Zonda

Patrones Nubosos en Imágenes de Satélite

Las ondas de montaña que acompañan a los eventos Zonda pueden ser identificadas por ciertas características distintivas. Estos rasgos se observan comúnmente en otras partes de mundo donde se desarrollan situaciones de viento muy fuerte (a sotavento de la montaña).

La característica más destacada de este fenómeno es la presencia de una zona muy seca a sotavento de la cordillera, asociada a movimiento descendente y calentamiento adiabático. Esta característica suele presentarse claramente en las imágenes satelitales de vapor de agua (WV), mientras que en las imágenes de los canales infrarrojo (IR) y visible (VIS) solamente aparece como una zona libre de nubes.

El ascenso forzado a barlovento genera un área de nubes sobre la montaña llamada "nube pared".

Ocasionalmente se desarrolla una serie de ondas atrapadas a sotavento que se extienden hacia el este de la cadena montañosa. Esta característica se puede ver en las imágenes IR y VIS solamente si hay suficiente humedad para la formación de nubes. Estas nubes suelen típicamente formar bandas largas y paralelas. La zona de descenso de las ondas a sotavento se puede apreciar en imágenes WV, aunque no haya formación de nubes. A veces se observa el polvo levantado por el viento en imágenes visible y compuestas RGB, indicando vientos intensos cerca de superficie.

Esquema para imágenes satelitales WV durante un evento de Zonda. 24 de Diciembre 2012/18:45 UTC - AQUA/MODIS Banda 27 (WV-6.715) imagen.

Esquema para imágenes VIS o de color verdadero durante un evento de Zonda. 24 de Diciembre 2012/18:45 UTC - AQUA/MODIS RGB 143 (color verdadero) imagen.

Ejemplos de imágenes GOES

Las siguientes imágenes GOES-13 muestran el evento Zonda del 19-20 de octubre 2013 que afectó las provincias de Mendoza y San Juan. Este evento fue acompañado de ráfagas de viento por encima de 70 km/h, se produjeron incendios y árboles caídos.

19 de Octubre 2013/20.00 UTC - imagen GOES 13 WV 6.5 19 de Octubre 2013/20.00 UTC - imagen GOES 13 IR 10.7

19 de Octubre 2013/20.00 UTC - imagen GOES 13 VIS 0.65 19 Octubre 06 UTC/ 20 Octubre 23:30 UTC secuencia animada - imagen GOES 13 WV 6.5

 

Revisión Teórica

Los eventos zonda son el resultado de ondas de montaña inducidas que producen situaciones de viento intenso y turbulencia. Estas ondas han sido ampliamente estudiadas con modelos numéricos en el pasado y se han desarrollado varias teorías para su explicación. Ciertas condiciones ambientales son favorables para el desarrollo de estas ondas. Es importante resaltar que dada la complejidad de la interacción entre ellas, diferentes combinaciones de parámetros llevan a diferentes resultados, sin embargo, las principales características ambientales comunes a la formación de ondas de montaña son las siguientes:

• Flujo casi perpendicular a la cadena montañosa en su tope, con velocidades mayores a los 15 m/s.
• Capa estable cerca del tope de la cadena montañosa a barlovento.
• Capa superior donde se invierte el flujo ("capa crítica").
• Gradiente de presión en niveles bajos que favorece que el flujo atraviese la montaña.

Este fenómeno de mesoescala está relacionado a la proximidad de un frente frío acompañado por una vaguada en el nivel superior, un fuerte flujo que atraviesa la montaña en niveles medios y depresiones que cruzan los Andes más al Sur.

Extensión espacial: generalmente confinado a la proximidad de las montañas.

Duración: desarrollo repentino, duración corta (unas pocas horas).

Intensidad: vientos máximos = 50 km/h, ráfagas = 100 km/h en casos severos.

Introducción

Los 3 principales mecanismos físicos que generan ondas de gran amplitud son:

1. Salto hidráulico
2. Ondas de montaña de gran amplitud y propagación vertical
3. Ondas de gran amplitud que rompen y capas críticas autoinducidas

1. Salto Hidráulico

Esta teoría asume flujo hidrostático de un fluido homogéneo limitado por una superficie libre que sobrepasa una barrera montañosa. Esta aproximación lleva a un balance entre la advección no lineal, las fuerzas del gradiente de presión causadas por cambios en el espesor del fluido y la fuerza gravitacional. Se puede demostrar que la contribución relativa de los dos primeros términos puede ser cuantificada usando el número de Froude (Fr²=U²/gD, donde U es la velocidad del fluido y D es su espesor), y que la advección siempre se opone a la fuerza del gradiente de presión.

