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Autor Tema: La predicción de tormentas en la península ibérica.  (Leído 2010 veces)

Desconectado alvaroliver

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La predicción de tormentas en la península ibérica.
« en: Abril 16, 2017, 18:27:57 pm »
A continuación cuelgo en drive el PDF con este trabajo al completo:

https://drive.google.com/file/d/0B9OOQN95yMWsVlBxODBEMmQtMlk/view?usp=sharing


Buenas tardes.

Tal como hice con el anterior artículo sobre la predicción de nevadas en España, he creído conveniente (aprovechando una vez más las fechas en las que nos encontramos) reeditar y ampliar un artículo que compuse hace cerca de dos años al respecto de la predicción de tormentas. Evidentemente la mayor parte de lo escrito tiene validez universal, aunque en algunos aspectos me he centrado en diversos puntos de la geografía peninsular a fin de dotar de practicidad a lo expuesto.

Debido a la extensión que ocupa (aunque bastante menos que el artículo sobre nevadas) creo acertado dividirlo en tres partes que publicaré a lo largo de estos días. Cuando lo finalice enlazaré un drive donde podrá verse al completo. Debido a esta división, quizá sea conveniente reservar los comentarios al menos hasta que termine de publicar el artículo al completo. Gracias por la atención :)



Introducción

El objetivo de este artículo es aportar una serie de apreciaciones y consideraciones al respecto de la predicción de tormentas.

En primer lugar, es importante tener en consideración que toda variable meteorológica es relativa y por tanto, considero que no tiene mucho sentido aportar información referida a lo cuantitativo de los distintos parámetros que vamos a ver. Nos referiremos pues a lo qualitatīvus siguiendo un método inductivo a la hora de analizar en profundidad tales parámetros meso-escalares. Este será el pilar fundamental del artículo. No existen "valores mágicos" ni absolutos, pues la convección es un proceso muy complejo que implica numerosos parámetros que deben analizarse de manera integral.

El análisis meso-escalar sólo es conveniente realizarlo cuando apenas queden 24-48 horas para que dé inicio el hipotético episodio convectivo. El orden en que aparezcan los distintos parámetros a continuación es, a mi juicio, el orden que debería seguirse a la hora de analizar los modelos numéricos.

1. Mapas de configuración sinóptica.

Primero de todo, es importante analizar la configuración que acontecerá en la atmósfera, para ello emplearemos principalmente los mapas de altura y más concretamente los mapas de geopotencial y líneas de corriente a 300 y 500 hPa. Observar la configuración en altura sirve para determinar dónde se hallará la mayor inestabilidad potencial asociada a la distribución de la divergencia o advección de vorticidad ciclónica a esos niveles. La divergencia se sitúa principalmente en el borde oriental de las vaguadas o embolsamientos de aire frío, pero, ¿por qué?

Para entenderlo, hemos de definir conceptualmente la advección de vorticidad ciclónica y su divergencia asociada en niveles superiores. La vorticidad se trata de un vector dependiente tanto de la curvatura como de la cizalladura que experimentan las masas de aire (vorticidad absoluta es la suma de esta vorticidad y la que se genera debido a la rotación terrestre). En este caso nos referiremos esencialmente a la vorticidad por curvatura ya que está ligada al radio de giro de las masas de aire en torno a las depresiones/altas en niveles medios y altos. Por definición, el movimiento levógiro (en torno a una depresión) es positivo o ciclónico. De este modo, se asume que las vaguadas/depresiones asocian vorticidad ciclónica o positiva y las dorsales/altas generan vorticidad anticiclónica o negativa.



Cuando se aproxima un área depresionaria a una región, se produce un incremento de la vorticidad ciclónica, o lo que es lo mismo: una advección de vorticidad ciclónica que en general va aparejada a movimientos ascendentes. Sin embargo, no siempre es así, pues los movimientos verticales dependen asimismo de la advección de temperatura.

Al provenir del oeste, del Atlántico, un área depresionaria a todos los niveles, convenimos en que se produce una advección de vorticidad, contribuyendo pues al movimiento vertical ascendente. Empero, el borde delantero de dicha depresión asocia un flujo de vientos del III y IV cuadrantes, o lo que es lo mismo: una advección cálida. Esta advección de temperatura provoca un ensanchamiento vertical de las masas de aire por cuestiones adiabáticas que culmina en un movimiento ascendente, tanto más veloz cuanto más contundente sea la advección.

De este modo, en el borde delantero de las vaguadas o depresiones aisladas se produce una suma de advecciones (de vorticidad y de temperatura) que lo que hace es incentivar la intensidad de las corrientes ascendentes. Estas corrientes ascendentes, una vez llegan al límite inferior de la tropopausa divergen, por lo que al nivel de los 300 hPa nos referimos con el término de divergencia.

En definitiva, es este el motivo por el cual la sección oriental de las vaguadas y embolsamientos de aire frío es la más inestable. Sucede al contrario en el borde occidental (convergencia en altura que deriva en subsidencia y divergencia en capas inferiores, pues aquí se produce una advección de aire frío).


Mapa de advección de vorticidad absoluta a 500 hPa de la borrasca “GONG”.

Para encontrar una configuración propicia a tormentas de forma generalizada, hay que tener dos factores en cuenta. En primer lugar, que exista un ramal ascendente (divergente al nivel de los 300 hPa) sobre la Península, esto potencia el ascenso de masas de aire (ahora veremos qué y cómo sube al seno de la atmósfera). En segundo lugar, la procedencia (previa al momento de análisis) de este ramal divergente, es decir, su desplazamiento, porque no es lo mismo tener un ramal ascendente asociado a una vaguada que presente un desplazamiento NW-SE que otra que lo haga SW-NE (básicamente por las características térmicas de las masas de aire). El ramal ascendente por tanto, para favorecer la convección en la mayor parte de la Península, debería proceder desde el oeste o suroeste, mejor que de noroeste.

En todo caso, es conveniente que las líneas de corriente a 500 y 300 hPa sean al menos de componente suroeste, siendo bastante favorable componente sur o sureste. Lo que esto otorga es un disparo debido a la succión que mencionábamos en capas superiores por la divergencia, que denominamos dinámico (puesto que tanto la vorticidad como la temperatura son variables dinámicas).  Por lo comentado, es preciso analizar los mapas de advección de vorticidad a 500-300 hPa así como los mapas de advección de temperatura a 850 y 700 hPa. Cuanto mayor sea el viento circundante a la depresión mayor será la vorticidad y cuanta más componente meridional, más importante la advección térmica.


