Martes, 21 de Octubre de 2014

GUÍA PARA LOS MAPAS DE PARÁMETROS CONVECTIVOS
(Oscar van der Velde)



Traducción: Fernando Domínguez
Para cualquier duda o sugerencia: ferdomr@hotmail.com

 

Nota del traductor:
Hay tres grupos básicos de ingredientes: inestabilidad, cizalladura y forzamiento. Si existe CAPE y un mecanismo de disparo que consiga superar la inhibición habrá tormentas; si consiguen formarse la probabilidad de que sean severas aumentará según el producto del CAPE por la cizalladura 0-6km (CAPE*shear0-6km) sea mayor.





 

1.MLCAPE, presión en superficie, altitud geopotencial a 500hpa


Este mapa ofrece una panorámica de las alturas habituales para una visión general rápida de los sistemas de presión junto con el MLCAPE (Energía Potencial Convectiva Disponible de la capa de mezcla).
El CAPE es la energía potencial que tiene una parcela cuando es elevada a su nivel de convección libre y se vuelve más cálida que el aire de sus alrededores, experimentando flotabilidad ascendente. La energía potencial se puede convertir en energía cinética reflejada en un movimiento hacia arriba. En principio, a partir de esto se podría calcular una velocidad vertical, pero la teoría de la burbuja no es perfecta y no tiene en cuenta cosas como la resistencia al avance producida por la precipitación o las contribuciones dinámicas de presión de la cizalladura vertical. Sin embargo, un mayor CAPE habitualmente implica tormentas más fuertes con un mayor riesgo de granizo de gran tamaño y otro tipo de tiempo severo. Dicho esto, dese cuenta que el CAPE habitualmente tiene menos importancia que la cizalladura vertical ambiental para los tornados, mientras que la probabilidad de granizo grande se incrementa a medida que aumenta el CAPE, si está presente al menos una cizalladura moderada valores en torno a 500-1000J/kg son suficientes.
Los factores que implican la presencia de un CAPE alto son un amplio gradiente vertical de temperatura desde niveles bajos a niveles medios y una capa límite cálida y húmeda. Cuanto más fríos estén los niveles medios comparados con la parcela y cuanto mayor sea la altura hasta la cual la parcela experimenta flotabilidad hacia arriba (nivel de equilibrio alto), el CAPE en general es mayor. Sin embargo, las capas cálidas y secas en niveles bajos pueden actuar como un tapón que evita a las parcelas procedentes de la capa límite alcanzar el nivel de convección libre y puede evitar la formación de tormentas (ver el mapa de NCL y NCA).
El CAPE dispuesto en estos mapas se calcula para una parcela que tenga el promedio de la razón de mezcla y de la temperatura potencial de la capa 0-1km, puesto que eso refleja el proceso de mezcla en la capa límite. Tenga en cuenta que el problema del GFS al sobreestimar los puntos de rocío en niveles bajos y por lo tanto el CAPE bajo condiciones de vientos débiles y fuerte insolación en verano se ve un tanto mitigado al no incluir el nivel a 2 metros de altura en el cálculo.
Finalmente, sea consciente de que el CAPE es muy sensible tanto a pequeñas diferencias en los perfiles de temperatura y humedad como a la parcela que cojamos. Por lo tanto es bastante inútil hablar de por ejemplo “855 J/kg de CAPE” o incluso de “900 J/Kg”. Si los mapas indican 1000J/Kg de CAPE sería absolutamente normal encontrar sondeos entre 500-1500J/Kg en esa zona, con un amplio margen de al menos el 50%.



2. Omega: Advección de vorticidad geostrófica a 600 hPa por los vectores de viento térmico a 900-300 hPa, altitud de los 600 hPa.


Este mapa usa el método de Trenberth para estimar el movimiento vertical resultante provocado por la advección diferencial de vorticidad y la advección de temperatura, dando una idea cualitativa de los movimientos verticales geostróficos. Es diferente de los movimientos verticales de las salidas de los modelos (los cuales están influidos por la convección en sí misma también). Úsenlo para tener una idea sobre los ascensos y la subsidencia a gran escala. La convección celular sobre el mar habitualmente puede mantenerse a sí misma incluso bajo subsidencia si el gradiente térmico vertical en niveles bajos fuera lo suficientemente fuerte, pero las nubes en coma por ejemplo necesitarían de elevación geostrófica (habitualmente un máximo de vorticidad). Es recomendable verificar la existencia de ascensos/descensos con otros parámetros de movimiento vertical geostrófico para usos críticos.



