Brisa de montaña (viento catabático)

En el transcurso de las noches claras, el aire se mueve a lo largo de las pendientes de las colinas o montañas y desciende a los valles donde continúa moviéndose hasta los llanos.

Este tipo de flujo se llama brisa de montara. Se establece durante la noche, cuando el suelo se enfría por radiación.

El aire en contacto con ese suelo frío se enfría a su vez y se vuelve mas denso que el aire que le rodea; entonces lo gravedad le obliga a descender por la pendiente del terreno.

En la siguiente imagen muestra cómo se establece la brisa de montaña. 

El enfriamiento radiativo durante la noche clara baja la temperatura del suelo. Por lo tanto, el aire en contacto con el suelo se enfría por conducción y se hace más denso que el aire en d en la atmósfera libre. Entonces, por gravedad, se establece un flujo de aire descendente a lo largo de la pendiente.

De esta forma, el aire se mueve hacia presiones más elevadas y, si se comprime adiabáticamente, se calienta y el movimiento cesa. De hecho, el aire permanece en contacto con el suelo frío y continúo perdiendo calor; por lo tanto, la compresión no es adiabática y el movimiento continúa.

En general, la brisa de montaña es bastante débil. Sin embargo, en ciertos casos, cuando la pendiente es fuerte y lisa, puede alcanzar una fuerza considerable. Esto es lo que ocurre cuando la superficie está cubierta de nieve o de hielo.

En caso de que las montañas estén próximas al mar, la brisa de montaña puede reforzar la brisa de tierra durante la noche provocando en el mar vientos de tierra muy fuertes.

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Brisa de mar

En las proximidades de las costas, frecuentemente al final de la mañana, se establece un viento que sopla del mar, alcanza su intensidad máxima al comienzo de la tarde, después disminuye progresivamente y cesa por la noche. La intensidad de esta brisa es mayor cuando el día es cálido, pero puede ser más floja cuando el cielo está nuboso. Este viento se llama brisa de mar.

La causa básica de este movimiento del aire es el diferente calentamiento de la superficie del mar y de las tierras causado por la radiación solar. Se había visto en otros posts que, en el transcurso del día, la temperatura de la superficie del mar no se eleva tan rápidamente como la de la superficie del suelo terrestre, y por lo tanto las capas de la atmósfera se hacen cada vez más calientes sobre la tierra que sobre el mar.

Diferencias de presiones

Que resultan por diferencias de calentamiento

El aire cálido sobre las tierras se dilata y tiende a elevarse. Una parte de este aire sobrepaso el limite superior de lo columna y penetra en la región situada sobre ella.

La presión al nivel del límite superior de la columna aumenta por esto se hace más grande que la presión al mismo nivel sobre el mar. El resultado es que el aire en altitud tiende a desplazarse hacia el límite superior de la columna fría.

Al nivel del mar, debido a la transferencia de aire en altitud, la presión sobre el mar se hace más grande que la presión sobre la tierra, es decir se establece una brisa de mar. La circulación se completa por un movimiento descendente del aire sobre el mar, para reemplazar el aire que va hacia la tierra.

En las latitudes superiores a 20°, aproximadamente, la fuerza de coriolis es suficiente para influir sensiblemente sobre la dirección de la brisa de mar cuando se establece lo circulación.

En los trópicos, los contrastes entre las temperaturas sobre el mar y sobre la tierra son muy marcados. También es muy grande la tendencia al desarrollo de la inestabilidad sobre las tierras excesivamente calentadas. Por lo tanto, la brisa de mar tiende a ser más fuerte en estas regiones. Cuando el aire situado sobre las tierras es húmedo e inestable, incluso se pueden formar tormentas después de que se establezca la brisa de mar.

En ciertas situaciones, el viento del gradiente a escala sinóptica puede tener dirección contraria a la brisa de mar y por tanto retrasa su formación pudiendo llegar incluso a impedir que alcance la costa. Por el contrario, si el viento del gradiente tiene aproximadamente la misma dirección que la brisa de mar, la velocidad del viento resultante será más grande.

Por otra parte, este viento resultante puede, algunas veces, tomar uno dirección intermedia entre la del viento del gradiente y la de la brisa de mar. 