Mapa de advección de temperatura [kelvin/hora] a 850 hPa mas geopotencial.

La configuración más potencialmente inestable para tener tormentas que revistan severidad en el solar peninsular (sin haber analizado aún, téngase en cuenta, variables higrométricas o relativas al viento, etc.) es la de una depresión aislada en niveles altos (DANA) acoplada al suroeste. Atendiendo a la magnitud ya vista, toda la advección de vorticidad ciclónica se situaría sobre la vertical. Se deduce que un ramal descendente aporta menor inestabilidad (aunque en este caso tendríamos que hablar de vorticidad por cizalladura si el chorro fuera relativamente potente), no obstante, si analizamos otras variables termoconvectivas podemos llegar a ver riesgo de tormentas que en ocasiones revistan severidad, especialmente en el cuadrante nororiental como ya veremos.

Dicho esto, una vez que hemos abordado la configuración en altura hay que analizar qué sucede en capas inferiores.

2. Viento en superficie/convergencias.

Es cierto que la advección de vorticidad ciclónica estimula a las masas de aire inferiores a ascender, sin embargo, en niveles bajos e incluso medios, son necesarios otros alicientes. Uno de ellos lo supone el comportamiento del viento en superficie, por lo que guarda relación con la baja térmica que se forma en verano en el interior de la Península. Me centro, en esencia, en las líneas de convergencia que se generan principalmente en la mitad oriental.
En un día veraniego típico bajo influencia del anticiclón subtropical, por acción de la radiación solar, la superficie se calienta sobremanera en el interior.

Cuando se produce este calentamiento, se transmite a las masas de aire inmediatamente adyacentes, que se van calentando desde la superficie hacia arriba. Dicho calentamiento provoca (en concordancia con la ley de los gases ideales) una pérdida notable de densidad en las masas de aire, que tienden a expandirse verticalmente. Esto lo que acarrea es la formación de una baja (térmica) sin poder de acción directa por si misma puesto que justo por encima (a unos 850 hPa) se sitúa el área de subsidencia subtropical.

Sin embargo, conviniendo en que esta baja no tiene acción inestabilizadora por si misma (salvo casos puntuales en sistemas montañosos), lo que si hace es originar una circulación relativamente cerrada que inferirá una componente general de suroeste en el centro y oeste peninsular. A su vez, en la vertiente mediterránea, la acción de las brisas marinas contribuye, junto con esta área de bajas presiones relativas, a que se instaure levante o sureste que converge con el suroeste durante el día en el interior valenciano. Con la llegada de la tarde-noche, la acción de la baja térmica comienza a decaer tendiendo al colapso y el levante puede llegar a irrumpir hacia el interior de la meseta, desplazándose por consiguiente la línea de convergencia.



Si existe cierto aire frío en altura, que lo que hace es aportar gradiente térmico vertical, y se suma a esta línea de convergencia (que aporta un disparo dinámico), la inestabilidad puede incrementarse y con ella la actividad convectiva. Empero, estamos teniendo en cuenta que al implicar componente levantina se produce una advección de humedad relativa, que estimula en gran medida a las células convectivas.

En relación a las tormentas que acontecen en el centro algunas tardes-noches veraniegas, cabe destacar que se deben en parte a esta configuración. Incluso he llegado a leer en algunos autores que el enfriamiento que se genera al caer la noche en los niveles más inferiores de la atmósfera, poco por encima de la capa límite, es capaz de generar el gradiente preciso para dar inicio a la convección o cuanto menos favorecerla.

Esta es la principal línea de convergencia característica de la península ibérica en meses estivales, debido a que podríamos decir que supone el límite de norte a sur y prácticamente de manera total, entre la vertiente atlántica y la mediterránea. Divide la Península en dos secciones bien diferenciadas. Responsable primera esta línea de convergencia de las tormentas tan características de la Ibérica turolense y con algo más de gradiente vertical, de la organización convectiva de la provincia de Albacete y sur de Cuenca.

Otra línea de convergencia habitual en la Península y que es más fácil encontrarla en cualquier época del año (no implica necesariamente a una baja térmica) es la que se origina en la depresión del Ebro. En el mapa anterior de hecho puede apreciarse. Es característico del Ebro que desde la ribera tudelana y estellesa o incluso desde La Rioja y sur del País Vasco, se establezca cierzo (viento de NW) que suele llegar hasta el mismo delta del río. Sin embargo, existen ocasiones en las que desde la cuenca baja del Ebro se instaura un flujo de sureste que se canaliza hacia la depresión central. Dicho flujo confronta con el cierzo en esta depresión e incluso llega a avanzar hacia la cabecera. Se genera así una línea de convergencia que a su vez estimula la convección en este sector. En la siguiente imagen (elaborada por Daniel Benito para mi anterior trabajo sobre las nevadas en España) puede apreciarse tal línea convergente.



La última línea de convergencia o más bien de relativo disparo orográfico a la que me referiré es al llamado “rebufo” de la costa central de Cataluña. Cuando sobre la Península se instaura un chorro con desplazamiento al IV cuadrante, suele aparejar una componente de noroeste a todos los niveles. Bajo esta circunstancia (en la que puede existir gradiente térmico vertical aun no existiendo la vorticidad por curvatura ya vista) se desencadena cierzo en el valle del Ebro y tramontana en la costa de Girona, que pueden llegar a ser muy marcados. Esta componente noroeste debería imperar en toda Cataluña, sin embargo, un gran accidente geográfico lo impide: los Pirineos. Esta cadena montañosa produce del lado francés un agolpamiento de masas de aire que crea un área de altas presiones, en tanto que del lado español se origina un vacío, un área de baja presión que se propaga hasta la costa central. Como tal, debe ser rellenado y para ello se establece un flujo de sureste, totalmente contrapuesto al noroeste de Tarragona y de Girona. Se da una situación de viento cruzado a distintos niveles, pero en todo caso se produce una advección de humedad con forzamiento dinámico al llegar al prelitoral, que puede originar inestabilidad muy concentrada en la provincia de Barcelona.



