Meteorología Colombiana N6 pp. 33–44 Octubre, 2002 Bogotá D.C. ISSN-0124-6984

PROCESOS ATMOSFÉRICOS SOBRE TERRENOS COMPLEJOS

OSCAR MEJÍA R. Universidad de Antioquia, Recursos Naturales, CORANTIOQUIA

JOSÉ FERNANDO JIMÉNEZ Idea-UN, Universidad Nacional de Colombia, Sede Medellín

Mejía, O. & J. Jiménez.. 2002: Procesos atmosféricos sobre terrenos complejos. Meteorol. Colomb. 6:33-44. ISSN 0124-6984.

Bogotá, D.C. – Colombia.

RESUMEN

Los sistemas de vientos de valles en terrenos complejos, se constituyen en circulaciones locales de origen térmico. Existen investigaciones recientes que.se han centrado en el estudio de la con-figuración o estructura térmica que rige los sistemas de vientos a lo largo de laderas y ejes de va-lles. Entre las herramientas que se usan para estos análisis se incluyen el Factor de Amplificación Topográfica (FAT) y el balance de calor atmosférico (BCA), la primera cuantifica el papel de la to-pografía en la producción de gradientes térmicos a lo largo del eje del valle y la segunda identifica los procesos físicos claves que rigen los cambios en la estructura térmica. Recientes evidencias reportadas en los valles Inn y Latrobe de Australia y en valles de Colorado (USA) soportan el concepto de que los vientos de valle son conducidos por gradientes de presión horizontal cons-truidos hidrostáticamente por cambios en la estructura térmica a lo largo del valle. Durante el pe-riodo de transición de la mañana, los flujos ascendentes de ladera se forman sobre la pared ca-liente del valle y subsidencias compensatorias sobre el centro del mismo producen enfriamiento que eventualmente reversa los vientos valle abajo. El papel clave de los movimientos verticales de energía transferida a través de la atmósfera de los valles durante los períodos de transición matutinos se han demostrado en estudios de campo y modelos. El periodo de transición diurno - nocturno no ha sido muy observado y los procesos físicos claves no son bien conocidos. Palabras clave: Terrenos complejos, factor de amplificación topográfica, capa limite superficial,

balance de energía superficial

ABSTRACT

Wind valley systems in complex terrain, are local circulations of thermal origin. Recent research in meteorology are based in study thermal structure or configuration for wind systems along valleys. For analysis is used topographic amplification factor (TAF) and atmospheric heat balance (AHB), TAF quantifies topography function in thermal gradients production along valley and AHB identi-fies key physical processes in thermal structure change. Keywords: Complex terrain, topographic amplification factor, convective boundary layer, surface

energy balance.

1. INTRODUCCIÓN. Dos clasificaciones de sistemas de viento de montaña, son generalmente reconocidos, los vientos de ladera y los vientos de valle. Los de ladera soplan paralelos a la inclinación de las vertientes y son llamados vientos ladera

arriba y vientos ladera abajo; en lenguaje parroquial se dice “vientos falda arriba y vientos falda abajo”. Los vientos de ladera son producidos por fuerzas de boyancia inducidas por diferencias de temperatura entre el aire adyacente a la ladera y el aire exterior a la capa

34 METEOROLOGÍA COLOMBIANA N°6, OCTUBRE 2002

limite de la ladera. De forma típica, los vientos de ladera soplan hacia arriba de esta en el día y hacia abajo en la noche. Los vientos de valle soplan paralelos al eje longitudinal del valle. Tales vientos son producidos por gradientes de presión horizontal que se desarrollan, como el resultado de las diferencias de temperatura que existen a lo largo del eje del valle o diferencias de temperatura entre el aire del valle y el aire a la misma altura sobre el plano adya-

cente. De forma típica, los vientos de valle soplan hacia arriba de este durante el día y valle abajo durante la noche, aunque el cambio de dirección puede verse muy retrasado en valles que comprometen grandes volúme-nes atmosféricos (Figs.1-2). La nomenclatura que se encuentra en la literatura para los sistemas de viento en terrenos complejos, ha sido inconsistente.

