Apreciaciones sobre la predicción de tormentas en la Península Ibérica con análisis mesoescalar

Buenas noches.    

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

Primero de todo, es importante tener en mente que todo es relativo y por tanto, considero que no tiene mucho sentido aportar información referida a la cuantitatividad de los distintos parámetros que vamos a ver. Nos referiremos pues a lo cualitativo y por ende subjetivo de tales parámetros meso-escalares.

Pese a aparecer en el título el nombre de “meso-escala”  no indica que solo haya que analizar modelos meso-escalares. El análisis meso-escalar solo es conveniente realizarlo cuando apenas queden dos o tres días 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.

En primer lugar hay que 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 500hPa. Observar la configuración sirve para determinar dónde se hallará la mayor inestabilidad asociada a la distribución de la divergencia en altura. La divergencia se halla principalmente en el borde oriental de las vaguadas o embolsamientos de aire frío, pero, ¿por qué?

El viento que gira en capas medias y altas en torno a vaguadas y dorsales se denomina viento geostrófico, es un viento que fluye exento de rozamiento superficial. Pues bien, en ausencia de gradiente, el viento fluye más velozmente en torno a los anticiclones que en torno a las borrascas (por una serie de causas que obviaremos). Cuando en un mapa a 300hPa (altitud aproximada del chorro) se aprecia una vaguada, sucede que el viento al llegar al vértice de la misma, ve reducida su velocidad (viento subgeostrófico), una vez atravesado el vértice, la velocidad comienza a incrementarse por tender hacia el cuello de la dorsal o simplemente escapar del radio de acción de la vaguada. Tenemos por tanto un déficit de densidad (reducción de las masas de aire a ese nivel) y ello supone un problema, porque la atmósfera, como la naturaleza, siempre tiende al equilibrio. Para solventarlo, lo que sucede es que se produce un ascenso de masas de aire de capas inferiores (convección) para rellenar este “vacío”. Digamos que este vacío o déficit es propiciado por la divergencia (sale más viento del vértice del que entra) y lo que hace es succionar aire de abajo, lo que se traduce en inestabilidad al potenciar la convección.

Y es este el motivo por el cual la parte oriental de las vaguadas y embolsamientos es la más inestable. Sucede al contrario en el borde occidental (convergencia en altura que deriva en subsidencia y divergencia en capas inferiores).

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) sobre la misma, 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. El ramal ascendente por tanto, para los “intereses” de la mayor porción peninsular, debería proceder desde el oeste o sudoeste, mejor que de NW. 

En todo caso, es conveniente que las líneas de corriente a 500 y 300hPa sean al menos de componente SW, siendo bastante favorable componente S o SE. Lo que esto otorga es un disparo (por la succión que mencionábamos en capas superiores asociado a la divergencia) que denominamos dinámico.  Para aportar mayor formalidad al análisis, se pueden ver los mapas de advección de vorticidad a 300hPa (vorticidad positiva -tonos anaranjados- se traduce en divergencia, vorticidad negativa -tonos azulados- en convergencia). 

También es importante ver los mapas de temperatura a 500hPa para apreciar el gradiente térmico vertical que existirá en el perfil.

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

Viento en superficie, factor orográfico y demás apreciaciones.

Es cierto que la divergencia en altura estimula a las masas de aire inferiores a ascender, sin embargo, en el espesor de los 50-100hPa por encima de la superficie hacen falta algunos 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 centro. Me centro, en esencia, en las líneas de convergencia que se generan principalmente en la mitad oriental peninsular.

Por acción de la radiación solar, el suelo se calienta en el interior sobremanera en verano, esto ayuda a que se genere una baja térmica sin poder de acción directa por si misma (salvo en áreas montañosas de forma puntual), lo que si hace, no obstante, es originar una circulación relativamente cerrada que inferirá una componente general de SW en el centro y oeste peninsular. A su vez, en la vertiente mediterránea por acción de las brisas marinas, se instaura levante o sureste que converge con el SW durante el día en el interior valenciano. Con la llegada de la tarde-noche, la acción de la baja térmica comienza a decaer y el levante puede llegar a irrumpir hacia el interior de la meseta, desplazándose por consiguiente la línea de convergencia.

En definitiva, es importante observar el viento a 950-975hPa 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 HR, de CAPE, etc. Las áreas de convergencia por tanto, son potencialmente inestables. Son mas importantes aquellos puntos donde los valores de HR y CAPE varían fuertemente en breve espacio que aquellos en los que existen valores elevados de manera uniforme.