En definitiva, es importante observar el viento a 950-975 hPa con el objeto de localizar tanto las áreas convergentes como los aportes de humedad en capas bajas. Es esencial matizar que las áreas convergentes muchas veces no son meras regiones de confrontación de vientos, si no de confrontación de distintas naturalezas de masas de aire y esta distinta naturaleza puede ir aparejada a confrontación de distintos valores de humedad relativa, de CAPE, etc. Las áreas de convergencia por tanto, son potencialmente inestables. Son más importantes aquellas regiones donde los valores de humedad relativa y CAPE varían fuertemente en breve espacio que aquellas en las que existen valores elevados de manera homogénea.



Igualmente, es preciso matizar que la convergencia en superficie por sí misma, obviando el resto de parámetros, no es suficiente para desencadenar convección efectiva. Cierto es que éstas estimulan verticalmente a las masas de aire, pero si estas masas de aire presentan valores de humedad ínfimos, es difícil que llegue a condensar el vapor de agua que presenten y si esto sucediera, tendríamos una célula convectiva poco efectiva en cuanto a precipitación líquida se refiere, pudiendo ser una llamada “tormenta seca”.

En concordancia con esto último, creo conveniente hacer hincapié en los reventones o downburst. Básicamente se producen debido a una intensificación sobresaliente en la corriente descendente de una célula convectiva. Podríamos decir que se trata pues, de una downdraft (corriente descendente) intensificada. Para pronosticar este tipo de fenómenos es importante observar los valores de humedad relativa en niveles medios. Cuanto menor sea la humedad (sin llegar al punto crítico de no permitir la aparición de inestabilidad) a tales niveles, más proclive será la aparición de reventones. Este hecho es debido a que la corriente descendente se ve favorecida por la adición de aire seco en niveles medios, lo que se suma al enfriamiento evaporativo, dando como resultado una corriente de salida o de densidad bastante importante.


(en esta imagen fijaos en los vórtices horizontales, porque tendrán gran trascendencia al hablar de cizalladura).

Caso algo parecido es el de los "reventones cálidos". En estos casos, la humedad es tan reducida que la célula convectiva que se origina, aun siendo potente apenas se manifiesta mediante nubosidad cumuliforme. Ello no implica que no existan corrientes ascendentes y especialmente descendentes. Cuando se produce esta corriente descendente, no existe enfriamiento evaporativo posible, por lo que al descender se produce una gran compresión adiabática que deriva en un extraordinario calentamiento. Se produce de tal modo un súbito incremento de la temperatura, tanto más acusado cuanto más prominente sea la célula convectiva.

En esta serie de apreciaciones me voy a centrar en el modelo meso-escalar AROME ya que por lo que hemos podido corroborar a lo largo de meses, es un modelo bastante preciso. Pues bien, en este modelo se aprecian con claridad estas regiones de convergencia, e incluso las corrientes de densidad fruto de las descendencias en las tormentas.

Hay que matizar que las corrientes de densidad, stricto sensu, son síntoma de decadencia convectiva, pues la convección se sustenta fundamentalmente en las corrientes ascendentes, siendo radicalmente lo contrario tales corrientes de densidad. Sin embargo, estas corrientes pueden originar convergencia local, debido a que es un flujo de aire frío que escapa de la tormenta. Es algo así como una onda formada al lanzar una piedra a un lago. Pues bien, estas corrientes densas y húmedas van confrontando en su desplazamiento con aire cálido (y en comparación más seco) del entorno de la tormenta, por lo que pueden desencadenar nuevos núcleos tormentosos. Es de este modo del que se originan los sistemas multicelulares. El poder de acción de estas corrientes de aire frío es mayor en aquellos puntos donde coincide su flujo de salida con el desplazamiento de la tormenta.



En definitiva, en los mapas de superficie referidos al viento, es importante centrarse principalmente en las áreas de convergencia, en la fuente de origen del viento y en su desplazamiento. La convergencia asimismo es un modo de disparo dinámico como hemos matizado.

Continuará-----------
« Última modificación: Abril 19, 2017, 19:51:37 pm por alvaroliver »

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Re:La predicción de tormentas en la península ibérica.
« Respuesta #1 en: Abril 17, 2017, 19:22:51 pm »
3. Factor orográfico.

No hay que olvidar, sin duda, la acción de los sistemas montañosos. En primer lugar, durante el día se suele originar en superficie una corriente de vientos orientados a la montaña (viento anabático). Este desplazamiento supone forzamiento orográfico que en general, si no existe una coyuntura favorable, no deriva en inestabilidad. Sin embargo, en caso de existir cierto gradiente térmico vertical, este mecanismo llega a ser favorecedor de la inestabilidad dando lugar a convección.



Los episodios convectivos que desde media tarde suelen afectar al conjunto de la Península, suelen iniciarse mediante nubosidad de evolución en torno a los sistemas montañosos. El motivo de que se inicie aquí y progresivamente la convección termine afectando a áreas llanas, radica precisamente en dicho forzamiento orográfico. En entornos de llanura este mecanismo de disparo queda suprimido, existiendo para iniciar la convección, el mecanismo termoconvectivo (que veremos a continuación) y los distintos mecanismos dinámicos asociados a las convergencias de masas de aire.



En segundo lugar, los sistemas montañosos presentan valores de humedad relativa superiores a los de la meseta, por lo que si las masas de aire llegan al nivel de condensación, tendrán más contenido higrométrico por condensar.

Por último, es importante destacar que las células convectivas se ven afectadas en menor medida por el efecto föhn, no siendo difícil pues, que desciendan de sistemas montañosos y afecten a áreas llanas. Esto es debido a que el föhn comienza a actuar una vez se empieza a liberar calor latente de condensación, es decir, a partir del nivel de condensación. Con tormentas, el nivel de condensación puede estar perfectamente por encima del propio sistema montañoso, a eso se le suma la gran altura que adquieren las células. Empero, no podemos obviar la compresión que se ejerce sobre las masas de aire al descender de un sistema montañoso, que en efecto puede debilitar a las células.

En relación con este descenso de las células convectivas a regiones a altitud menor, hemos de destacar el caso de las áreas litorales y prelitorales de la Península. Poniendo por caso el litoral valenciano, existen ocasiones en las que las tormentas generadas fundamentalmente a partir de un flujo de suroeste o incluso de poniente, presentan una intensificación en estos entornos (véase el entorno de Vinaròs, Alcalà de Xivert, Peñíscola…). Centrándonos así en el caso del Baix Maestrat, estas células convectivas al desplazarse hacia el litoral se encuentran con el forzamiento dinámico asociado a las brisas marinas que se desplazan hacia el interior. Un desplazamiento contrapuesto al de las propias células convectivas que lo que hace es potenciarlas en ocasiones.