Figura 1. La superposición de los sistemas de viento del valle y ladera resulta en un giro de 180

o para el cambio de

la situación diurna a la nocturna

Figura 2. Los vientos del lado derecho del río (lado izquierdo de la figura) giran con el paso del tiempo, en el sentido de las manecillas del reloj, los vientos del lado izquierdo, lo hacen en sentido contrario. (Adaptado por Whiteman de

Hawkes, 1947)

Vientos descendentes de ladera ( noche )

Vientos descendentes de valle ( noche )

Vientos ascendentes de ladera ( día )

Vientos ascendentes de valle ( día )

9 pm

9 am

9 pm

9 am

MEJIA & JIMENEZ: PROCESOS ATMOSFÉRICOS SOBRE TERRENOS COMPLEJOS 35

La Tabla 1, presenta los términos usados aquí, los cuales hacen alusión a la naturaleza bidireccional del viento en los sistemas montañosos y a su relación con la carac-terística topográfica, donde se manifiesta (Núcleo del valle o laderas). Los primeros cuatro sistemas de vientos son locales y generalmente se desarrollan dentro de ciertas características de los perfiles de temperatura. Una variedad de nombres han sido aplicados a los siste-mas de vientos en terrenos complejos, variando significa-tivamente de país en país. Un listado de la terminología alternativa y de los componentes geométricos del valle, se presenta en la Tabla 2 y se muestra gráficamente en las Fig.3a-3b respectivamente.

2. EL FACTOR DE AMPLIFICACIÓN TOPOGRÁFICO (FAT)

Un incremento dado de calor Q ,adicionado a, o sustraído desde un volumen atmosférico, puede producir un cam-

bio en la temperatura potencial d , proporcional a la

densidad del aire , al calor específico Cp y al volumen V, de acuerdo a la siguiente expresión:

m Cp T = Q o Q = Cp V (T/ ) d

Tabla. 1. Distintos regímenes de vientos en terrenos complejos

Nombre del sistema de viento Estructura de la temperatura Nombres anteriores* del sistema de viento

A lo largo de la ladera CBL sobre las paredes del valle Viento de Ladera Viento topográfico

A lo largo del suelo CBL sobre el piso del valle Viento de ladera a lo largo del piso del valle

A lo largo del valle Región de núcleo estable en el valle

Viento de valle Viento de Montaña

Viento Diurno – Nocturno

A lo largo de la pendiente CBL sobre la ladera occidental de La cordillera Central

Viento topográfico

Gradiente Atmósfera Libre estable Viento de Gradiente Viento geostrófico

Viento predominante Viento a escala sinóptica

CBL: Del inglés “Convective Boundary Layer” anteriores* : Anteriores a la reunión de la conferencia de la American Meteorological Society celebrada en 1970 Tabla 2. Nombres alternativos para sistemas de vientos de valles producidos térmicamente. Tomada de Whiteman

(1990)

Sistema Viento

Ladera abajo

Valle abajo Ladera arriba

Valle arriba

Términos Genéricos

Vientos térmicos * * * *

Vientos topográficos * * * *

Vientos de Valle * * * *

Vientos de Montaña * * * *

Vientos conducidos térmicamente * * * *

Vientos de valle * *

Talwind (Alemania) *

Bergwind (Alemania) *

Vientos valle adentro (Taleinwind) *

Vientos valle afuera (Talauswind) *

Vientos ascendentes de valle *

Vientos descendentes de valle *

Vientos de ladera * *

Vientos katabaticos *

Vientos anabaticos *

Términos mezclados

Vientos de gravitación * *

Vientos de drenaje * *

Vientos nocturnos * *

Vientos diurnos * *

36 METEOROLOGÍA COLOMBIANA N°6, OCTUBRE 2002

Figura 3a. Esquema de los sistemas de vientos que interactúan durante el periodo de rompimiento de la inversión térmica y terminología de los sistemas de vientos (Adaptado de Whiteman & McKee, 1982)

Donde: El eje del valle coincide con el eje x L : Longitud del valle B ( x , z ): Ancho del valle H ( x ) : Altura de cresta constante ( z = H ) Bo : Ancho constante en el tope ( B ( x , H ) = Bo

Figura 3b. Esquema de un tramo de valle ilustrando sus componentes geométricos y el sistema de referencia

T/ es la relación de la temperatura actual y la temperatu-ra potencial, tal relación es cercana a la unidad y esta definida como:

T/ = ( p / po ) R / Cp

Siendo: P :Presión atmosférica Po :Presión atmosférica a nivel del mar

Aplicando este concepto a la atmósfera de valles, supo-niendo que:

La radiación solar ingresa al valle a través de un área horizontal sobre el tope del valle al nivel de la diviso-ria.

Sobre el plano adyacente, la radiación solar fluye a través de un área equivalente a la misma altitud.

