Hoy compartimos la segunda entrega que Álvaro Oliver ha preparado para cazatormentas acerca de la previsión de tormentas en la Península Ibérica.

Tras analizar en la primera parte los mapas de configuración sinóptica y la influencia de los vientos en superficie–convergencias, en esta ocasión se estudia el factor orográfico, la humedad relativa y el nivel de convección libre.

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

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.