan valle arriba durante el día y valle abajo durante la noche. Observe que los vientos valle arriba y valle abajo se superponen a los vientos de ladera que estudiamos en la sección anterior.

Las mismas condiciones ambientales que apoyan los vientos de ladera ascendentes y descendentes sustentan los vientos valle arriba y valle abajo. Al igual que los vientos de ladera, los vientos de valle alcanzan sus máxima intensidad cuando la atmósfera está despejada y hay vientos en calma en altura. Por el contrario, la existencia de vientos fuertes en altura puede suprimir las brisas valle arriba y valle abajo provocando la mezcla vertical y perturbando la capa de inversión.

Aunque los efectos de los vientos de valle y de ladera son más intensos en ausencia de fuertes forzamientos sinópticos, a menudo afectan considerablemente al flujo sinóptico existente, ya sea debilitándolo, intensificándolo o cambiándolo de dirección. Los efectos de los vientos de valle y de montaña también pueden modificar los patrones de vientos existentes en la mesoescala. Por ejemplo, cuando una zona montañosa se encuentra al lado de un cuerpo de agua de dimensiones considerables, el régimen de brisas de tierra y de mar interactúa con el régimen de brisas de valle y de montaña de varias maneras.

Entre las condiciones ambientales que pueden inhibir los vientos valle arriba podemos mencionar la humedad del suelo y el manto de nieve, que minimiza el calentamiento diurno de la superficie. Sin embargo, estas condiciones pueden, a su vez, fomentar la generación de vientos valle abajo por la noche.

Variación diurna

Al igual que los vientos de ladera, los vientos de valle presentan un marcado ciclo diurno. En un día normal, se puede observar una secuencia como la siguiente:

1. Las brisas de ladera ascendentes se forman justo después del amanecer (en las pendientes de los valles).
2. Los vientos valle arriba se forman más tarde en la mañana.
3. Las brisas de ladera descendentes se forman justo después del anochecer (en las pendientes de los valles).
4. Los vientos valle abajo se forman más tarde por la noche y continúan hasta poco después del amanecer.

Observe que los vientos de ladera continúan durante los episodios de viento de valle.

Transición de viento valle arriba a viento valle abajo

Esta animación de 24 horas del campo de vientos en los valles Tooele y Rush, localizados justo al oeste de Salt Lake City, en Utah (EE. UU.), muestra una serie de campos de viento compuestos observados en la zona en días de verano sin perturbaciones, con cielos entre despejados y parcialmente nublados. Observe el cambio gradual del flujo valle arriba a valle abajo y viceversa. En los valles más anchos y profundos, el cambio a viento valle arriba se produce más tarde en la mañana. En este caso, los cambios en la dirección del viento ocurren a eso de las

Distribución de los vientos

La profundidad de los vientos que soplan valle abajo está limitada por el nivel superior de la capa de inversión nocturna, cuyo espesor suele coincidir con la profundidad del valle mismo. Por lo general, las inversiones nocturnas en los valles son más fuertes y más profundas que en las planicies. Cuanto más profunda la capa de inversión, tanto más fuertes serán los vientos valle abajo. En otras palabras, cuanto más hondo el valle, tanto más profunda será la capa de inversión y, por tanto, más fuertes los vientos. Los vientos valle arriba y valle abajo pueden alcanzar velocidades de hasta 10 m/s. Típicamente, este valor máximo ocurre a una altura del 30 al 60 % de la profundidad total del valle.

El viento valle abajo más intenso suele observarse en la salida del valle, un efecto que se intensifica al máximo cuando el valle termina abruptamente en un cañón. Esto se debe a que los vientos valle abajo siguen acelerando hasta que el valle se abra. Cuando un valle se ensancha gradualmente, los vientos desaceleran conforme el flujo se desparrama en el valle y la capa de inversión se vuelve más delgada hacia la salida del valle.