A su vez, el entorno que va desde el este de Navarra hasta el oeste de Cataluña (incluyendo el norte de Aragón) es un área muy proclive a la generación de tormentas muy homogéneas e incluso de SCM (Sistemas Convectivos de Meso-escala). En este sector bajo condiciones idóneas, es decir, con una generalizada advección de vorticidad ciclónica o componentes meridionales (de suroeste a sureste), se pueden llegar a reunir con relativa facilidad todos los mecanismos de disparo posibles. Justo al sur se localiza la depresión del Ebro, donde ya hemos detallado que puede producirse un forzamiento dinámico asociado a la convergencia entre viento de sureste y cierzo. A ello se le suma el incentivo que supone la propia divergencia en niveles altos, el forzamiento termoconvectivo propio de meses cálidos (si bien en cualquier época del año puede estar presente, en menor medida) y sin duda el forzamiento orográfico generado por la ascensión desde la depresión del Ebro hasta los picos de Pirineos.

No obstante, Aragón en conjunto, el norte de la Comunidad Valenciana, el oeste de Cataluña y el este de Navarra suele constituir un entorno proclive al desarrollo de estos sistemas convectivos bien organizados y de grandes dimensiones.


(SCM del 17 de agosto de 2003). NOAA-14

4. Humedad relativa (HR) y Nivel de Convección Libre.

La humedad relativa es uno de los parámetros más importantes de entre todos los que atañen a las tormentas, no solo en superficie. Cuanto mayor sea la humedad, mayor será la capacidad de una parcela de aire de albergar aire cálido y por ende será más proclive a ascender (liberará calor latente al comenzar a condensar, que se traduce en un aumento de la energía potencial).

Por cuestiones referidas a los gases ideales y sobre las que no nos detendremos, cuanto mayor sea el contenido en vapor de agua de un cuerpo, menos denso será. La temperatura de rocío (que al fin y al cabo determina los valores de humedad) junto con la temperatura, da como resultado el espesor de la CAPE (que se calcula con la media de temperaturas y punto de rocío de las capas más bajas). Una vez conceptualicemos el nivel de convección libre (NCL), explicitaremos con mayor detalle lo que es la CAPE.


Relación entre el vapor de agua de una masa de aire y su temperatura.

Es importante matizar que no solo es esencial la humedad en superficie, pues las nubes no se suelen formar en la misma (si bien es cierto que se alimentan de la humedad en ella presente), es importante la humedad relativa en capas medias ya que determinará varios aspectos.

En primer lugar, si los valores de humedad son discretos, los niveles de condensación estarán más arriba (NCA y NCL, Nivel de Condensación por Ascenso y Nivel de Convección Libre respectivamente).

El NCL es el nivel atmosférico a partir del cual las masas de aire que ascienden por algunos de los mecanismos de disparo ya vistos, comienzan a ascender por sí mismas, esto es, por su menor densidad respecto de su entorno, lo que se denomina como empuje hidrostático. A partir de aquí, en tanto que la parcela de aire ascendente presente mayor temperatura que su entorno, ascenderá. El NCL es el nivel a partir del cual se inicia la distribución de la CAPE.



Todas las parcelas de aire que ascienden, requieren de algún mecanismo de disparo hasta el NCL. Cuanto más abajo esté pues, el NCL, más propicias serán las tormentas, pues menos dificultades tendrán las masas de aire en llegar hasta ahí. Para tener un NCL en niveles relativamente reducidos se requiere que los valores de humedad en todo el perfil sean elevados, de ahí la importancia de observar los mapas de humedad en capas medias. Asimismo, la temperatura juega un papel importante. Si tenemos temperaturas relativamente bajas dentro de lo que cabe en la estación estival (o primaveral-otoñal) el NCL estará más abajo y viceversa, si la temperatura es especialmente elevada, el NCL también lo será al igual que la base de la nubosidad. Pero, ¿qué sucede si los valores de humedad en capas medias y bajas son reducidos?

Para empezar, la temperatura de rocío será bastante menor que la temperatura (es interesante analizar mapas de temperatura de rocío para la predicción de tormentas, cuanto más alta sea, la humedad relativa también suele serlo) y el NCL estará bastante arriba. Esto muchas veces frustra el desarrollo porque las masas de aire tal vez no tengan los suficientes mecanismos como para alcanzar el NCL. No obstante, si se logra llegar al NCL y se desarrolla actividad tormentosa, serán probables los reventones cálidos ya explicitados, por la privación de enfriamiento evaporativo.

Tal vez el artículo en esta sección se torne algo más técnico al abordar al menos por encima el análisis de radiosondeos.

El NCL se calcula elevando una masa de aire a través de la adiabática seca (es decir, siguiendo una progresión de -0.95ºC/100 metros) y a través de una línea de razón de mezcla, que no es más que la cantidad máxima que puede albergar la masa de aire y por ende, será dependiente de la temperatura. En la intersección de ambas líneas se halla el Nivel de Condensación por Ascenso (NCA) que constituye la base de la nubosidad y que no debe confundirse con el NCL. Este último nivel se calcula desplazando la línea inicial hasta que interseque con la temperatura, siguiendo esta vez una línea pseudoadiabática o adiabática saturada ya que desde el NCA se libera calor latente de condensación.



Apréciese que la línea roja es la línea de temperatura del perfil, la azul claro la línea de temperatura de rocío y la azul oscuro, que para el caso no es relevante, es la temperatura de bulbo húmedo. Las curvilíneas (ya en color negro) que se desplazan hacia la parte superior y superior izquierda, son las adiabáticas saturadas o pseudoadiabáticas y las que se desplazan de abajo a la derecha a arriba a la izquierda de manera uniforme son las adiabáticas secas.

Habiendo aparecido el término de "temperatura de bulbo húmedo" (que básicamente lo que hace es cuantificar el enfriamiento asociado a la evaporación del agua)  aprovecho para relacionarlo con la probabilidad de granizo. Cuando en el perfil (especialmente en verano) tenemos una temperatura de bulbo húmedo negativa a una altitud no especialmente elevada, la probabilidad de granizo es mayor.

En muchas ocasiones el NCL coincide con el NCA aunque por lo general suele frecuentar un nivel superior. Otro índice de condensación es el NCC (Nivel de Condensación por Convección) que se debe únicamente al forzamiento termoconvectivo, despreciando el resto de mecanismos. Este nivel se calcula elevándonos desde la temperatura de rocío siguiendo la razón de mezcla correspondiente desde la superficie. Suele estar por encima del NCA y en caso de coincidir, significa que la parcela de aire presenta un desplazamiento marcado a través de la adiabática seca sin liberación de calor latente.