B ( x , z)

(x)

H(x)

L

B(x,z)

Valle arriba

Valle abajo

z , w

x , u

y , v

Núcleo

Estable

Vientos a lo largo del valle

Vientos

ascendentes

de Ladera

Viento Sinóptico

Vientos

descendentes

de Ladera

MEJIA & JIMENEZ: PROCESOS ATMOSFÉRICOS SOBRE TERRENOS COMPLEJOS 37

La insolación, luego de recibida sobre la superficie y convertida en flujo de calor sensible, puede calentar el aire que esta debajo de las áreas horizontales.

Las elevaciones del piso del valle y la llanura son iguales.

Para los valles, se usa la misma energía para calentar un volumen atmosférico pequeño que para la llanura, porque las paredes inclinadas del valle encierran menos volu-men. El incremento de energía adicionada a la atmósfera del valle puede resultar en un cambio mayor de la tempe-ratura en la atmósfera del valle que sobre la llanura. De manera similar ocurre en la noche, cuando se pierde energía a través de las áreas horizontales en los topes de los volúmenes, la perdida de energía es aplicada a un volumen pequeño en el valle, de tal modo que la atmósfe-ra del valle se enfría rápidamente. Este concepto pro-puesto inicialmente por Wagner (1932), reinvestigado por Neininger (1982) y extendido por Steinacker (1984) y por Müller & Whiteman (1988), se usa para considerar

de manera real la topografía del valle y este efecto puede ser cuantificado con el factor de amplificación topográfica

(FAT = ) así:

plain

xy

valle

xy

V

hA

V

hA

Donde: Axy(h) : Es el área horizontal a través de la cual la energía entra por el tope del volumen a la altura z = h H : Es la altura sobre el piso del valle o llanura Esta forma de definición del FAT destaca las compara-ciones volumétricas entre un valle real y el plano adya-cente. Para el caso de un valle vertical de espesor unita-rio, otra definición que puede ser usada para calcular el FAT para secciones transversales es la siguiente:

plano

valle

yz

yz

A

W

A

W

Donde:

Ayz es el área de la sección transversal vertical W es el ancho en el tope de las dos secciones transver-sales La expresión anterior es usada para calcular el FAT de varias secciones de valles idealizados de profundidad D. (Fig.4). Las secciones 1 y 2 del caso a, representan los típicos valles en U y en V respectivamente; de otro lado puede verse el contraste de la forma de las vertientes cóncavas y convexas, representadas por las secciones 1 y 3 del caso a, el cual representa un valle que dos veces mas ancho que profundo y que carece de piso plano.

a Figura 4a. Geometría de la sección transversal en un Valle sin fondo plano

Figura 4b y 4c. Geometría de la sección transversal en un Valle con piso horizontal y Valle estrecho

D =

3

2

1

H=D

W = 2 D

4

3

2

1

D

W = L + 2 D

L

4

1

2

3

W = L

L

4

H = L

38 METEOROLOGÍA COLOMBIANA N°6, OCTUBRE 2002

La Tabla 3, presenta una síntesis del calculo del factor de

Amplificación topográfico (FAT ) para varias secciones transversales en valles idealizados. Adaptado de Müller & Whiteman, 1988.

En la Fig.5, se muestra el calculo del factor de amplifica-ción topográfica para una sección del valle de Aburrá. En la Fig.6a, se muestra el esquema conocido como Diagrama de Ekhart’s, fue divulgado por el autor en 1948, e ilustra hábilmente la estructura de la atmósfera sobre una zona montañosa. En la Fig.6b, se muestra un corte de una porción del sistema montañoso Antioqueño com-prendiendo el valle de Aburrá.

3. CIRCULACIÓN EN SECCIONES TRANSVERSALES DE VALLE.

Una síntesis útil de la aplicación de la Ecuación termo-dinámica de Energía, en los flujos de valle y ladera ha sido dada por (Brehm, 1986). El sistema de ecuaciones

generalmente usado para flujos de ladera sobre laderas simples, es escrito en un sistema coordenado natural (s, n), orientado según la pendiente del valle (a lo largo,

perpendicular a la misma), siendo el ángulo de inclina-ción de la ladera. En la Fig.7, se asume una separacion de las capas de viento de las laderas del valle y las del interior del valle.