Igualmente, hay que matizar que la convergencia en superficie por sí misma, despreciando el resto de parámetros, no es suficiente para desencadenar núcleos convectivos. Cierto es que estas impulsan verticalmente masas de aire, pero si estas masas de aire presentan valores de humedad ínfimos, es difícil que llegue a condensar.

En esta serie de apreciaciones me voy a centrar en el modelo meso-escalar WRF ya que el euro4, por lo que he podido comprobar, es más preciso en meses invernales. Pues bien, en este modelo se aprecian bien estas regiones de convergencia, e incluso las corrientes de densidad (viento que escapa en todas direcciones del centro de la tormenta).

Hay que matizar que las corrientes de densidad no son síntoma de fortalecimiento de una célula convectiva, si no al contrario. Aún así, estas corrientes de densidad pueden originar convergencia local, debido a que son corrientes de aire frío (denso) que escapa de la tormenta. Es algo así como una onda formada al lanzar una piedra a un lago. Pues bien, estas corrientes densas van confrontando en su desplazamiento con aire cálido del entorno de la tormenta, por lo que pueden desencadenar en nuevos núcleos.

No hay que olvidar sin duda la acción de los sistemas montañosos. En primer lugar, durante el día se suele originar (en general, evidentemente) en superficie una corriente de vientos que se dirige a la montaña (por cuestión de densidades), si todos los “ingredientes” acompañan, esto puede suponer disparo orográfico, las masas de aire cálido y húmedo se desplazan en dirección ascendente por la falda de la montaña hasta que se enfrían y condensan, pudiendo dar lugar por tanto, a una célula tormentosa.

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 föehn, no es difícil pues, que desciendan de sistemas montañosos y afecten a áreas llanas. Esto es debido a que el föehn 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.
 

En definitiva, en los mapas de superficie referidos al viento, habrá que centrarse principalmente en las zonas de convergencia y también en la fuente de origen del viento, la convergencia asimismo es un modo de disparo dinámico.

Humedad relativa y Nivel de Convección Libre (NCL).

La humedad relativa es uno de los parámetros más importantes de las tormentas y no solo en superficie (que también). A más humedad, mayor capacidad de albergar aire cálido tendrá una parcela de aire que pretende ascender y por ende será más proclive a ascender (liberará calor latente al comenzar a condensar). La temperatura de rocío (que al fin y al cabo determina los valores de HR) junto con la temperatura, determina el espesor de la CAPE (que se calcula con la media de temperaturas y punto de rocío de las capas más bajas).

Pero no solo es importante la HR en superficie (que lo es), las nubes no se suelen formar en la superficie, es importante la HR en capas medias ya que determinará varias cosas.

En primer lugar, si los valores de HR son discretos, los niveles de condensación estarán más arriba (NCA y NCL, Nivel de Condensación por Ascenso y Nivel de Convección Libre respectivamente). Me quiero centrar en el NCL ya que es el nivel a partir del cual las masas de aire que ascienden por algún mecanismo de disparo, comienzan a ascender por sí mismas (por su menor densidad con respecto a su entorno). El NCL es el nivel a partir del cual empieza la distribución de la CAPE, por lo que interesa que esté cuanto más abajo en el perfil mejor.

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. Y para que el NCL esté abajo se requiere que los valores de HR en todo el perfil sean elevados, de ahí la importancia de observar los mapas de humedad en capas medias. 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 mirar mapas de temperatura de rocío para la predicción de tormentas, cuanto más alto esté, más HR) 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 que cuando en la tormenta se gestan corrientes descendentes, éstas no gozarán de un enfriamiento asociado a la evaporación de agua (ya que no habría) y por tanto, al descender se comprimiría (compresión adiabática que se llama) sufriendo un calentamiento extraordinario. Así que si vemos que los valores de humedad en capas medias son realmente bajos, pero existen síntomas de que puede gestarse algún núcleo convectivo, no es descartable la posibilidad de reventones cálidos.

En definitiva, los mapas de humedad a 850 y 700hPa son muy importantes (en mi opinión a 850hPa más incluso que a 700), si los valores son elevados (60% o más), la atmósfera es más proclive a desarrollar tormentas.

Energía Potencial Convectiva Disponible (CAPE) y Nivel de Equilibrio (NE)

La CAPE también es un parámetro bastante importante en la predicción de tormentas y debe ser analizado de forma conjunta con la HR y vientos en superficie. Hay que mirar este parámetro una vez que tengamos claro que existirán mecanismos de disparo que logren impulsar a las masas de aire hasta la altura de la CAPE (divergencia en altura y convergencias en superficie como ya hemos visto). Si no existen estos mecanismos de disparo, la energía potencial que supone la CAPE estará disponible si, pero no se tendrá acceso a ella, ya sean 100 J/Kg que 4000. Sin mecanismos de disparo sería como tener una bomba muy potente pero sin activar nunca la mecha, no sucedería nada.