Existen mapas sobre la localización del NCA y su diferencia altitudinal respecto del NCL. Hay que tener en cuenta, que si no existe CAPE tampoco existirá un NCL. Es esencial para el pronóstico de mesociclones y tornados analizar este índice.



En definitiva, los mapas de humedad a 850 y 700 hPa son muy importantes (en mi opinión a 850 hPa más incluso que a 700), si los valores son elevados (60% o más), la atmósfera es más proclive a desarrollar tormentas, si bien se pueden desarrollar con valores inferiores, especialmente en entornos de montaña y más concretamente en la Ibérica turolense. Los mapas de la localización del NCL o la predicción de sondeos son también elementos muy relevantes.

Continuará-----------
« Última modificación: Abril 17, 2017, 20:41:31 pm por alvaroliver »

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Re:La predicción de tormentas en la península ibérica.
« Respuesta #2 en: Abril 18, 2017, 18:45:30 pm »
5. Energía Potencial Convectiva Disponible (CAPE), Índice de Elevación (LI), Inhibición Convectiva (CIN) y Nivel de Equilibrio (NE)

La CAPE es un parámetro esencial en la predicción de tormentas y debe ser analizado de forma conjunta con la humedad a todos los niveles y vientos en superficie. Este parámetros hay que analizarlo una vez tengamos claro que existirán mecanismos de disparo que logren impulsar a las masas de aire hasta la altura de la CAPE. Si no existen estos mecanismos de disparo, la energía potencial estará disponible sí, pero no se tendrá acceso a ella, ya sean 100 j/Kg que 4000. Sin mecanismos de disparo sería algo así como tener un petardo potente cuya mecha jamás prendiera, no sucedería nada en definitiva.

La energía potencial convectiva disponible (CAPE por sus siglas en inglés) es, en definitiva, la materialización en los mapas y sondeos del empuje hidrostático. Es la diferencia de temperatura (y por ende de densidades) entre una parcela de aire que pretende ascender desde el NCL y su entorno hasta el Nivel de Equilibrio (NE). Si esta diferencia térmica implica que la parcela es más cálida, existirá CAPE. Cuanta más pronunciada sea esta diferencia térmica, más gruesa será la proporción de CAPE. Con el fin de cuantificar sobre un mapa este grosor, se recurre al Índice de Elevación (LI), que mide esta diferencia al nivel de los 500 hPa. De este modo, se deduce que los índices CAPE y LI están bastante relacionados, especialmente en verano. En invierno, podría suceder que la proporción de CAPE fuese tan escasa que no llegara al nivel de los 500 hPa, no existiendo así LI.

El Nivel de Equilibrio es el límite superior de la proporción de CAPE. De este modo, queda encerrada la energía potencial entre el NCL y el NE. En muchas ocasiones, cuando la distribución de CAPE es profunda a través de la atmósfera, el NE coincide con el límite troposférico, es decir, con la tropopausa. En verano por tanto, las células convectivas pueden llegar a alcanzar los 12 e incluso 14 km. La nubosidad de hecho, en un primer momento puede penetrar esta tropopausa generando un overshooting, visible desde el terreno y especialmente desde el satélite.

Introducida la figura del satélite, aprovecho para comentar que un método para deducir si las corrientes ascendentes son muy intensas dentro de una célula convectiva, lo supone fijarse en si existen ondas de gravedad en la nube cumuliforme. Sobre el terreno, un método para fijarse en esta fortaleza de las corrientes convectivas es observar si existen nubes pileus sobre los cúmulos.



Llegados a este punto, es preciso analizar radiosondeos a fin de apreciar la distribución de la CAPE, si bien es cierto que intuitivamente se puede deducir. La CAPE se distribuye a lo largo (con la altura) y a lo ancho (a lo largo de las superficies isobaras) en la atmósfera hasta llegar al NE donde se agota. Como insisto, la CAPE es la sección atmosférica donde las parcelas de aire ascendentes siguen ascendiendo por su propia densidad.

Si la CAPE se distribuye a lo ancho y por tanto tiene un considerable grosor, la velocidad de las corrientes ascendentes será elevada (a partir del inicio de la CAPE, así que es conveniente, como ya comenté, que el NCL esté bajo ya que éste marca el inicio de la CAPE), tanto más cuanto más gruesa sea. Cuando la CAPE es gruesa se suele traducir en valores elevados de esta magnitud.

De este razonamiento (valores elevados de CAPE y mecanismos de disparo que logren alcanzarlo fácilmente) se extraen una serie de conclusiones:

Si los valores de CAPE son elevados, la velocidad vertical ascendente es elevada, por lo que la convección será más proclive a ser profunda. Mas si los valores de humedad en capas medias son reducidos, al tener gran velocidad ascendente las masas de aire, no les dará tiempo a incorporar aire seco del entorno. La convección de este modo es bastante efectiva. Existe de hecho una fórmula, muy ideal eso si, que correlaciona directamente el valor de la CAPE con la velocidad de las corrientes ascendentes. Da una idea medianamente aproximada, si bien es preciso introducir cambios en la misma:

V=√ 2*CAPE [m/s]


 
En este sondeo irreal podría considerarse que el espesor es muy considerable, con un Índice de Elevación (LI) rondando los -9ºC y una CAPE superior a los 5.000 j/kg. Las masas de aire en su veloz trayectoria vertical tendrían poco poder de absorción de sequedad. No obstante, el perfil en general es relativamente húmedo.

Otra cuestión es el granizo. Hace tres años compuse un artículo al que puede accederse a través
de este enlace en el que detallaba un método para calcular tanto la probabilidad de ocurrencia de granizo como el diámetro aproximado que podría alcanzar.

Por todos es sabido que las gotas de agua crecen en la nube hasta que alcanzan un tamaño que les permite hacer frente a las corrientes ascendentes y caer. Si las corrientes ascendentes son intensas, la gota de agua tendrá que ser más grande para vencerlas. Pues lo mismo le sucede al granizo. Si la intensidad del viento ascendente es notoria, el granizo también lo puede ser (con matices que ahora veremos).