Sin embargo, hay que tener en cuenta que esto implica un flujo de calor sensible Q ,tanto sobre las laderas como en el piso del valle. La primera ley, cuando es integrada horizontalmente sobre la capa de viento de la ladera izquierda, nos genera:

l

v

llv WTDz

WDDTt

'

sen

QTvv ll

ll 2

Donde:

senDD '

, : Parametros que funcionan como suiches, e.d toman

vlores de 0 o 1.

Puesto que senzz ˆ , la ecuación anterior

resulta idéntica para y =0

La ecuación correspondiente para el interior del valle es:

022

''

rrr

lll

vvv

Tvv

Tvv

zBWB

t

Tabla 3. Factores de amplificación topográfico para diferentes formas de valle (Figs. 4a, 4b y 4c)

Caso FAT en función de la forma del valle

1 2 3 4

Área sección Caso a

D2 D2

2

4 2D 2D 2

A 4 / 4/2 4 / (4 -) 1

B (L+2D)/(L+D/2) (L+2D)/(L+D) (L+2D)/(L+(2-/2)D 1

C 3/(1+/2) 3/2 3/(3-/2) 1

Figura 5. Cálculo del factor de amplificación topográfica para una sección del valle de Aburrá

MEJIA & JIMENEZ: PROCESOS ATMOSFÉRICOS SOBRE TERRENOS COMPLEJOS 39

Figura 6a. Adaptación del Diagrama de Ekhart’s

Figura 6b. Corte en sentido O - W a lo ancho de la geografía del departamento de Antioquia, atravesando una por-ción del Valle de Aburrá

Figura 7. Modelo Esquemático del flujo en valles de Brehm (1986)

La atmósfera del valle no experimenta calentamiento externo, excepto sobre la superficie del terreno, donde un flujo de calor Qp es prescrito. Por continuidad se requiere que: (WD)l + (WD)l + wv B’ = 0 Durante el día WD > 0 en ambas capas de viento de las laderas, por esto se espera movimiento descendente en el interior< lo opuesto durante la noche. Acoplando las tres ecuaciones anteriores se obtiene:

''' rrvllvv DTDTB

t

sen

QWDT

z

rl

rl

W

Q

Q p

WDT r WDT

l

D

B’

v ( z ) , W

v

( z )

v

T

Atmósfera Libre

Atmósfera

de Montaña

Atmósfera

de Valle

Atmósfera

de Ladera

Valle de Aburrá

Sistema de vientos andinos

Cord . Central

Sistema de vien-

tos Alisios del NE

FAT = 3.63

Corte en el sentido Oeste-Este mostrando la posicion del Valle de

Aburrá respecto a los valles Cauca y Magdalena

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

0

2000

0

4000

0

6000

0

8000

0

1000

00

1200

00

1400

00

1600

00

1800

00

2000

00

Corte Oeste - Este

Ele

vació

n (

m.s

.n.m

)

Valle del

Cauca

Valle del

Magdalena

Valle de

Aburrá

A lt ip la n o d e l

O rie n t e

A n t io q u e ñ o

40 METEOROLOGÍA COLOMBIANA N°6, OCTUBRE 2002

Brehm, asumió condiciones de estados estacionarios para las capas limite, tal como se desprende de la ecua-ción anterior D’ << B’ , esta premisa ha sido justificada para muchos valles del mundo. Brehm (1986), cerró el

sistema vinculando el flujo WD en la capa limite al trans-porte de temperatura WDT integrado verticalmente así: WD = P ( WDT )

i

i 0.66

P: función de la estabilidad, inclinación de la ladera y rugosidad de la ladera. Las Figs.8-9, muestran a dos escalas diferentes los ele-mentos que confieren complejidad al Valle de Aburrá, el primero, se refiere al factor topográfico que confiere rugosidad natural y el segundo, a las rugosidades aso-ciadas al urbanismo.

Figura 8. Vista tridimensional del Valle de Aburrá

Figura 9. Una vista del centro de la ciudad de Medellín, Colombia

4. SISTEMA DE ECUACIONES PARA EL MODELO DE CIRCULACIÓN DEL VALLE

El siguiente conjunto simplificado de ecuaciones puede ser usado para ilustrar el desarrollo de un sistema de vientos a lo largo de un valle, los procesos físicos claves incorporados y la relación entre las ecuaciones de con-servación son:

z

Q

z

w

y

v

x

u

zw

yv

xu

t

*''''''

(1)

Fx

p

z

uw

y

uv

x

uu

t

u

(2)

RT

gdz

p

p

(3)

0

z

w

y

v

x

u (4)

RTp (5)

pC

R

pT

1000 (6)

LLKDSQ* (7)