3. Vorticidad potencial en niveles troposféricos medios (400-600 hPa)


Es usado para destacar los procesos atmosféricos de un modo distinto. La vorticidad potencial se conserva muy bien en los flujos adiabáticos, equivalente al momento. Puede ser usada para localizar masas de aire. La tropopausa habitualmente está asociada con 2 unidades de vorticidad potencial, con una menor vorticidad porencial abajo. Los fuertes movimientos verticales pueden remover la tropopausa de tal manera que entra en la troposfera aire con alta vorticidad potencial que es llevado hacia abajo. La presencia de una fuerte anomalía de vorticidad potencial en niveles medios o inferiores indica una fuerte subsidencia postfrontal o una bolsa de aire frío en niveles medios con un gradiente térmico vertical considerable y alta vorticidad. No entraré más profundamente en la teoría de la vorticidad potencial, pero en la práctica se pueden esperar fuertes movimientos verticales ascendentes delante de un máximo de vorticidad potencial, con otras palabras, los gradientes térmicos y la vorticidad en niveles medios se harán más pronunciados generando movimientos ascendentes en la dirección hacia la cual se mueve un máximo de vorticidad potencial. Se precisa prestar atención especialmente a partir del color azul oscuro. Los patrones que se ven en este mapa habitualmente corresponden con las bandas oscuras en las imágenes del satélite de vapor de agua (intrusiones de aire seco).



4.Thompson index, precipitación convectiva, altura de los 700 hPa


El índice de tormentas de Thompson es un índice antiguo, viene de los tiempos en los cuales todos los cálculos realizados a partir de los sondeos tenían que hacerse a mano. El índice se calcula restando al índice K el índice de elevación. Éste último es simplemente la diferencia entre la temperatura que tiene una parcela a 500 hPa y la del aire a su alrededor, por lo tanto es resultado de la teoría de la burbuja. El índice K es T850 + Td850 – (T700 – Td700) – T500 y por lo tanto es una suma sin sentido, incluyendo un gradiente de temperatura vertical, un punto de rocío en niveles bajos y una humedad relativa en niveles medios. Los niveles fijados hacen tener a esto físicamente un significado algo diferente en las mesetas o zonas elevadas con respecto al nivel del mar. Pero salió mejor parado en un estudio comparativo de un número de casos con SFLOCs (informes de tormentas) que hice hace casi 10 años. El dato de humedad a 700 hPa dentro del índice puede ser un elemento útil porque sirve para incluir indirectamente un origen de ascensos, ya que habitualmente el aire es más húmedo en niveles medios alrededor de los frentes. Aunque yo recomiendo encarecidamente que se usen parámetros relacionados con la teoría de la burbuja.
Este mapa se utiliza principalmente para ver la precipitación convectiva de la salida oficial del GFS… la cual habitualmente es en realidad bastante fiable a pesar de que puede reaccionar de forma exagerada en caso de que aparezca algún problema de evapotranspiración (viento débil, fuerte insolación). Puede subestimar el potencial de las tormentas que se formen en áreas con una capa límite profunda y seca.



5. Temperatura del nivel de equilibrio (parcela más inestable)


Se trata de un mapa muy útil en caso de ambientes casi neutros con un CAPE muy bajo, escucha: preferentemente en invierno. Las células convectivas necesitan tener corrientes ascendentes que alcancen la región de temperaturas de la fase de mezcla, (habitualmente entre -10ºC y -30ºC), donde las partículas de hielo de la nube podrían coexistir con las gotas de agua líquida, para que el proceso de carga no inductivo sea efectivo. El nivel de equilibrio es donde la parcela estará a la misma teperatura que el entorno después de pasar el nivel de convección libre. Esta experimentará una fuerza de flotabilidad cada vez más negativa según asciende cada vez más alto y después se detendrá. Esto habitualmente corresponde con niveles cercanos a la tropopausa, pero también puede estar en una capa de inversión más abajo en la troposfera. El mapa indica la temperatura, no la altura. Las tormentas pueden ser posibles con una temperatura en el nivel de equilibrio inferior a -10ºC, y se convierten en especialmente probables más allá de -30ºC. Bajo un tiempo invernal las alturas de los topes nubosos son menores y el contenido de humedad es menor también, con corrientes ascendentes más débiles, por lo que el proceso de electrificación es menos efectivo.
En verano a lo largo de grandes áreas las parcelas pueden alcanzar temperaturas muy frías y podría ser más útil mirar otros parámetros. Sin embargo para el cálculo se usa la “mejor capa” (por ejemplo el nivel con la parcela que tenga la mayor temperatura potencial equivalente por debajo de 600 hPa), y este mapa es útil a la hora de identificar la convección elevada cuando los métodos a partir de una parcela de la capa de mezcla no muestran potencial.
Atención: actualmente no existe ningún mapa para verificar el NCL de una parcela elevada.



