Fenómenos locales violentos

Ciertos fenómenos meteorológicos frecuentes son demasiado pequeños para poderlos reconocer en los mapas sinópticos corrientes, aunque sus efectos sean, algunas veces, localmente importantes. En los post anteriores, ya se ha visto que los vientos locales entran en esta categoría. Pero también están incluidos en la misma fenómenos más violentos tales como las tormentas y los tornados.

En las próximas publicaciones se tratará de las características de los tipos más frecuentes de fuertes tormentas y de los procesos físicos que les están asociados.

Efecto Foëhn

Frecuentemente, sobre las pendientes septentrionales de los alpes sopla un viento cálido y seco cuyo nombre local es foëhn.

El proceso que lo provoca se manifiesta también en otros partes del mundo y los meteorólogos han adoptado este nombre local para designar de manera general los vientos cálidos y secos que se producen en otras regiones montañosas.

Cuando el aire en su movimiento encuentra una barrera montañosa, se ve obligado a elevarse y se enfría adiabáticamente. Si su humedad es suficiente, el vapor de agua puede condensarse en gotitas o, algunas veces, si la temperatura es baja y existen núcleos de congelación, formar cristales de hielo.

Durante la formación de la nube, el calor latente liberado compensa en parte el enfriamiento adiabático y el aire se enfría según la adiabática saturada (o nubosa) que es más débil. Esta liberación de calor latente constituye lo esencia del proceso que más tarde dará origen al foëhn.

De la nube orográfica que se forma a barlovento de la montaña, pueden caer precipitaciones en forma de lluvia o nieve. Estas precipitaciones reducen la cantidad de agua que queda en el aire que va a franquear las crestas. Este proceso es también esencial en la formación del foëhn.

Son pues, dos procesos importantes los que tienen lugar en el aire ascendente sobre la vertiente a barlovento de la montaña: la liberación del calor latente que es cedido al aire que asciende y la pérdida de agua en forma de gotitas o cristales de hielo que lo hacen mas seco de lo que estaba al principio.

Durante el descenso por la otra vertiente, el aire se recalienta por compresión adiabática. Las gotitas de agua que contiene la nube se evaporan y enfrían en el aire, compensando en parte el calentamiento adiabático. Este calentamiento, más lento, corresponde, pues, al adiabático saturado.

Pero una parte de las gotitas de agua que se formaron durante la ascendencia ha dejado ya el aire en forma de precipitación. Entonces las gotitas que quedaron se evaporan en un descenso más corto y por lo tanto la base de la nube está más alta a sotavento que a barlovento de la montaña.

Por debajo del nivel de la nube, el aire continúa descendiendo y se calienta rápidamente según la adiabática seca.

Al llegar al llano, el aire tiene una temperatura superior a la que tenía antes de franquear lo montaña. Esto es debido a que el calor latente correspondiente a las precipitaciones ha quedado en el aire, mientras que el agua precipitada quedó sobre la otra vertiente. El foëhn que llega a las últimas pendientes de la montaña es, pues, cálido y seco.

La siguiente imagen representa el mecanismo del foëhn. Se observará que la base de la nube a barlovento de la montaña es más baja. Conviene recordar que, para que el aire sea seco, es necesario que existan precipitaciones.

Para ver claramente cómo varía la temperatura en el curso de la formación del foëhn, véase un ejemplo: 

Supóngase que el aire se eleva a 3 km para franquear la cadena de montañas y que a barlovento la base de la nube está situado a 1 km sobre el nivel del llano. Supóngase también que se produce precipitación durante la ascendencia y que en consecuencia la base de la nube a sotavento se sitúa 1 km más alta que en la otro vertiente.

Suponiendo que la temperatura inicial del aire sea 20°c, que el enfriamiento adiabático seco sea de 10°c por km, que el enfriamiento adiabático nuboso o saturado sea de 6°c por km y que el calentamiento tanto en la ascendencia como en el descenso tenga el mismo valor. Se puede observar que la temperatura del aire se ha elevado como consecuencia de haber pasado sobre lo montaña.

No todos los vientos de montaña van acompañados de efecto foëhn. Cuando el aire es demasiado seco para que se forme una nube orográfica, sufre durante toda la subida una expansión adiabática seca. En el descenso, la compresión adiabática seca lo calienta exactamente igual que lo que se enfrió a la subida y por lo tanto recobra su temperatura inicial.

Si se forma una nube orográfica, pero sin precipitación, la base de la nube tiene la misma altura en las dos vertientes. Suponiendo que en la anterior imagen no se hubiera producido precipitación, el lector podrá determinar cómo varía la temperatura en el descenso.

También podrá comprobar que las variaciones de la temperatura son las mismas, aunque en sentido inverso, que las sufridas por el aire a la subida. La temperatura final del aire es igual a su temperatura inicial. No hay por lo tanto efecto foëhn.

Los vientos locales son los responsables de la mayoría de las particularidades de los climas en una determinada localidad donde la superficie de la tierra no sea uniforme. Sus efectos, a menudo, son muy marcados, particularmente cuando provienen de otros fenómenos meteorológicos.

Brisa de valle (viento anabático)

La brisa de valle resulta del proceso inverso del que provoca la brisa de montaña. Es un flujo de aire de velocidad moderada que sube por la pendiente de las montañas o de las colinas cuando el tiempo es cálido.

Con este tiempo, cuando el cielo está claro, las pendientes se calientan por radiación solar y la temperatura del suelo se hace más elevada que la del aire. El aire que esté en contacto con el suelo se calienta a su vez haciéndose más caliente que el que se encuentra al mismo nivel en la atmósfera libre.

Por lo tanto, el aire calentado, menos denso, tiende a elevarse y es reemplazado por el aire más frío y más denso que le rodea. Al elevarse a lo largo de la pendiente, el aire se expande y se enfrío. Si esta expansión fuese adiabática el movimiento se pararía, pero, en la realidad, al contacto con la pendiente caliente, se produce un aporte continuo de calor que compensa el enfriamiento.

En general, la brisa del valle es débil, aunque, en tiempo soleado, el gradiente de presión resultante de las diferencias de temperatura pueda ser elevado. En realidad, el aire ascendente tiene siempre tendencia a separarse de la pendiente para elevarse más rápidamente y formar movimientos de inestabilidad convectiva.

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.