Al comienzo de la tarde, las diferencias de temperatura aumentan y el gradiente de presión local entre tierra y mar se intensifica. El resultado es un incremento de velocidad de la brisa de mar. Por otro lado, también se hace mayor la correspondiente fuerza de coriolis y por lo tanto la brisa tiende a orientarse toda paralelamente a la costa.

Cerca de los grandes lagos, se produce un fenómeno análogo que provoca uno brisa de lago, a una escala menor, claro está, que la brisa de mar.

También los fenómenos de monzón son debidos a diferencias de calentamiento, pero a gran escala. No se trata de vientos locales, sino que se forman entre el océano y un continente entero. El monzón de la india y de otras regiones se forma de esta manera.

Vientos locales

La naturaleza de la superficie del globo es muy variable. En ella se encuentran océanos, desiertos, campos de nieve, bosques, lagos, estepas, ciudades, etc. En los continentes, la altitud varia de un punto a otro a causa de las colinas, los valles, las montañas.

En cualquier localidad, la naturaleza del flujo atmosférico está influida por las características de la superficie sobre la que discurre y por las variaciones de altitud de la superficie terrestre, en este capítulo se estudiarán algunos de estos efectos.

Efectos de partículas salinas

Los rociones se evaporan frecuentemente cuando han sido arrastrados en la atmósfera y cada una de las gotitas que se evapora deja como residuo una partícula de sal que puede, más tarde, servir de núcleo de condensación. Las partículas salinas son higroscópicas y el agua se condensa sobre ellas en ciertos casos cuando lo humedad relativa es del orden del 70%. Para una misma concentración de partículas, la sal marina es mucho más activa que el humo para provocar la formación de nieblas. La neblina resultante de la acción de la sal marina tiene un aspecto blanquecino.

Reducción de la visibilidad por polvo o arena

El viento puede levantar del suelo polvo o arena que pueden ser arrastrados hacia zonas altas. La altura que pueden alcanzar estas partículas depende de sus dimensiones y de las condiciones meteorológicas.

Cuando se reduce la visibilidad, menos de un kilómetro, el fenómeno se denomina, según el caso, tempestad de arena o tempestad de polvo. Una tempestad de arena está formada por partículas de arena bastante grandes que son demasiado pesadas para ser elevadas a mayor altura. Los granos de arena se elevan raramente por encima de 20 m o 30 m y no son arrastrados muy lejos de su lugar de origen.

Las tempestades de polvo están formadas por minúsculas partículas de polvo fino que, ocasionalmente, pueden ser transportadas a muchos kilómetros por encima de la superficie terrestre. Se necesita que haya un determinado número de condiciones favorables para que el polvo pueda ser arrastrado de esta manera y permanezca en suspensión en el aire.

Ante todo es necesario que el suelo esté seco y polvoriento. Se necesita también que el viento alcance al menos una velocidad moderada para que pueda desplazar el polvo. Finalmente, el aire debe ser inestable para que se produzcan movimientos verticales suficientes. Cuando la atmósfera es estable, la turbulencia creada por el viento está amortiguada y el polvo no se eleva sino algunos metros.

Las tempestades de polvo pueden ser duraderas y extensas o, por el contrario, producirse solamente en sitios asociados con ráfagas de pequeña importancia. A veces, se las observa cuando, siendo débil o nula la nubosidad, el suelo está sobre-calentado por el sol y en sus proximidades se establece un gradiente vertical muy elevado de temperatura.

El tipo más corriente de tempestad de polvo resulta de vientos fuertes que efectúan un largo recorrido sobre el desierto. Cuando la atmósfera es inestable estas tempestades de polvo pueden durar varias horas. Entonces la visibilidad puede estar reducida a algunos centenares de metros o, incluso, excepcionalmente, a algunas metros. Pueden persistir durante la noche, pero entonces son generalmente menos activas en razón de la disminución del gradiente vertical de temperatura.

Las pequeñas partículas de polvo arrastradas por las tempestades de polvo de diversos tipos se difunden progresivamente en toda la atmósfera. Algunas de estas partículas son demasiado pequeñas para caer por gravedad con una velocidad apreciable. Las masas de aire de origen desértico presentan un aspecto brumoso durante largo tiempo y no se tornan claras sino por acción de la lluvia o de la nieve a miles de kilómetros del lugar de origen del polvo.