6. Nivel de condensación por ascenso, diferencia entre el NCL y el NCA

 


La altura del NCA (donde se encuentra la base de una nube cumuliforme) de una parcela que represente a la capa 0-1 km está dibujada en el fondo. El NCA es similar al nivel de condensación convectivo, la altura en la que se encuentra la base de la nube cumuliforme en caso de alcanzarse la temperatura convectiva. Está claramente relacionado con la humedad relativa de la capa límite, por lo que las alturas muy bajas pueden asociarse con nubes bajas o nieblas durante la noche (y en algunos casos pueden incluso persistir durante el día impidiendo que el Sol caliente la superficie evitando la aparición de tormentas).
Un alto NCA puede intensificar los vientos de los reventones porque el aire de la corriente descendente estará más frío que el aire de su entorno y la flotabilidad negativa irá acelerando la velocidad de la corriente descendente. Unos altos NCA (>2000m) también pueden ser indicativos de una mayor dificultad a la hora del comienzo de la convección al poder tener complicaciones para sustentarse por sí misma debido al rozamiento o interacción con el ambiente seco. Los NCA bajos (inferiores a 1000 metros) favorecen la aparición de tornados, esto fue descubierto por el SPC, las razones de esto no han sido completamente explicadas pero los procesos de la flotabilidad de las corrientes ascendentes y descendentes están involucrados.
El NCL (nivel de convección libre) es la altura por debajo de la cual una parcela que represente a la capa 0-1 km cuando sea elevada está más fría que su entrono, y normalmente quiere retornar a su lugar de origen. Un mecanismo de disparo muy fuerte en niveles bajos puede empujar a la parcela hasta el NCL, de manera que se vuelve más cálida (ligera) que su aire del entorno y experimenta una fuerza hacia arriba. Es más común que la capa cálida de inversión sea elevada adiabáticamente y eliminada, o que el calentamiento y la mezcla desde más abajo produzcan un NCA más alto y un NCL más bajo (el concepto de la temperatura convectiva).
Los vectores representan la diferencia entre la base de la nube y el nivel de convección libre. Si no hay vectores significa que no existe MLCAPE. Los vectores pequeños indican una pequeña diferencia entre el NCL y el NCA, por lo que prácticamente no se requiere un aporte extra de calor o de forzamiento para el inicio de la convección. Los vectores más largos precisan un mecanismo de forzamiento mayor y los vectores gruesos pueden indicar la presencia de demasiada inhibición convectiva que termine evitando la formación de tormentas. A lo largo de la línea seca en las grandes llanuras de EEUU, el gradiente puede ser tan escarpado que únicamente se ven unas pocas zonas con una pequeña diferencia entre el NCL y el NCA en los puntos de la rejilla del modelo. Por la noche, la diferencia entre el NCL y el NCA puede incrementarse de nuevo, pero por lo general las tormentas que ya se habían desarrollado persistirán durante algún tiempo, dependiendo de la humedad y del flujo de entrada relativo a la tormenta por encima de la capa límite. En general, cuanto menor sea la diferencia entre el NCL y el NCA, las tormentas se desarrollarán más fácilmente (se requiere menos forzamiento) y más pronto. Lo mismo ocurre cuando los NCA están más bajos porque el rozamiento es un problema menor.
Tenga en cuenta que debido a que el modelo ajusta su entorno (debilita los gradientes térmicos, NCA más bajos) como resultado de la convección, la diferencia entre el NCL y el NCA puede ser mayor y puede dar una sensación de tapón contraria a la intuición donde ya hay convección. Verifique esto mirando el mapa de precipitación convectiva.



7. MLCAPE 0-3 km, Spout index


El MLCAPE 0-3 km (CAPE en niveles bajos) usa la parcela que representa a la capa de mezcla del km inferior, pero simboliza el MLCAPE presente no durante todo su camino hasta el nivel de equilibrio, sino únicamente en los 3 km inferiores sobre la superficie. Esto indica si una parcela es capaz de acelerar rápidamente sobre el NCL. Un bajo NCL y temperaturas descendiendo rápidamente con la altura en la capa 0-3 km provocan una aceleración ascendente en esta capa, la cual es importante especialmente para la tornadogénesis. El tipo de tornados generalmente débiles (F0-F1) conocidos como “spouts” (landspouts, waterspouts) ocurren por el estiramiento de la vorticidad con un eje vertical dentro de una corriente ascendente. Este proceso se ve mejorado por la aceleración vertical (el mismo mecanismo que el remolino que se forma cuando drenamos agua de una bañera). Un requisito previo es tener una fuente de vorticidad vertical y convergencia tales como una línea a lo largo de la cual se produce un abrupto cambio en la dirección del viento. Además parece que es importante que los vientos en niveles bajos no sean excesivamente fuertes, de otra manera la turbulencia podría interferir en ese proceso. También ayudaría la presencia de grandes gradientes térmicos verticales cerca de la superficie (siguiente mapa). Las zonas donde aparecen los spouts se suelen caracterizar también por bolsas de aire frío en niveles medios y altos y depresiones poco profundas. El índice compuesto y experimental de color verde incorpora esos factores, pero no está ni calibrado ni probado, y puede que no siempre sea útil.
De modo similar, se pueden generar tornados por la inclinación de la vorticidad de niveles bajos con un eje horizontal (fuerte cizalladura en niveles bajos) a la vertical por una fuerte corriente ascendente y también puede ser beneficioso que haya un CAPE 0-3Km alto.