Existe otro escenario. Imaginemos que los valores de CAPE son reducidos, de entrada la posibilidad de gestar granizo es menor y su tamaño no será acentuado. ¿Se podrían dar tormentas? Afirmativo. Aún siendo reducida la CAPE, las masas de aire que llegaran hasta ahí podrían seguir ascendiendo por sí mismas. Entonces, ¿cuál es el problema de tener una CAPE reducida en ocasiones? Sencillo, la intensidad de las corrientes ascendentes será claramente menor y las masas de aire ascendentes tendrán tiempo de incorporar un hipotético estrato seco del entorno. Esta adición puede llegar a frustrar la convección debido a que la sequedad origina corrientes descendentes. Sin embargo, si todo el perfil presenta valores de humedad próximos a la saturación, las masas de aire pueden llegar al Nivel de Equilibrio sin problemas (sucede especialmente en primavera). Sin embargo, la convección será por lo general no especialmente profunda.

Una vez detalladas todas las configuraciones de la CAPE en el perfil, es preciso introducir el concepto de Inhibición Convectiva (CIN: Convective INhibition).

Una vez las parcelas de aire han alcanzado el NCL, como hemos comentado, lo esperable es que sigan ascendiendo hasta el Nivel de Equilibrio. Sin embargo, existen circunstancias que pueden impedir que las células alcancen dicho nivel. Básicamente si la temperatura de la parcela de aire en algún momento es más reducida que el entorno, por la ya citada ley de gases ideales, sería más densa que el mismo. Ahí es donde entrarían en escena los principios hidrostáticos que determinan que tal parcela de aire debe retornar a niveles inferiores. Esto último es la definición de estabilidad atmosférica, de lo que se deduce que la convección podría no llegar a acontecer siquiera aun siendo prominente la CAPE.



La inhibición convectiva hace referencia fundamentalmente a la presencia de estratos invertidos en el entorno. Tales estratos de inversión térmica pueden ser favorecidos por la sequedad del ambiente, que lo que hace es generar corrientes descendentes estableciendo lo que coloquialmente denominamos como “tapón”. Típicamente esta inversión se establece por debajo del NCL, por lo que la CIN es la energía a la que una parcela de aire debe sobreponerse para dar inicio a la convección.

En ocasiones, la inversión se presenta por encima del NCL, seccionando la CAPE en dos. Esta CIN puede frustrar la convección una vez iniciada, encontrando el tope de la nubosidad cumuliforme en caso de ser acentuada. Por lo general, el propio empuje de la parcela de aire logra vencer este estrato y proseguir en su ascenso.

El estrato de CIN puede ser erradicado con un aporte de humedad que haga aumentar la temperatura de rocío y especialmente con un aumento de la temperatura en los niveles inferiores. Este hecho suele suceder hacia el mediodía en áreas de interior. Otro modo de quebrar el estrato de CIN es mediante forzamiento sinóptico asociado a un frente, una onda corta, etc.

El entorno donde existe muy habitualmente un estrato de CIN muy marcado en niveles bajos es en la cornisa cantábrica. La inversión estival aquí se debe a las brisas marinas que generan un entorno fresco en superficie, pero la influencia subtropical en niveles medios hace que la temperatura sea superior a tales niveles. Se forma así una inversión térmica muy acusada que frustra la convección. Sin embargo, existe una configuración en este sector que puede potenciar la convección sobremanera. Bien es cierto que previamente a acontecer no existe inversión térmica, sino todo lo contrario, una compresión adiabática de las masas de aire debido al descenso por la ladera norte de la Cordillera Cantábrica. A lo que me refiero es al fenómeno de la galerna. Ello supone un forzamiento sinóptico muy marcado al rolar violentamente la componente de sur-sureste a noroeste, siendo frecuente observar un roll cloud o arcus barriendo el litoral desde Galicia hasta el País Vasco y aparejando rachas fuertes de viento. En otros casos también se pueden tener tormentas en áreas costeras provenientes de la Cordillera Cantábrica y en proceso de estratificación.


(Sondeo del 07/07/2016 sobre la vertical de Santander. Nótese que la temperatura en superficie es la misma que a 1.500 metros de atmósfera libre).

Huelga matizar asimismo, que una proporción considerable de CIN remontada por una CAPE robusta suele aparejar una mayor profundización en la convección. Probablemente al romperse el "tapón" se tiene un acceso súbito al estrato de energía potencial disponible, lo que origina tal intensificación. Así pues, episodios de severidad convectiva (como el que aconteció en la presierra madrileña el día 6 de mayo de 2011) suelen ir aparejados a valores de CIN notorios.

En resumen, si en verano los valores de humedad no son realmente elevados en todo el perfil, los valores de CAPE deberían serlo para potenciar la convección (no es conveniente cuantificar a partir de qué valores), si los valores de humedad son problemáticos, la CAPE debería ser acentuada, pero no será imperativo tener valores extraordinarios. Independientemente de eso, hay que asegurarse de que las parcelas de aire alcancen el NCL (convergencias, valores altos de HR, etc.).

Continuará-----------

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Re:La predicción de tormentas en la península ibérica.
« Respuesta #3 en: Abril 19, 2017, 19:50:36 pm »
6. Cizalladura.

Una vez analizados los mapas de configuración, de humedad en distintas capas y de CAPE ya podemos hacernos una idea de la inestabilidad que existirá en los distintos puntos de la Península. Con la cizalladura sabremos o se podría saber el nivel de organización, la capacidad de generación de nuevas células, la estaticidad o el dinamismo y la intensidad  de los núcleos convectivos, así como la posibilidad de granizo.

La cizalladura es la variación de la intensidad del viento con la altura, se mide en metros/segundo o en nudos. En general, con la altura, debido a la ausencia de rozamiento superficial, el viento se va incrementando, aunque evidentemente puede haber excepciones. La cizalladura se suele dirigir en la misma dirección que la componente en el espesor al que haga referencia. Por ejemplo, imaginemos la cizalladura en el espesor 0-3 km, es decir, lo que varía la intensidad del viento en los 3 primeros kilómetros de la atmósfera. A su vez imaginemos que tenemos un ramal de la corriente en chorro divergente (de SSW por ejemplo), cuando sucede esto, el viento en todo el perfil suele ser de SSW (en capas bajas por el rozamiento puede variar, no obstante), es decir, que el viento de SSW puede variar de intensidad en los 3 primeros kilómetros. Las tormentas que se formen se desplazarán por tanto hacia el NNE y se moverán más o menos rápido dependiendo de los valores de cizalladura.

