La predicción de las tormentas en la Península Ibérica (I)

17/04/2017

Álvaro Oliver ha escrito para cazatormentas un interesante artículo que compartiremos con vosotros en tres entregas acerca de la predicción de las tormentas en la Península Ibérica.

En las siguientes líneas, Álvaro nos explica con detalle los factores más importantes que hay que tener en cuenta para prever la formación de tormentas en nuestro entorno. Si quieres entablar un diálogo con él, te animamos a participar en nuestro Foro de Debate donde tenemos este tema abierto.

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.

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.

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.

Un comentario

  1. ELISA dice:

    SIMPLEMENTE MARAVILLOSO

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