Si Fr>1 (flujo supercrítico), la advección no lineal es más fuerte que la fuerza de presión, y el balance se alcanza cuando el flujo se acelera en la misma dirección que la fuerza gravitatoria. Esto hace que la parcela de fluido se desacelere a medida que asciende, convirtiendo la energía cinética (KE) en potencial (PE), y se acelere al descender, reconvirtiendo PE en KE.

Si Fr<1 (flujo subcrítico), el término de gradiente de presión domina y el balance es satisfecho cuando la parcela de fluido se acelera en dirección opuesta a la fuerza gravitacional. Esto es, aceleración en el ascenso - PE a KE como resultado de una caída en la superficie libre - y desaceleración en el descenso - KE a PE.

Si hay aceleración a lo largo de todo el camino sobrepasando la montaña, el flujo de aire sufre una transición de subcrítico a supercrítico, y se producen velocidades ladera abajo muy intensas. Esto se logra cuando hay suficiente aceleración durante el ascenso; por lo tanto, el flujo de aire eventualmente recupera las condiciones ambientales corriente abajo. Este proceso turbulento se denomina salto hidráulico. La alta velocidad es resultado de una continua conversión de energía potencial en energía cinética.

Esquema de: a) flujo supercrítico , b) flujo subcrítico y c) salto hidráulico. Adaptado de Durran (1986).

2. Ondas de montaña de propagación vertical

Cuando la troposfera está dividida en varias capas con estabilidad constante y cortante vertical de viento dentro de cada capa, las ondas hidrostáticas de pequeña amplitud pueden ser parcialmente reflejadas en la interface de las capas, resultando que las ondas se amplifican y cuando se alcanza la resonancia, se producen fuertes vientos (descendiendo por la ladera). Esta reflexión de energía depende de las características de cada capa, aunque una de las características más importantes, necesaria para la generación de ondas de gran amplitud y fuertes vientos descendentes, es la presencia de una capa estable cerca del tope de la cadena montañosa.

Este método reproduce un ambiente más realista que la teoría del salto hidráulico y los datos observados de los radiosondeos muestran directamente cuando las condiciones son favorables para el desarrollo de ondas de montaña.

3. Ondas de gran amplitud que rompen y capas críticas autoinducidas

Otro mecanismo que explica el viento intenso descendente está relacionado a la rotura de la onda y a la propagación descendente de energía.

Las ondas aumentan en amplitud considerablemente cuando hay un "vuelco" en las líneas de corriente (o isentrópicas). Estas regiones inestables (en las cuales la energía potencial disminuye cuando la altura aumenta) están caracterizadas por fuerte mezcla turbulenta y la inversión de la dirección del viento. La capa donde sucede esto se conoce como "capa crítica autoinducida", y la energía de la onda permanece atrapada por debajo, creando un ambiente favorable para ondas de gran amplitud.

La existencia de una capa crítica en el ambiente (entorno) puede también contribuir a la amplificación de la onda, y es una característica que puede ser diagnosticada usando datos de radiosondeo.

Este mecanismo explica la turbulencia en aire claro (CAT) sobre las montañas. También puede ser aplicado en el caso de montañas altas, a diferencia del caso hidrostático anterior, el cual es válido solamente para montañas más bajas.

Esquema de ondas de montaña en los Andes, mostrando la zona donde rompe la onda y la similitud con el salto hidráulico.

Ubicación Geográfica

La Cordillera de los Andes extratropical se extiende meridionalmente desde unos 25°S a 37°S, con un ancho variable de 200-300 km y pendientes pronunciadas en ambos lados. La altura varía latitudinalmente, y las elevaciones más altas se encuentran entre 32.5°S - 33.5°S, donde la altura media es de 4500 m; más hacia el sur la altura de los topes decrece hasta aproximadamente 2500 m.

Los eventos Zonda son más intensos donde las montañas son más altas y empinadas, esto ocurre más frecuentemente entre 30°S y 35°S, pero el fenómeno puede extenderse hacia el norte hasta unos 23°S. Más hacia el sur, los eventos de viento zonda son muy poco frecuentes.