Sin embargo, la cizalladura en niveles inferiores puede ser distinta a la de los niveles adyacentes. La dirección de la cizalladura puede variar con la altura y esto es matizable gracias al análisis de hodógrafas sobre lo que no me centraré en gran medida.



Básicamente para comprobar la dirección del viento en niveles inferiores y superiores (y hacernos una idea de la cizalladura media) basta con trazar vectores desde el centro de la hodógrafa hacia cada punto señalizado. Ese vector será la dirección del viento para ese nivel y su longitud determinará su intensidad. En este caso, en superficie tendríamos un viento de levante a 5 nudos, en niveles medios sería de sur a aproximadamente 8 nudos y en los límites de la troposfera sería de poniente a 20 nudos. La cizalladura de 0 a 6 kilómetros (si consideramos que los 6 km se sitúan en el inicio de la tonalidad rojiza), sería una media del viento entre la superficie y ese nivel, por lo que apuntaría hacia el noroeste.

La cizalladura repercute tanto sobre la corriente descendente de una tormenta como sobre la ascendente.

En cuanto a la repercusión sobre la corriente descendente, más bien podríamos decir que es sobre el resultado de ésta, es decir, sobre las corrientes de salida o de densidad ya vistas. Esta descendencia lo que genera es una bolsa de aire frío en superficie que se desplaza en todas direcciones a través de un frente de racha en determinadas ocasiones. Es aquí donde entra en juego la cizalladura vertical en los niveles inferiores. Si imaginamos una cizalladura lineal espacialmente y en crecimiento con la altura, se genera una vorticidad que se contrapone a la vorticidad de la corriente de densidad en su lado de propagación:



En el caso de la ilustración, tendríamos una cizalladura ambiental orientada hacia el este (flechas de la izquierda) y que debido a que se intensifica con la altura en dicha dirección, generaría una vorticidad positiva, que coincide con el flanco occidental de la bolsa de aire frío. Debido a tal hecho, se suprimirían la una a la otra en cierta medida, por lo que la capacidad de ascenso neto de masas de aire sería reducida. Por el contrario, en el lado oriental, la vorticidad de la bolsa de aire frío es negativa (se producen vientos desde el centro de la bolsa de aire frío hacia el exterior y cuando “confronta” con el exterior se produce ese vórtice). Al ser negativa se contrapone con la vorticidad del entorno y se puede producir un ascenso equilibrado de las masas de aire dando lugar a una nueva célula convectiva.

Nótese que me he referido a ello como posibilidad, puesto que tiene que existir un equilibrio entre la vorticidad de la bolsa de aire frío y la circundante. De este modo, si la bolsa de aire frío es muy pronunciada y en menor proporción que la cizalladura, la vorticidad de la bolsa fría será más pronunciada que la vorticidad del entorno. Por tanto, las masas de aire relativamente cálidas del entorno ascenderían con mucha inclinación por encima de la bolsa de aire frío. Ante tal circunstancia la corriente de aire ascendente no estaría muy definida y la capacidad de regeneración sería limitada. También puede suceder que la cizalladura vertical sea muy pronunciada, lo que se traduciría en una vorticidad mayor que la de la bolsa de aire frío. La corriente ascendente en este caso se desplazaría hacia la derecha, alejándose de la bolsa de aire frío.

Caso distinto atañe a las corrientes ascendentes que se ven repercutidas por la cizalladura. Si en el caso anterior (en relación a la bolsa de aire frío) hablamos de regeneración, en este caso hablamos de organización. Verdad que podemos estar hablando de lo mismo muchas veces.

En presencia de una cizalladura lineal y en incremento con la altura como en el caso anterior, produce una inclinación en la misma dirección en las corrientes ascendentes. De lo expuesto, se deriva que tienen que estar relacionados tanto el forzamiento termoconvectivo como la magnitud cizalladura. Si la CAPE es reducida, la velocidad de las corrientes ascendentes será igualmente reducida y si la cizalladura es elevada en todo el perfil (0-6 km), la inclinación será tal que se frustrará la convección, tendiendo la nube cumuliforme a estratiforme. Por el contrario, si la CAPE es robusta y la cizalladura es moderada, la célula se inclinará en la misma dirección pero hasta alcanzar el Nivel de Equilibrio.

El motivo de la inclinación se debe a la presencia de vorticidad vertical asociada a los ascensos. En el lado de desplazamiento de la célula, la vorticidad (positiva) coincidiría con la vorticidad asociada a la cizalladura, de lo que se deriva una inclinación en la dirección de la cizalladura. Además, cuando se establece una corriente ascendente en un área con cizalladura, se produce una contraposición al viento horizontal. Esto produce un “agolpamiento” en el flanco de incidencia de la cizalladura y un “vacío” en el contrapuesto. Así, se establece un flujo de vientos en la célula orientado en la dirección de la cizalladura, inclinando dicha célula. Bien puede apreciarse en las distintas ilustraciones de COMET:



De esta inclinación de las tormentas se deriva otra conclusión: al inclinarse, se separa la corriente ascendente que alimenta a la propia tormenta, de la corriente descendente que es la que genera el máximo de precipitación y que la debilita al contraponerse a su corriente de alimentación. Por tanto, tendremos ambas corrientes separadas contrarrestando pues el debilitamiento de la tormenta. Esto hace que la tormenta sea más intensa y que el granizo por tanto sea más probable. La cizalladura (tanto la intensidad como la dirección) juega un papel importante en la génesis de sistemas convectivos de meso-escala, sistemas supercelulares y tornados.

En resumen, la cizalladura es importante a la hora de predecir fundamentalmente la organización y regeneración de las células convectivas. A más cizalladura más organización de las tormentas (será más probable la complejidad en las estructuras), sin embargo, si es excesivamente elevada puede desbaratar la convección, por lo que frustraría la formación de tormentas intensas tendiendo a la estratificación. Al ser dependiente la cizalladura de la CAPE para predecir sus consecuencias, no podemos aportar cifras límite. Habitualmente, con buena proporción de CAPE, un valor de 20-25 m/s (0-6 km) puede favorecer gran organización celular.

7. Helicidad.

La helicidad es incluso más concisa que la cizalladura. Si nos fijamos, estoy mencionando parámetros en el orden en el que sería conveniente analizarlos.