Estrechamientos topográficos y estancamiento del aire frío

Los estrechamientos topográficos pueden debilitar el viento valle abajo y provocar el estancamiento del aire frío corriente arriba de la constricción. La acumulación de aire frío crea zonas en las que las temperaturas en la superficie son mucho más bajas de lo que sería el caso de no existir el estrechamiento.

Avalanchas de aire frío

Los derrames repentinos de aire frío de un altiplano hacia un valle constituyen vientos catabáticos que podemos denominar «avalanchas de aire frío». Estas avalanchas ocurren durante la noche, cuando el aire frío se acumula sobre un altiplano hasta que alcance un volumen crítico y caiga a modo de cascada por la pendiente. Estas avalanchas de aire pueden repetirse varias veces en el transcurso de una misma noche.

Resumen de los problemas de pronóstico

Las brisas de ladera ascendentes (vientos anabáticos) y descendentes (vientos catabáticos) tienden a ser bastante poco intensas y, por lo general, presentan pocos problemas para las operaciones, a menos que provoquen convección (durante el día) o niebla (durante la noche). Los vientos de valle, por otro lado, pueden ser muy fuertes en los valles profundos, por lo que afectan en forma directa a las operaciones aéreas. En ambos casos, recuerde que los efectos de los vientos de valle y de ladera pueden modificar considerablemente el flujo sinóptico prevaleciente. Esta página presenta un resumen de los retos de pronóstico, los factores importantes, los peligros relacionados y las herramientas que podemos usar para pronosticar los flujos de ladera y los vientos de valle.

Retos de pronóstico

• Anticipar la intensidad real de los vientos de valle y de ladera, así como la turbulencia asociada con los vientos
• Calcular el momento de inicio de la convección potencial sobre las cimas de las montañas
• Pronosticar la formación y la disipación de la niebla de valle por la noche
• Interpretar la salida de los modelos de mesoescala, que no es siempre útil para resolver características de pequeña escala

Factores importantes

• Características topográficas adyacentes a los valles y montañas
• Gradientes de presión y flujo sinóptico débiles (menos de 10 a 15 nudos, o 5 a 7,7 m/s), especialmente cerca de la superficie
• Cielo predominantemente despejado
  • Permite el calentamiento diurno de las laderas y un fuerte enfriamiento nocturno

La convección en las cumbres iniciada por una brisa de ladera ascendente se ve favorecida por:

• cielos despejados
• orientación de las laderas de las montañas hacia al este y hacia el sur (hemisferio norte) o hacia el este y hacia el norte (hemisferio sur)
• inestabilidad moderada
• suficiente humedad en los niveles inferiores

La niebla en los valles causada por una brisa de ladera descendente se ve favorecida por:

• cielos despejados
• capa de inversión nocturna
• fuentes locales de humedad

Peligros asociados

• Convección
  • Las brisas de ladera ascendentes pueden iniciar el desarrollo de tormentas eléctricas en las cumbres por la tarde
    • La convección inicial puede ser arrastrada a otro lugar y posteriormente los vientos en altura pueden iniciar el desarrollo de células convectivas
  • Anticipar ráfagas de viento cerca de la superficie, turbulencia, formación de hielo, así como descargas eléctricas, precipitación (incluso granizo pequeño), poca visibilidad y techos de nubes bajos
• Formación de hielo
  • Solo en presencia de convección muy profunda
  • Moderada a severa arriba del nivel de congelación
• Turbulencia
  • Leve a moderada cerca de la superficie alrededor de los frentes de brisa de ladera
  • Moderada a severa en las tormentas eléctricas
• Techo o altura de la base de las nubes inferior a 1000 metros (~3000 pies)
  • Con cúmulos y cumulonimbos: normalmente entre 600 y 1200 metros (2000 y 4000 pies) y reglas de vuelo visual marginal (Marginal Visual Flight Rules, MVFR) a visual (Visual Flight Rules, VFR)
  • Cuando el flujo de brisa de montaña provoca niebla de valle o estratos, la niebla se forma primero arriba de la base del valle y luego baja a la superficie
• Obstáculos a la visibilidad en superficie
  • Inferior a 3 km (2 millas) en las tormentas eléctricas
  • Baja drásticamente durante los episodios de niebla de valle producidos por el flujo de brisa de montaña
    • A la hora de pronosticar la disipación de la niebla de valle, cabe tomar en cuenta la orientación de las laderas y del valle respecto a la salida del sol
• Precipitación en superficie
  • Ocurre con la convección
• Vientos en superficie
  • El flujo de ladera ascendente predomina durante el día; el flujo de ladera descendente predomina por la noche
    • En general, por debajo de 15 nudos (~7,7 m/s); ciertos patrones meteorológicos en la gran escala pueden producir intensas brisas valle abajo que llegan a alcanzar los 50 nudos (~25,7 m/s)
    • Es posible observar vientos de 30 nudos (~15 m/s) o más cerca de las tormentas eléctricas
• Cizalladura del viento entre la superficie y 600 metros (2000 pies) sobre el nivel del suelo
  • Cizalladura direccional y por velocidad a través de los frentes de brisa y cerca de las tormentas eléctricas

Herramientas de pronóstico

• Datos de superficie
  • Revise siempre los datos de las estaciones de superficie y las redes de mesoescala locales estratégicas (si las hay) para vigilar la evolución y el desarrollo de la circulación de brisa de valle y de montaña.
  • Durante el día: vigile las tendencias de temperatura y punto de rocío en la superficie para estimar si se alcanzará la temperatura convectiva antes de la formación inicial de cúmulos, y cuándo.
  • Durante la noche: vigile las temperaturas, los puntos de rocío y los vientos en los valles para determinar la probabilidad de inicio de niebla.
• Datos en altura
  • Estudie los análisis de la atmósfera superior correspondientes a la altura de las cimas de montaña (por lo general, el nivel de 700 hPa o inferior) en busca de vientos en calma o vientos con dirección favorable al flujo en las cumbres.
• Sondeos y diagramas termodinámicos
  • Examine el gradiente vertical de temperatura e identifique la presencia y distribución de inestabilidad condicional en los alrededores de las características topográficas locales.
• Salida de los modelos numéricos
  • Fíjese en los pronósticos de los flujos en las cumbres (dirección y velocidad) en busca de vientos en calma o vientos con dirección local favorable.
  • Examine las tendencias de grado de inestabilidad condicional pronosticado por el modelo en los alrededores de las características topográficas locales.
  • Utilice los pronósticos de viento en la superficie del modelo de mesoescala para identificar los patrones de flujo local que pueden favorecer las circulaciones de brisas de valle y de montaña.
• Datos de satélites meteorológicos
  • Estudie secuencias de imágenes del canal visible (VIS) en busca de indicios de desarrollo de cúmulos en las cumbres.
  • Estudie secuencias de imágenes del canal infrarrojo (IR) con realce de color en busca de nubes frías que indiquen la existencia de células convectivas intensas.
  • Estudie secuencias de imágenes adecuadas (canal visible o de 3,9 micrómetros de día, diferencia de imágenes de los canales de 3,9 y 10,7 micrómetros por la noche) para observar el inicio, la extensión y la disipación de la niebla de valle.
• Radar NEXRAD
  • Si el radar local se encuentra cerca de estructuras montañosas de interés, examine las velocidades Doppler para obtener información sobre la velocidad y la dirección de los vientos locales.

Referencias bibliográficas

C. David Whiteman, C.D., Mountain Meteorology: Fundamentals and Applications. Oxford University Press, 2000, 355 págs.

Hindman, E.E., 1973: Air currents in a mountain valley deduced from the breakup of a stratus deck. MWR, 101, 195-200.