Donde:

Temperatura potencial

Volumen especifico

F Fricción K Radiación solar que entra D Radiación difusa

L Radiación de onda larga que sale

u, v, w Componentes de velocidad en direcciones ortogonales x, y , z

Q * Flujo de radiación neta (todas las ondas) p Presión ( Hectopascales ) S Radiación directa

L Radiación de onda larga que entra

5. SISTEMA DE ECUACIONES PARA EL MODELO DE CIRCULACIÓN EN

LADERAS. Se ha discutido, que los sistemas de viento de laderas son producidos por fuerzas de boyancia y son formados sobre algunas laderas donde una capa de aire adyacente a la ladera es enfriado o calentado en relación al aire existente sobre el mismo nivel, alejándose así vertical-mente de la ladera. Los flujos de ladera ocurren a diferen-tes escalas, desde los producidos en el ártico cuya fuerza puede influenciar buena parte de la periferia del continen-te, hasta los que ocurren sobre colinas aisladas y sobre las paredes de los valles. Tales flujos están condiciona-dos por efectos locales como son la topografía, la vege-tación y la humedad del suelo, son intermitentes en el tiempo y en el espacio pudiendo cambiar aun en distan-cias muy cortas (Vergeiner, 1982).

Mahrt (1982), investigó a través de estudios experimen-

tales y de modelos, los flujos descendentes de ladera a partir de un análisis de escala cuidadoso de la ecuación de momentum, detectando un gran numero de tipos posi-bles de regímenes de flujo descendentes. El sistema de ecuaciones incluye las ecuaciones de momentum s y n , la ecuación de energía termodinámica y la ecuación de continuidad respectivamente, este sistema fue descrito inicialmente por Horst & Doran (1986).

n

w

n

R

Cnw

su

t p

''1

0

(1)

n

wusen

dg

s

pp

n

uw

s

uu

t

u a

''1

0

(2)

MEJIA & JIMENEZ: PROCESOS ATMOSFÉRICOS SOBRE TERRENOS COMPLEJOS 41

0cos

1

00

dg

n

pp

n

ww

s

wu

t

w a (3)

0

n

w

s

u (4)

tnsdz ,,0 (5)

gz

pa

a

(6)

Donde:

Valores de referencia para Temperatura potencial y densidad

d Exceso de temperatura potencial cerca a la ladera

R Flujo ascendente de radiación neta en todas las longitudes de onda

u , w Flujos descendentes y perpendiculares a la pen-diente

Gradiente de temperatura potencial ambiental

La ecuación (3), asume que la aceleración perpendicular a la ladera es despreciable, de tal modo que el flujo de la ladera esta en balance hidrostático normal a la ladera.

6. PARAMETRIZACIÓN DEL SUELO Y LA VEGETACIÓN

Para los propósitos de los modelos atmosféricos, cada área del territorio debe ser dividida en tres clases diferen-tes: agua, suelo desnudo y superficies revegetalizadas. La parametrizacion de la capa superficial requiere cono-cer valores de temperatura superficial y humedad para las tres clases. Para las superficies terrestres, los valores superficiales para suelo y vegetación son obtenidos a través de ecua-ciones pronosticas de temperatura y humedad. General-mente se usa para suelos desnudos el modelo descrito por Tremback & Kessler (1985). Este esquema es una modificación de los esquemas descritos por Mahrer & Pielke (1977) y por McCumber & Pielke (1981), en el

cuál, los numerosos procesos iterativos han sido removi-dos. Esta formulación incorpora ecuaciones pronosticas para la temperatura y el contenido de humedad de la superficie del suelo, asumiendo una capa interfase de espesor finito, entre el suelo y la atmósfera. El modelo del suelo normalmente se corre con 10 capas de 5 m de espesor en una simulación típica. En la superficie del terreno, los flujos de energía de vapor de agua y de energía sensible, radiactiva y conductiva, afectan las temperaturas del suelo. En superficie, la con-ducción es el mas importante de estos factores. Los cambios de temperatura en un suelo homogéneo pueden estimarse a partir de la ecuación de conducción de calor:

z

Tsk

zCt

Tss

Gg

1

Donde : Ts:Temperatura del suelo ks:Conductividad térmica de la mezcla suelo-agua-aire.(J/ m.K.s)

ks

z

Ts

: Flujo de calor conductivo a través de la mezcla

agua-aire-suelo La conductividad térmica de una mezcla suelo-agua-aire puede ser aproximada mediante la siguiente ecuación:

172.0,418max7.210log p

eks

McCumber &

Pielke (1981).