Este parámetro se encuentra ligado a la cizalladura, con algunos matices. Si la cizalladura se refería a la variación de la velocidad del viento con la altura dando como resultado una vorticidad horizontal cuyo eje es perpendicular al vector de cizalladura, la helicidad se refiere a la variación de dirección en el flujo de vientos que da como resultado una vorticidad que en lugar de ser perpendicular es paralela al viento medio (en general a 3km).



La helicidad es pues, la variación en intensidad y dirección (hacia la derecha o hacia la izquierda) del viento con la altura. Lo que hace este parámetro, es dotar de movimiento ciclónico a las masas de aire que ascienden, haciéndolo pues en espiral, esto propicia la aparición de estructuras complejas como pueden ser los sistemas supercelulares o tornados.
Igualmente determina hacia qué dirección se desviarán con respecto a la componente original estos sistemas. Es importante observar la hodógrafa para tener una idea cualitativa de la helicidad (sección abarcada entre los 0 y 3 km del viento relativo a la tormenta).

Los vientos circundantes a una tormenta son “ingeridos” por esta. Tales vientos presentan una vorticidad horizontal al ser dependientes de la cizalladura. Cuando se establece una corriente vertical ascendente, esta vorticidad horizontal inherente al viento pasa a adquirir una trayectoria vertical. Es decir, la vorticidad horizontal se convierte en vertical. Lo que hace esto es incentivar la rotación de la célula convectiva. Esta magnitud se mide en m2/s2. Por lo general valores de 150-200 m2/s2 incentivan la probabilidad de que acontezcan supercélulas e incluso tornados, si bien es cierto que la cizalladura en niveles bajos y la CAPE deben ser analizados en profundidad.

8. Resumen.

  • Mapas de configuración sinóptica (principalmente 500 y 300 hPa sin desmerecer el resto de superficies), para apreciar dónde se hallan las áreas de advección de vorticidad ciclónica o la divergencia en el límite superior (borde oriental de vaguadas, DANA, etc.) y por tanto más inestables. Igualmente, es importante apreciar la temperatura a 500 hPa, en relación con el gradiente térmico vertical.
  • Mapas de viento en superficie para comprobar dónde se sitúan las líneas de convergencia y entornos favorables al forzamiento orográfico. También es importante de cara a las advecciones de humedad relativa.
  • Mapas de humedad en superficie, a 850 y a 700 hPa para deducir si la masa de aire que pretende ascender condensará en gran medida (mapas de temperatura de rocío también). Notable es el análisis de estos mapas para intuir el posicionamiento del NCL.
  • La CAPE, tanto en cantidad como en distribución a lo largo del perfil atmosférico se trata de un parámetro muy significativo. Determina la intensidad de las corrientes ascendentes entre otros aspectos. Aquí es preciso familiarizarse con la figura de los radiosondeos.
  • Inmediatamente después de analizar el empuje hidrostático hay que analizar la intensidad y la dirección de la cizalladura, con el fin de apreciar la capacidad de regeneración y organización de las células convectivas. Una cizalladura considerable en un entorno con gran CAPE podrá originar una regeneración de las células en el sector de avance de las mismas, así como una potenciación de las líneas de turbonada y gestación de SCM.
  • Posteriormente, mapas de helicidad, a fin de apreciar la posible rotación de las corrientes ascendentes para predecir pues, supercélulas o incluso tornados. No obstante, pueden acontecer supercélulas únicamente con una cizalladura considerable precisamente por la vorticidad horizontal que se genera.



Como ya hice con el anterior artículo sobre nevadas, agradecería cualquier corrección conceptual y evidentemente ortográfica y gramatical. He intentado que sea relativamente escueto este trabajo, no ahondando lo que me gustaría en lo relativo a los radiosondeos y hodógrafas. Quizá existan secciones poco comprensibles, por lo que agradecería igualmente que se hiciera constar.

A continuación cuelgo en drive el PDF con este trabajo al completo:

https://drive.google.com/file/d/0B9OOQN95yMWsVlBxODBEMmQtMlk/view?usp=sharing


Fuentes.

https://www.meted.ucar.edu/
http://www1.wetter3.de/animation.html
http://www.meteociel.fr/
http://www.estofex.org/
http://www.noaa.gov/

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Re:La predicción de tormentas en la península ibérica.
« Respuesta #4 en: Abril 20, 2017, 22:54:57 pm »
Soberbia síntesis, Álvaro!! Ahora sólo tienen que leerte aquellos que preguntan tanto por las redes sociales. No es que se aprenda todo con tus líneas maestras pero sí muchísimas cosas. Hace falta gente como tú, valientes y que bajen al ruedo para divulgar.

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Re:La predicción de tormentas en la península ibérica.
« Respuesta #5 en: Abril 22, 2017, 14:10:55 pm »
Soberbia síntesis, Álvaro!! Ahora sólo tienen que leerte aquellos que preguntan tanto por las redes sociales. No es que se aprenda todo con tus líneas maestras pero sí muchísimas cosas. Hace falta gente como tú, valientes y que bajen al ruedo para divulgar.

Muchísimas gracias Mario, como ya te dije, proviniendo de ti es todo un halago :)
Si, la verdad es que más que tratarse de una "guía" de predicción de tormentas, quizá tenga más caracter descriptivo.. La convección es algo muy complejo y muchas veces no se ajusta a lo escrito en libros, manuales, etc. No obstante, algo orientativo si pretendía ser.
Muchas gracias de nuevo!

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Re:La predicción de tormentas en la península ibérica.
« Respuesta #6 en: Abril 23, 2017, 02:50:14 am »
Excelente trabajo, a ver si lo leo con mucho más detenimiento porque es muy muy completo.
Es de órdago este reporte. Boquiabierto estoy de ésta síntesis.

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Re:La predicción de tormentas en la península ibérica.
« Respuesta #7 en: Abril 23, 2017, 08:52:47 am »
 :o :o :o
Muchas gracias por compartir esta gran aportación a la que seguiré leyendo con detalle.
Un saludo.

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Re:La predicción de tormentas en la península ibérica.
« Respuesta #8 en: Abril 25, 2017, 19:41:20 pm »
Muchísimas gracias a todos por tener la paciencia de leer un trabajo tan extenso y por el interés depositado. Todo un placer  :) :)

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Re:La predicción de tormentas en la península ibérica.
« Respuesta #9 en: Julio 28, 2017, 21:48:41 pm »
Gran aporte! Grandísimo aporte! Ya lo he leído muchas veces, y he aprendido mucho. Muchas gracias por compartirlo.

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