8. Gradiente térmico 0-500m


La diferencia de temperatura entre la superficie (no a 2 metros) y los 500m sobre el suelo. Este mapa contiene información útil sobre la temperatura relativa del aire comparada con la de la superficie sobre la cual éste fluye. En el gradiente adiabático seco la temperatura desciende en torno a 10-11 kelvin por cada kilómetro que ascendemos, mientras que ese descenso es de 5-6 kelvin por kilómetro ascendido en la adiabática saturada. Valores más bajos indican inversiones. Valores más altos que 11K/Km indican condiciones superadiabáticas, las cuales implican necesariamente una mezcla turbulenta ya que las parcelas de la superficie ya tienen flotabilidad positiva con el mínimo impulso. Esto es favorable para el estiramiento del vórtice en la vertical como por ejemplo las tolvaneras y los spouts.
Uno habitualmente puede suponer fácilmente qué procesos son los responsables de los gradientes térmicos escarpados o invertidos. Los cuerpos voluminosos de agua no cambian de temperatura muy rápidamente, por lo que los gradientes térmicos muy grandes principalmente serán consecuencia de una advección de aire relativamente frío sobre la superficie. De modo similar los gradientes térmicos invertidos son indicativos de una fuerte advección de aire cálido sobre la superficie del agua. Por otro lado, la tierra responde rápidamente a los procesos ratiativos. Los contrastes entre las superficies de tierra y de agua adyacentes pueden inducir circulaciones mesoescalares como brisas marinas/terrestres. Los gradientes térmicos aumentan rápidamente durante la mañana y primeras horas de la tarde cuando luce el sol, mientras que durante la tarde-noche se forma una inversión en superficie. Esto hace posible evaluar si el modelo produce nubosidad que pueda impedir el calentamiento de la capa límite durante el día, o el reflejo de radiaciones de onda larga a la tierra durante la noche (>4 K/Km sobre la tierra), haciendo de éste un mapa útil también si necesitas conocer la probabilidad de cielos despejados durante la noche para realizar observaciones astronómicas o duendes.



9. Gradiente térmico de 2000 a 4000 metros de altura



Esta capa elegida para ver el gradiente térmico en niveles medios es algo arbitraria, habitualmente se usa para identificar a un importante factor favorecedor del CAPE, independientemente de la disponibilidad de humedad. En la masa de aire polar marítima que viene detrás de los frentes fríos generalmente aparecen valores superiores a 6 K/Km. Si nos desplazamos en dirección al ecuador habitualmente es capaz de definir el borde de la convección profunda bastante bien, donde la subsidencia establece una inversión. La convección poco profunda puede ocurrir todavía en estas regiones.
Las regiones elevadas y secas tales como la meseta española y el Sahara habitualmente crean una capa profunda y seca con gradientes térmicos elevados, que pueden ser advectados a parte de Europa Occidental (penacho ibérico). En las Grandes Llanuras de EEUU, se pueden ver gradientes térmicos muy grandes desarrollándose sobre las Montañas Rocosas y al Oeste de las Altas Llanuras y siendo transportados hacia el este sobre una masa de aire muy húmeda, creando sondeos “como una olla a presión”. Unos gradientes térmicos muy escarpados (>7 K/Km) en esta capa en masas de aire cálidas son capaces de crear un CAPE “gordo”, permitiendo una rápida aceleración ascendente y habitualmente se encuentra asociado con granizo de gran tamaño y de una forma más indirecta con severos vientos de reventones. Los gradientes térmicos neutros (5-6 K/Km) indican condiciones menos emocionantes, se encuentran habitualmente en regiones frontales saturadas. Tenga en cuenta que las temperaturas a 2000 y 4000 metros son advectadas por vientos diferentes, por lo que el gradiente térmico en sí mismo no siempre se advecta bien y puede aparecer y desaparecer inesperadamente de la nada.



10. Theta-e a 700 hpa, líneas de corriente a 700 hpa (convergencia y divergencia)

 