Perfil latitudinal de los Andes entre 30°S y 37.5°S. De Viale (2011).

Variabilidad Estacional

Los eventos Zonda son más frecuentes en la zona de mayor altitud de la cordillera de los Andes, de Mayo a Noviembre, cuando las condiciones son más favorables para la propagación de vaguadas hacia latitudes bajas.

Frecuencia mensual de Zonda para las estaciones de San Juan (negro) y Mendoza (rojo). Adaptado de G. Rolón (1977).

 

Variables Características

Las siguientes variables son las más usadas para la identificación de eventos Zonda. Sin embargo, es importante tener en cuenta que una mejor resolución espacial (menor a 3 km) podría representar las características de menor escala del fenómeno de una manera más precisa.

• Altura geopotencial de los niveles de 1000 y 500 hPa: vaguada bien desarrollada al oeste de la cadena montañosa. Baja de superficie al sudeste de la barrera, cerca del extremo sur del continente.
• Altura geopotencial y velocidad de viento en 500 hPa: vaguada bien desarrollada en niveles medios y fuerte jet en altura al oeste de la cadena montañosa. Velocidad de viento zonal en 500 hPa (cerca de las cumbres de los Andes) generalmente mayores a 15 m/s.
• Temperatura potencial equivalente en 850 hPa: banda de nubes frontal relacionada a fuerte gradiente de temperatura potencial equivalente al sur de la región de ocurrencia de viento Zonda. El borde caliente del gradiente está cerca de la barrera en el área afectada por viento Zonda.
• Estabilidad: La estabilidad vertical y, particularmente, la presencia de capas estables corriente arriba de la altura de las cumbres, favorecen los eventos Zonda. Corriente abajo, una capa inestable de nivel bajo lleva al Zonda más cerca de la superficie. Una vez que el Zonda se ha desarrollado, se establece un gradiente adiabático seco y la troposfera se hace inestable.

Altura geopotencial de los niveles de 1000 y 500 hPa

28 de Agosto 2010/18 UTC - imagen GOES WV; Magenta: altura geopotencial en 1000hPa (mgp), cyan: altura geopotencial en 500hPa (mgp).

Altura geopotencial y velocidad del viento en 500 hPa

28 de Agosto 2010/18 UTC - imagen GOES WV; cyan: altura geopotencial en 500hPa (mgp), azul: intensidad del viento > 35 m/s.

Temperatura Potencial Equivalente en 850 hPa

28 de Agosto 2010/18 UTC - imagen GOES WV; magenta: temperatura potencial equivalente en 850 hPa (K) y viento (m/s).

Estabilidad

Típico perfil vertical de Temperatura y Temperatura de rocío durante un evento Zonda. 14 de Agosto 2009/12 UTC - Radiosondeos en Santo Domingo, Chile (lado oeste de los Andes) y Mendoza, Argentina (lado este).

Estructura Vertical

La estructura vertical de los eventos Zonda puede describirse con las siguientes variables. Es importante aclarar que la baja resolución de los modelos numéricos simplifican la topografía y la manera en que ésta influye en el flujo troposférico.

• Temperatura Potencial: capa estable a barlovento de los Andes, cerca de las cumbres. A sotavento, la tropósfera es menos estable, con fuerte inclinación de las isentrópicas.
• Viento Zonal: las áreas de máxima velocidad de viento en niveles altos descienden a sotavento.
• Divergencia: a barlovento, fuerte convergencia desde el suelo hasta el tope de la montaña y divergencia por encima. A sotavento, convergencia en niveles altos y divergencia por debajo (sin alcanzar del todo la superficie).
• Velocidad vertical: máxima velocidad ascendente a barlovento y máxima velocidad descendente a sotavento.
• Humedad relativa: capa espesa húmeda a barlovento, una capa seca a sotavento.

Corte Vertical Zonal:

Temperatura potencial y viento zonal

Lat: 32,5°S . Velocidad del viento zonal (sombreado); negro: líneas isentrópicas (theta-e) -12 de Jul 2006, 06 UTC.

Divergencia

Lat: 32,5°S. Divergencia (sombreado); negro: líneas isentrópicas (theta-e) - 12 de Jul 2006, 06 UTC.

Velocidad vertical

Lat: 32,5°S. Velocidad vertical, omega (sombreado); negro: líneas isentrópicas (theta-e) - 12 de Jul 2006, 06 UTC.