Llegados a este punto, es preciso analizar radio-sondeos para apreciar la distribución de la CAPE, si bien es cierto que “a ojo” se puede intuir. 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 Nivel de Equilibrio (NE) donde se agota, básicamente la CAPE es el trozo de atmósfera donde las parcelas de aire ascendentes siguen ascendiendo por su propia densidad.

Si la CAPE se distribuye a lo ancho (es gruesa), la velocidad de las corrientes ascendentes será elevada (a partir del inicio de la CAPE ojo, así que es conveniente, como insisto, que el NCL esté bajo, ya que éste marca el inicio de la CAPE), tanto más cuanto más gruesa sea. Para quien no esté por la labor de analizar radio-sondeos, básicamente, cuando la CAPE es gruesa se suele traducir en valores elevados de la misma.

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 es elevada, si la velocidad de las corrientes ascendentes es elevada, la convección será más proclive a ser profunda. Mas si los valores de humedad en capas medias son bajos y en superficie son mayores, al presentar tal velocidad elevada las parcelas de aire que pretenden ascender, no les dará tiempo a incorporar aire seco del entorno. En definitiva, si la CAPE es elevada, a las masas de aire que asciendan no les dará tiempo a incorporar aire seco del entorno por el cual ascienden.

Otra cuestión es el granizo. 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 fuertes, la gota de agua tendrá que ser más grande. Pues lo mismo le sucede al granizo, si la intensidad del viento ascendente es grande, 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 poca CAPE? Sencillo, la intensidad de las corrientes ascendentes será claramente menor y las masas de aire ascendentes tendrán tiempo de incorporar elementos del entorno, si el entorno es seco, se puede frustrar la convección debido a que la sequedad origina corrientes descendentes o de subsidencia. 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).

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 indicar valores a partir de los que valdría y los que no), 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). [en la página web de lighningwizard se pueden ver mapas de la altura a la que se sitúan estos niveles].

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 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 0-3km, 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 inclinaran por tanto hacia el NNE y se moverán más o menos rápido dependiendo de los valores de cizalladura.

Como inciso, para situaciones normales de actividad convectiva, es importante analizar este parámetro en el espesor 0-6 kilómetros (se puede mirar en el apartado de modelos de estofex) ya que es el que mayor espesor abarca, no obstante, para situaciones de gran complejidad sinóptica en los que la posibilidad de tornados no queda exenta, es importante la cizalladura en espesores de atmósfera inferiores.

De esta inclinación de las tormentas se deriva otra conclusión: si el núcleo tormentoso se inclina, 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 debilita a la tormenta 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.

En resumen, la cizalladura es importante a la hora de predecir fundamentalmente la organización, 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. Valores excesivamente elevados ahora en verano podrían ser 40m/s (0-6km).

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, la helicidad se refiere a la variación de dirección en la cizalladura, es pues, la cizalladura del desplazamiento. En esta imagen se explica algo mejor:

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. Poco más se puede decir al respecto, más que matizar que se suele predecir en el espesor 0-3km.

Resumen

1. Mapas de configuración sinóptica (principalmente 500 y 300hPa sin desmerecer el resto de superficies), para apreciar dónde se hallan las zonas divergentes (borde oriental de vaguadas, DANA, etc.) y por tanto más inestables. Igualmente, es importante apreciar la T a 500hPa, en relación con el gradiente térmico vertical.
2. Mapas de viento en superficie para ver donde se sitúan las líneas de convergencia, esto sumado a la divergencia en altura casi asegura la convección. Igualmente se observan para ver si existirá disparo orográfico.
3. Mapas de humedad en superficie, a 850 y a 700hPa para ver si la masa de aire que pretende ascender condensará rápido o no condensará (mapas de temperatura de rocío también). Divergencia en altura sin humedad relevante hasta los 850hPa, puede frustrar la convección.
4. Si los anteriores parámetros acompañan, veremos los mapas de cizalladura, para ver cuán dinámicas serán las tormentas y su nivel de organización.
5. A continuación, mapas de helicidad, para ver la rotación que pueden tener las masas de aire que asciendan, para predecir pues, supercélulas o incluso tornados.
6. No lo he indicado, pero tras esta serie de apreciaciones en los modelos, es conveniente mirar los mapas de precipitación, para ver dónde deduce el modelo que se dará el máximo. Los mapas de precipitación en los modelos globales no hacen distinciones concretas en cuanto a regiones, aportan información general que hay que matizarla con los mapas de precipitación de los modelos meso-escalares.