11. Theta-e a 0-1 Km, líneas de corriente a 10 m (convergencia y divergencia)


Theta-e es la temperatura potencial equivalente. En un diagrama Skew-T se determina elevando una parcela a su NCA, luego se elimina adiabáticamente toda su humedad siguiendo la adiabática saturada hacia arriba y alcanza su temperatura potencial descendiendo por la adiabática seca hasta los 1000 hpa. En realidad es equivalente a la temperatura potencial de bulbo húmedo (theta-w), para la última seguimos la adiabática húmeda desde el NCA hacia abajo hasta los 1000 hPa. Se muetran ambos parámetros, la theta-e con colores y la theta-w mediante contornos.
La ventaja de la theta-e sobre las temperaturas normales es que este parámetro se conserva en procesos adiabáticos, lo cual significa que aunque llevemos aire a niveles superiores o inferiores no cambia su valor. El origen de las diferentes masas de aire determina en gran parte su propio valor de theta-e, uno puede usar este parámetro como una señal. Los frentes se ven fácilmente como altos gradientes horizontales de theta-e. La theta-e de la capa límite muestra dónde se localizan los frentes cerca de la superficie, mientras que la theta-e a 700 hpa muestra dónde están cerca de los 3000 metros de altura. En invierno habitualmente ocurre que los frentes cálidos no consiguen penetrar en las densas y frías masas de aire próximas a la superficie. Sin embargo son visibles en la capa a 700 hpa.
Podemos usar estos mapas para determinar si la masa de aire es potencialmente inestable, lo cual habitualmente ocurre con los frentes fríos “rotos” (split). Cuando los valores a 700 hpa son inferiores que en la capa 0-1 km (tenga en cuenta que esto podría no funcionar bien sobre terrenos muy elevados), un levantamiento suficiente de la capa podría incrementar los gradientes térmicos y ocasionar el desarrollo de CAPE. Si bien el modelo en principio debería ser capaz de calcular todo esto por sí mismo y presentar CAPE, normalmente ocurre que las líneas convectivas estrechas provocadas mediante mucho forzamiento se desarrollan en una escala más pequeña que la rejilla (usar el mapa de vorticidad potencial también).
Ambos mapas presentan líneas de corriente. El color indica cualitativamente la presencia de convergencia (de amarillo a rojo) y divergencia (de azul claro a morado). En los casos de convección veraniega, uno puede considerar la convergencia en niveles bajos en penachos de alta theta-e como el indicador más útil para saber dónde se desarrollarán las tormentas. La convergencia cerca de la superficie debe dar lugar a movimientos ascendentes del aire y funcionar como un desencadenante de la convección. Sólo podrán desarrollarse también tormentas fuera de tales regiones de convergencia en los casos en los que la diferencia entre el NCL y el NCA sea muy pequeña . A 700 hpa más bien se preferirá ver vientos divergentes (o neutros) en la misma región, como reacción a la convergencia en niveles bajos. Esta pareja se puede desplazar algo horizontalmente. La convergencia a 700 hpa indica principalmente movimientos descendentes. Habitualmente se pueden descubrir los ciclos diurnos de brisas marinas y de montaña.
La combinación de los dos campos de líneas de corriente te permite examinar la cizalladura direccional.



12. Razón de mezcla media 0-1 km, líneas de corriente del viento medio 0-1 km (advección de humedad)


Razón de mezcla es un término para designar al contenido absoluto de humedad y lo expresamos en gramos de vapor de agua por kilogramo de aire seco. Un parámetro directamente relacionado es la temperatura de punto de rocío. Sin embargo no se puede mezclar verticalmente una temperatura de punto de rocío. La razón de mezcla se conserva durante los movimientos verticales hasta que se produce la condensación. Este parámetro se puede comparar fácilmente con los sondeos tomando el promedio sobre el kilómetro inferior en un diagrama Skew-T, lo cual es útil para ver si el modelo ha acertado con sus predicciones de humedad, después de todo es de dónde nace el cálculo del CAPE. Los colores de las líneas de corriente señalan los lugares donde hay una advección de aire más húmedo o más seco, destacando los gradientes que se advectan perpendicularmente al viento.
Este mapa muestra la línea seca en EEUU mucho mejor que la Theta-e.



13. Delta Theta-e, racha convectiva, intensidad de la bolsa de aire frío (T2m –T corriente descendente)


Los parámetros de este mapa son algún tanto experimentales. Delta-theta-e (líneas gruesas, si estuvieran presentes) es la diferencia entre la theta-e de la capa límite (la adiabática saturada usada para el CAPE) y la theta-e más baja encontrada en niveles medios (por debajo de 400 hPa). Cuanto más secos y más fríos estén los niveles medios y cuanto más cálida/más inestable sea la parcela de la capa límite, las corrientes ascendentes y descendentes serán más fuertes y con ello la posibilidad de rachas convectivas severas. Incluso los microbursts (downbursts extremadamente locales) son posibles especialmente con valores por encima de 20 K (Atkins and Wakimoto, 1991).
La velocidad de la racha convectiva en colores sombreados es simplemente el promedio de la presión ponderada de los vientos en superficie hasta los 700 hPa, y pretende dar un indicio sobre lo que podemos esperar cuando una corriente descendente baje a través de una capa de vientos fuertes, llevando el impulso hacia abajo a la superficie. Ya puede ser muy ventoso, pero normalmente sobre la tierra la proporción entre la velocidad de la racha y la media de los vientos en 10 minutos no excede el 1,7 más o menos (1,4 sobre el mar) con un cierto margen. Una racha significativamente intensificada por la convección profunda podría deparar mayores velocidades (uno puede usar habitualmente SYNOP o METAR para determinar esto).
La intensidad de la bolsa de aire frío es un parámetro que toma la menor theta-e en los niveles medios y la lleva a la superficie, donde se la compara con la temperatura a 2 metros. Uno puede interpretar esto como el peor descenso de temperatura que puede ser experimentado desde el flujo de salida de una tormenta (si el modelo no omitiera niveles de theta-e más fríos). En la práctica esto habitualmente sería menos dramático. Físicamente corresponde con la flotabilidad negativa de la corriente descendente hacia la capa límite. Una corriente descendente relativamente fría se propagará hacia el exterior de la tormenta con una velocidad relativa a la tormenta más alta (rachas más fuertes). Se pueden necesitar vientos relativos a la tormenta en niveles bajos fuertes para evitar que la tormenta se desconecte de su fuente de humedad. Valores superiores a 10 grados son una buena señal para rachas fuertes. Los valores bajos indican un perfil casi neutro. Por la noche y cuando la convección ya ha producido precipitaciones en el modelo este parámetro puede no ser representativo.