Stewart, J.Q., C.D. Whiteman, W.J. Steenburgh y X. Bian, 2001: A climatological study of thermally driven wind systems of the U.S. Intermountain West. Bull. Amer. Meteor. Soc., 83, 1233-1242.

Colaboradores

Las siguientes personas han contribuido a la producción de Forzamiento térmico de la circulación II: brisas de valle y de montaña.

SponsPatrocinadores de COMETors

• National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA)
• National Weather Service (NWS)
• Naval Meteorology and Oceanography Command (NMOC)
• Air Force Weather Agency (AFWA)
• National Environmental Satellite Data and Information Service (NESDIS)
• National Polar-orbiting Operational Environmental Satellite System (NPOESS)
• Meteorological Service of Canada (MSC)

Colaboradores del proyecto

Principales asesores científicos

• CDR Robert Kiser – Naval Meteorology and Oceanography Professional Development Center (NAVMETOCPRODEVCEN)
• Personal del cuartel general de AFWA/DNT 28th OWS Training Flight, Shaw AFB
• Kim Curry – Naval Pacific Meteorology and Oceanography Center - San Diego (NAVPACMETOCCEN)
• Dr. Thomas Lee – Naval Research Laboratory - Marine Meteorology Division (NRL-MMD)
• Dr. Wendell Nuss – Naval Postgraduate School

Director del proyecto/Meteorólogo del proyecto

• Dr. Doug Wesley – UCAR/COMET

Meteorólogos del proyecto

• Patrick Dills
• Matt Kelsch
• Wendy Schreiber-Abshire

Diseño instruccional/Diseño multimedia

• Dr. Alan Bol – UCAR/COMET
• Dr. Victoria Johnson – UCAR/COMET

Diseño de interfaz y gráficos/Diseño multimedia

• Steve Deyo – UCAR/COMET
• Heidi Godsil – UCAR/COMET

Narración

• Jonathon Heyl – UCAR/COMET

Producción de audio

• Seth Lamos – UCAR/COMET

Pruebas de software/Control de calidad

• Michael Smith – UCAR/COMET

Administración de derechos de autor

• Lorrie Fyffe – UCAR/COMET

Imagenes y fotografías cortesía de

• American Meteorological Society

Equipo de integración HTML de COMET, 2021

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

Personal de COMET, Septiembre 2007

Director

• Dr. Timothy Spangler

Subdirector

• Dr. Joe Lamos

Jefe de grupo de recursos meteorológicos

• Dr. Greg Byrd

Gerenta comercial/Supervisora administrativa

• Elizabeth Lessard

Administración

• Lorrie Fyffe
• Bonnie Slagel

Infografía/Diseño multimedia

• Steve Deyo
• Heidi Godsil
• Seth Lamos

Soporte de hardware/software y programación

• Steve Drake (Supervisor)
• Tim Alberta
• Carl Whitehurst

Diseño instruccional

• Patrick Parrish (Supervisor)
• Dr. Alan Bol
• Dr. Vickie Johnson
• Bruce Muller
• Dr. Sherwood Wang

Meteorólogos

• Dr. William Bua
• Richard Cianflone – NWS
• Patrick Dills
• Doug Drogurub (estudiante)
• Kevin Fuell
• Jonathan Heyl (estudiante)
• Dr. Stephen Jascourt
• Matthew Kelsch
• Dolores Kiessling
• Peter Lewis – MSC
• Anthony Mostek – NWS (Coordinador de Entrenamiento Satelital Nacional)
• Elizabeth Mulvihill Page – NWS
• Dr. Robert Rozumalski – NWS (Coordinador de SOO/SAC)
• Wendy Schreiber-Abshire
• Garry Toth – MSC
• Dr. Doug Wesley

Pruebas de software/Control de calidad

• Michael Smith (Coordinator)

Administración de sistemas

• Karl Hanzel
• James Hamm
• Max Parris

Traducción al español

• David Russi