La difusividad de la humedad, la conductividad hidráulica y el potencial de humedad son dados por las siguientes expresiones:

D = ( - b K f f ) / ) [ ( / f ) ] b + 3

K = K f ( ( / f ) 2b + 3

= f ( / f ) b

Una alternativa a la ecuación de Potencial de humedad de Clapp y Hornberger, es la desarrollada por Van Ge-nuchten (Avissar & Pielke, 1989), la cual es ampliamen-

te usada en estudios de física de suelos.

G CG = (1 - f )Cd + w Cw

Cd = s Cs Donde :

D : Difusividad de la humedad

: Contenido de humedad del suelo expresado como volumen de agua sobre volumen de suelo.

K: Conductividad hidráulica

: Potencial de humedad

f :Potencial de humedad cuando el suelo esta saturado ( m )

f :Contenido volumétrico de agua en el suelo K f ,: Valores para el suelo en estado de saturación b: Constante que depende de la clase textural del suelo

s:Densidad del suelo sólido (Kg. / m3)

Cs :Calor especifico del suelo sólido ( J / Kg. K )

1- f:Contenido volumétrico del suelo sólido

f - :Contenido volumétrico de aire en la mezcla suelo-

agua-aire (Tabla 4). El calor especifico volumétrico (Cs en m

2 / s) y la difusivi-

dad térmica ( ) del suelo se representan según Garrat

(1980) así :

42 METEOROLOGÍA COLOMBIANA N°6, OCTUBRE 2002

Cs = ( 1 - ) Cd + h Cw

Donde : Cd : Calor especifico del suelo seco Cw : Calor especifico del agua

4.186 * 10 7 * e

- (log 10 + 2.7) / Cs, si log 10 5.1

=

4.186 * 10 7 * 0.00041 / Cs, sí log 10 > 5.1

El calor es difundido en el suelo por:

s / t = / z ( s / z)

s : Temperatura Potencial del suelo

Tabla 4. Parámetros para el suelo y la vegetación según Jacobson (1999) y consultas de los autores

Clase del Suelo f = wg,s f = p,s K f = K g,s b Cd = scs

m3 / m

3 M (*10

4) m / s (*10

6) J / m

3 K

Arena 0.395 -0.121 1.760 4.05 1.465 Limo 0.451 -0.478 0.070 5.39 1.214

Arcilla 0.482 -0.405 0.013 11.40 1.088 Turba 0.863 -0.356 0.080 7.75 0.874

7. BALANCE DE ENERGÍA SUPERFICIAL La radiación neta, que es la suma de todas las entradas y las salidas de energía radiante, en la superficie terrestre se representa en la Fig.10 y suele expresarse mediante la siguiente ecuación:

R n = I (1 - a) + Rd - T 4

Donde: Radiación neta R n Radiación solar en la superficie (Radiación de onda corta)

I ~ Rl

Albedo para radiación de onda corta (Fracción de I que se refleja)

a

Radiación de onda larga descendente de la atmósfera (nubes, CO2, aerosoles,…)

Rd

Rs Constante de Stefan–Boltzman (5.67*10

-8 )

Emisividad de la superficie (radiación real / radiación de cuerpo negro)

Temperatura de la superficie T Radiación solar absorbida I (1 - a) La ecuación anterior suele combinarse con la ecuación de balance térmico que se expresa así:

Rn - G = H + LE + MS + Q Siendo:

Perdida de calor por conducción hacia el suelo

G

Perdida de calor por flujo ascendente de remolinos calientes

H

Evapotranspiración E Nevadas por derretir S Conversión de energía por fotosíntesis en las plantas verdes

Q

Calor latente de vaporización del agua (2.44 * 10)

L

Calor latente de fusión del hielo (3.33 * 10

5 )

M

Calentamiento neto o calor ganado Rn - G Enfriamiento neto o calor cedido H + LE + MS + Q

Los flujos superficiales de calor sensible, latente y de momentum (turbulencia) se calculan de acuerdo al es-quema de Louis (1979) así:

H= Cp u**

LE= Lv u* q*

= u* 2

MEJIA & JIMENEZ: PROCESOS ATMOSFÉRICOS SOBRE TERRENOS COMPLEJOS 43

Figura 10. Esquema General de Balances de energía en la troposfera baja

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Fecha de recepción: 10 de diciembre de 2001 Fecha de aceptación: 15 de febrero de 2002