14. Cizalladura 0-6 km, cizalladura 0-1 km, Significant Tornado Parameter


Mostrado en nudos (puedes cambiar esto a m/s), es la longitud del vector resultante de la diferencia (vector de cizalladura vertical global) de los vientos a 6km y 1km sobre el suelo con el viento a 10 metros. A éstos habitualmente se les llama “cizalladura de la capa profunda” y “cizalladura en niveles bajos”, respectivamente. Los niveles elegidos proceden de los incluidos en los estudios americanos, y su relación con el tiempo severo está bien documentada. La manera de trazarlos refleja los niveles “umbrales” comúnmente citados, aunque con algo de margen. Alrededor de 20 nudos de cizalladura de capa profunda (10 m/s, débil a moderada) son suficientes habitualmente para sustentar el desarrollo de nuevas células en la frontera del flujo de salida al lado de células más viejas, y respaldar a tormentas multicelulares y sistemas convectivos de mesoescala (SCM), el último especialmente cuando está presente suficiente forzamiento dinámico. Una mayor cizalladura causaría una transición gradual desde el crecimiento de células regeneradas discretamente (paso a paso) a tormentas más estables, con la corriente descendente interfiriendo menos con la corriente ascendente de modo que las células puedan ser más duraderas. 30 nudos (15m/s) o más habitualmente producirá tormentas bastante bien organizadas con pequeñas características supercelulares y capaces de producir granizo grande. Habitualmente tomamos 40 nudos (20 m/s) como un valor umbral para las supercélulas, lo cual significa que la tormenta es capaz de desarrollar y mantener una corriente ascendente rotatoria. Las supercélulas tienen una capacidad muy alta para producir granizo grande (>2 cm), severas corrientes descendentes y tornados. Generalmente el producto del CAPE por la cizalladura 0-6 km está bien correlacionado con el aumento de la probabilidad del espectro completo de tiempo severo que pudieran producir las tormentas.
La cizalladura en niveles bajos por encima de 20-25 nudos (10-15 m/s) es favorable para la tornadogénesis, ya que representa la vorticidad horizontal que puede ser inclinada en la vertical por las fuertes corrientes ascendentes. Además, un SCM en un entorno de alta cizalladura 0-1 km puede tener tendencia a producir segmentos arqueados los cuales son capaces de causar vientos dañinos concentrados a lo largo del mismo.
El significant tornado parameter es un índice compuesto que se basa en la cizalladura de la capa profunda y de los niveles bajos, CAPE, CIN y la altura del NCA. Destaca las regiones donde estos ingredientes para los tornados se juntan más claramente. Aunque no nos dice cuál es el ingrediente de los necesarios que se eche más en falta. Los índices compuestos no pueden sustituir un detallado análisis, pero sirven de alerta al predictor.



15. Helicidad ambiental relativa a la tormenta 0-3 km, parámetro supercell composite parameter, movimiento de la tormenta de Bunkers