Humedad relativa

Lat: 32,5°S. Humedad relativa (sombreado); negro: líneas isentrópicas (theta-e) - 12 de Jul 2006, 06 UTC.

Fenómenos de Tiempo Significativo

La siguiente tabla muestra las principales características de los episodios asociados a viento Zonda. Se enfatizan las diferencias en los tiempos observados entre los lados a barlovento y sotavento de los Andes.

Parámetro	Descripción
Precipitación	Precipitación producida por ascenso orográfico forzado en el lado de barlovento. Fuertes tormentas de nieve pueden ocurrir a veces cerca de la cima de la montaña, lo que lleva a los cierres de caminos. Ninguna precipitación en el lado de sotavento.
Temperatura	Inversión de subsidencia en el lado chileno causada por un anticiclón subtropical seco y estable por encima de una masa de aire marítimo superficial. Enfriamiento por precipitación orográfica y ascenso. Fuerte aumento de la temperatura en el lado de sotavento.
Humedad	Condiciones extremadamente secas en el lado argentino. En los casos más graves, la humedad relativa puede caer por debajo de 10% (depresión del punto de rocío muy alta).
Viento	Perpendicular a la barrera montañosa, a menudo con un componente noroeste. Los vientos fuertes y calientes en la superficie en el lado de sotavento de las montañas, con ráfagas intermitentes.
Nubes	Por el lado de barlovento estratocúmulos, cúmulos y altocumulus. Por encima de la cima de las montañas "tapa" o nubes "en bloque o barrera". En el lado de sotavento ocasionalmente altos cirros, nubes altocúmulus lenticulares y nubes rotores.
Otra información de importancia	Las tormentas de polvo son posibles en las regiones secas cerca de los Andes en Argentina, generadas por fuertes vientos en la superficie. La visibilidad puede caer considerablemente. Las condiciones secas y vientos racheados favorecen el inicio y la propagación de incendios forestales. Severa turbulencia en aire claro posible, creado por las ondas de montaña.

Informes esquemáticos de observaciones SYNOP y turbulencia durante eventos Zonda. Análisis de superficie del 30 de Agosto 1999 - 18 UTC. Las isobaras (sólidos, hPa), isoterms (discontinua, ° C) y SYNOP observaciones. De Seluchi (2003).

Series temporales de las observaciones de superficie en el aeropuerto de San Juan durante el 23-24 junio 2010 durante un evento Zonda. Temperatura (rojo), punto de rocío (azul) y presión de superficie (negro).
Se puede observar el aumento de temperatura de más de 30°C y la disminución del punto de rocío de aproximadamente 25°C en un período de 3 horas . Vientos de 35 kt, con ráfagas de hasta 53 kt causaron severos daños en edificios, cortes de energía generalizados e incendios forestales en la región.

Referencias

• Rolón, G., & Afonso, J. (1977). Aspectos estadísticos y sinópticos del viento zonda. Meteorológica.
• Durran, D., 1986: Another look at downslope windstorms. Part I: The development of analogs to supercritical flow in an infinitely deep, continuously stratified flow. J. Atmos. Phys., 43, 2527-2543.
• Feltz, W. F., Bedka, K. M., Otkin, J. A., Greenwald, T., & Ackerman, S. A. (2009). Understanding Satellite-Observed Mountain-Wave Signatures Using High-Resolution Numerical Model Data. Weather & Forecasting, 24(1).
• Klemp, J. B., & Lilly, D. R. (1975). The dynamics of wave-induced downslope winds. Journal of the Atmospheric Sciences, 32(2), 320-339.
• Lilly, D. K., & Zipser, E. J. (1972). The Front Range Windstorm of 11 January 1972 a Meteorological Narrative. Weatherwise, 25(2), 56-63.
• Norte, F. A. (1988). Características del viento zonda en la región de Cuyo. PhD Thesis, University of Buenos Aires (UBA).
• Norte, F. A., Ulke, A. G., Simonelli, S. C., & Viale, M. (2008). The severe zonda wind event of 11 July 2006 east of the Andes Cordillera (Argentine): a case study using the BRAMS model. Meteorology and Atmospheric Physics,102(1-2), 1-14.
• Seluchi, M. E., Norte, F. A., Satyamurty, P., & Chou, S. C. (2003). Analysis of three situations of the foehn effect over the Andes (zonda wind) using the Eta-CPTEC regional model. Weather and forecasting, 18(3), 481-501.