Compartimos con vosotros la tercera 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, y en la segunda el factor orográfico, la humedad relativa y el nivel de convección libre; hoy se detallan factores como el CAPE

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. Más 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 sí, 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.).

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.

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.

Resumen

1. 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.
2. 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.
3. 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.
4. 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.
5. 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.
6. 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.