Además de una buena cizalladura 0-6 km, también es favorable para el desarrollo de corrientes ascendentes rotatorias tener una secuencia de vectores de cizalladura sobre capas pequeñas girando en la dirección de las agujas del reloj con la altura. Esto da lugar a una hodógrafa curva, la línea que conecta las cabezas de las flechas de los vectores de viento de un perfil vertical cuando se presenta en un plano horizontal. También hay hodógrafas curvas con perfiles de viento vertical atípicos, por lo que es mucho más fácil ver esto trazado en una hodógrafa que en las barbas de vientos adyacentes a un sondeo.
En un sentido lagrangiano de movimiento, una tormenta se ve afectada por sus vientos circundantes. Los vientos relativos a la tormenta en niveles bajos son ingeridos hacia el interior de la corriente ascendente. Cada pequeña capa de cizalladura vertical tiene vorticidad horizontal, la cual es ingerida e inclinada en la vertical, aumentando la toración total de una corriente ascendente. La superficie en una hodógrafa que aparece entre la línea de la hodógrafa que conecta los vientos entre 0 y 3 km y las que unen el viento en supreficie y a 3 km de altura con el punto que representa el movimiento de la tormenta es equivalente a la rotación adquirida. Es comprensible que una tormenta cuyo movimiento siga la línea de la hodógrafa no adquirirá mucha rotación, pero con un movimiento de la misma desviado a la derecha de la hodógrafa sí puede. Para una discusión más completa hago referencia al módulo de MetEd. En la práctica, una hodógrafa recta y suficientemente larga (por ejemplo 40 nudos de cizalladura 0-6 km) puede producir tormentas supercelulares ciclónicas y anticiclónicas (ya que la corriente descendente puede obligar a las células a adquirir un movimiento desviado: split cells), mientras que una hodógrafa curvada en la dirección de las agujas del reloj favorece a las tormentas supercelulares ciclónicas. Las fuerzas del gradiente de presión vertical no hidrostático obligan a la corriente ascendente a aparecer en la parte cálida de la hodógrafa.
Habitualmente las supercélulas son capaces de desarrollarse cuando la SREH 0-3 km es mayor a 150 m2/s2, al mismo tiempo que la posibilidad de tornados se incremente con una SREH (nota del traductor: 0-1km) mayor. El Supercell Composite Parameter está compuesto por la helicidad, la cizalladura de Richardson global y el MLCAPE e indica los lugares donde el potencial para las supercélulas es más alto. Sin embargo es muy sensible al MLCAPE y no incluye el grado de taponamiento que pudiera evitar el desarrollo de tormentas.
Los cambios en la dirección del viento con la altura son además una señal de advección de temperatura. Un vector de cizalladura sobre una capa representa al viento térmico, el cual sopla paralelo a las líneas de espesor con el aire cálido a la derecha. La advección de aire cálido en niveles bajos y los fuertes gradientes térmicos favorecen una mayor helicidad. En algunos casos esto puede inhibir la convección basada en la superficie debido a una capa de aire cálido que hace de tapón.



16. Flujos de humedad y de niveles medios/altos relativos a la tormenta


Para zonas con un índice de elevación (LI) inferior a 2 e índice de elevación 2-km menor de 8 grados (inestable y no demasiado taponado), este mapa algo experimental muestra el flujo de humedad relativo a la tormenta 0-2 km. Es la razón de mezcla promedio (g agua/kg aire seco) transportada por el vector diferencial de los 2 km inferiores y el movimiento de la tormenta. El parámetro representa el flujo de vapor de agua hacia el interior de la tormenta y se mide en g/m2/s. Razones de mezcla más altas y vientos relativos a la tormenta en niveles bajos más fuertes contribuyen a la aparición de valores más elevados. Hasta el momento este parámetro no ha sido incluido en ningún estudio, pero mis observaciones indican que los colores más cálidos están más a menudo asociados con eventos de granizo grande y con el desarrollo de sistemas convectivos de mesoescala (nota: se puede crear otra versión usando el contenido de agua de una columna integrada en vez de un valor de razón de mezcla promedio, entonces se mediría en kg/m/s)
El flujo en niveles medios/altos relativo a la tormenta se muestra cualitativamente mediante vectores (la longitud tiene una escala fija). Los vectores más largos pueden implicar una mejor evacuación de la precipitación por la corriente ascendente, y por tanto unas tormentas potencialmente más duraderas. Puede haber algunos indicios sobre el tipo de supercélula obtenido a partir de esto (de baja precipitación, flujo en los niveles medios/altos más fuerte; de alta precipitación, flujo en los niveles medios/altos más débil). Los vectores están apuntando en la dirección hacia la que se inclinaría la mayor parte del yunque.
En algunas ocasiones, el GFS muestra vectores de viento relativos a la tormenta en niveles altos con mucha divergencia. Esta es una buena señal de que el modelo ha producido un gran sistema convectivo con corrientes ascendentes mesoescalares (confirmar con la precipitación convectiva).
Finalmente, se puede usar este mapa como otra vía alternativa para determinar la presencia de inestabilidad profunda, porque sólo se dibuja donde el índice de elevación (LI) es menor a 2.



17. Cizalladura 1-8 km, ICAPE e ICIN


Conviene utilizar este mapa para juzgar las áreas donde la cizalladura cruza zonas de inestabilidad. El vector de cizalladura global 1-8 Km es otra versión de la cizalladura de capa profunda, pero excluye la capa 0-1 Km. Éste puede ser útil junto al mapa de cizalladura 0-6/0-1 Km, especialmente en los casos en los que la hodógrafa sea recta y la cizalladura 0-1 km fuerte y en consecuencia parte de la cizalladura 0-6 km. Entonces tiene sentido buscar cuál es la cantidad de cizalladura que está disponible sobre 1 km de altura. Bunkers et al. (2006) ha descubierto que el nivel de 8 km es más importante que el de 6 km a la hora de discriminar entre supercélulas de larga y de corta duración.
El ICAPE representa el CAPE Integrado, y se hace en J/m2, no J/kg. Mapes (1993) lo definió por primera vez como el total del CAPE*dp/g de todas las parcelas en una columna que tiene CAPE>0. Esto hace que sea independiente de la elección de la parcela. Es decir, una capa más profunda de parcelas que tienen CAPE da mayores valores para el mismo CAPE que si sólo una capa con poco espesor tuviera CAPE. Por ejemplo, una capa de 100 hPa de grosor con 500 J/kg de CAPE dará lugar al mismo valor de ICAPE que una capa de 50 hPa de espesor con 1000 J/kg (alrededor de 500 kJ/m2). Este parámetro ha sido trazado de modo experimental, ya que su ventaja sobre otras versiones de CAPE en meteorología operacional nunca han sido comprobadas.
Tiene sentido que si se desarrollara una tormenta, ésta cogería todo el aire de niveles bajos, y la energía total liberada por todas las parcelas en una columna de un metro cuadrado es el ICAPE. En la práctica, este mapa se asemeja mucho al de MLCAPE, excepto cuando el grosor de la capa de la parcela es diferente sobre una zona, o cuando las parcelas elevadas sobre una capa límite estable tienen CAPE, donde el MLCAPE puede estar ausente. Por consiguiente, este parámetro tiene características del MLCAPE y del MUCAPE.
Del mismo modo como contrapartida, el ICIN es la flotabilidad negativa integrada, el total de todo el CIN de todas las parcelas en una columna que tiene CAPE positivo. Esto está limitado en esta aplicación a 600 hPa (y parcelas a 700 hPa por razones de recursos informáticos). En el mapa, los vecotres más pequeños indican cantidades muy pequeñas de ICIN, mientras que los vectores más largos y más gruesos implican un ICIN más alto. Debido a que esto es el valor de una columna, puede significar que las parcelas inferiores tengan CIN mientras que las parcelas superiores no tengan CIN necesariamente (úsese con precaución en caso de inestabilidad elevada). Sin embargo, cuanto más gruesa es la capa de parcelas con CAPE>0 que tengan CIN y cuanto más fuerte sea la inversión que provoca el CIN, más alto será el valor y la resistencia total a los ascensos.
Un entorno con ICAPE alto (especialmente cuando es mayor a 1000 kJ/m2) es potencialmente capaz de liberar mucha energía desde una capa profunda y puede sustentar tormentas durante mucho tiempo, mientras que un ICIN alto indica la resistencia total para liberar esta energía. Úsese en combinación con los mapas de profundidad de la capa sin tapón, MLCAPE, MU-EL (nivel de equilibrio) y NCL-NCA.



18. Profundidad de la capa sin tapón, convergencia profunda 0-2 km, vectores de cizalladura 1-4 km


La profundidad de la capa sin tapón, que está relacionado con el ICAPE del mapa anterior, es un parámetro compuesto que muestra la profundidad de una capa en una columna a través de la troposfera inferior que contenga parcelas con CAPE mayor a 50 J/Kg y CIN menor a 50 J/Kg. Yo no he visto este parámetro mencionado o usado con anterioridad, así que por favor haga referencia a este documento y contacte conmigo si tiene la intención de incluirlo en un estudio.
En otras palabras, muestra la profundidad de todas las parcelas “sin tapón”. Valores bajos (azul) indican que sólo una capa con poco espesor es capaz de liberar el cape para formar tormentas, mientras que valores altos (en rojo) indican que el CAPE puede ser liberado desde cualquier nivel en los 3-4 kilómetros inferiores. De hecho, parece que la probabilidad de tormentas aumenta según lo hace la profundidad de la capa sin tapón. También la persistencia de las tormentas después del anochecer, cuando la convección pasa a ser más elevada, se puede pronosticar mejor con este parámetro que con cualquier otro que haya visto hasta ahora. Este parámetro generalmente indica muy bien la posición y la cobertura de las tormentas, desde mi experiencia funciona mejor que el CAPE o la tasa de precipitación convectiva del GFS.
La convergencia profunda es una adición útil al mapa. Muestra regiones de ascenso mesoescalar, que a veces están más o menos determinadas que la convergencia de los vientos a 10 metros. Ocasionalmente muestra anillos de convergencia profunda expandiéndose cuando el GFS saca un gran sistema convectivo. Las regiones de convergencia, ascensos a escala sinóptica y con una profunda capa sin tapón son buenos indicadores para el desarrollo de tormentas.
Los vectores de cizalladura 1-4 Km son facilitados cualitativamente, sólo cuando son más grandes que 2,5 m/s por kilómetro vertical, el equivalente a una cizalladura 0-6 km de 15 m/s, lo cual habitualmente se usa como una aproximación del umbral mínimo para las multicélulas más severas y tormentas supercelulares.

 

 Agradecimientos:
 
A Oscar van der Velde por permitirme traducir su guía.
Al National Weather Service
A todos los lectores de esta traducció

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