Definición de sistema convectivo de mesoescala
Las grandes tormentas multicelulares se componen de un gran número de células individuales cuya proximidad causa algunas interacciones entre ellas. Dichas células individuales pueden compartir elementos de la nube, el volumen de precipitación y la bolsa de aire frío. Normalmente, las células nuevas comienzan a formarse antes de que las células más antiguas se disipen, lo cual significa que los sistemas mesoconvectivos o sistemas convectivos de mesoescala, que también se conocen por la sigla SCM, tienden a ser considerablemente más longevos que cualquier corriente ascendente individual, normalmente a razón de varias horas. En un sistema convectivo de mesoescala organizado, las nuevas células se forman con mayor frecuencia en un flanco preferencial, aunque también pueden iniciarse de forma desorganizada o esporádica en flancos diversos.
A diferencia de las multicélulas pequeñas de escala de tormenta, los sistemas convectivos de mesoescala presentan áreas de precipitación estratiforme, un yunque grande, un flujo de mesoescala del ancho del sistema y características morfológicas particulares. Dados su tamaño y duración, el efecto de Coriolis es un mecanismo importante que influye en la morfología de estos sistemas.
Esta sección presenta información sobre los sistemas de tormentas de escala meso-β (20 a 200 km) y meso-α (200 a 2000 km; Orlanski 1975). Las definiciones que se presentan aquí son generalizaciones de las de Houze (1993). En esta sección vamos a considerar los sistemas convectivos de mesoescala en relación con todos los posibles entornos con cizalladura de capa profunda. Entre los factores que determinan la apariencia y el comportamiento de estos sistemas cabe mencionar la bolsa de aire frío, la cizalladura vertical, la inestabilidad ambiental, los vientos relativos a la tormenta, el forzamiento (los procesos físicos relacionados con el inicio de nuevas corrientes ascendentes profundas) y muchos otros. Nos centraremos en el rol de la bolsa de aire frío, uno de los factores más influyentes en este contexto.
Sistemas con una bolsa de aire frío débil
En general, las multicélulas más grandes tienden a evolucionar en sistemas en los cuales predomina la bolsa de aire frío. Sin embargo, las dos clases de sistemas multicelulares que se describen a continuación son excepciones muy comunes.
Sistemas convectivos de mesoescala elevados
Los sistemas convectivos de mesoescala se pueden formar en presencia de una capa de aire condicionalmente estable cerca del suelo. En este caso, las burbujas que abastecen el flujo de entrada se hallan bastante más arriba del suelo. La capa de aire estable preexistente dificulta la formación de una bolsa de aire frío fuerte cerca de la superficie capaz de determinar el comportamiento del sistema.
Fig. 1. Corte vertical conceptual de un sistema convectivo de mesoescala elevado con contornos de reflectividad sombreados. Observe que las corrientes descendentes del sistema no alcanzan la superficie, pero pueden sufrir oscilaciones tipo ondas de gravedad después de entrar en la capa estable cercana al suelo. El aire cerca de la superficie (flechas púrpura) no interactúa con la multicélula elevada.
Ciclones tropicales
Otra manera de prevenir la formación de una bolsa de aire frío fuerte en relación con un sistema convectivo de mesoescala consiste en limitar el enfriamiento potencial producido por la corriente descendente, ya sea mediante la evaporación y sublimación, o bien calentando de alguna manera la corriente descendente previamente enfriada. El primer caso puede darse cuando la humedad relativa en la capa límite es muy alta y el segundo mediante la inyección de calentamiento diabático en niveles bajos, por ejemplo desde una superficie marina muy cálida, como un océano tropical. Estos entornos son necesarios para la formación de los ciclones tropicales, un tipo especial de sistema convectivo de mesoescala de suficiente duración y extensión espacial para que la fuerza de Coriolis y la fuerza del gradiente de presión vinculado a la zona de bajas presiones definida en el centro del sistema sean dos de las fuerzas dominantes en escena.
Fig. 2. Imagen de reflectividad radar del ciclón tropical Larry cerca del momento en el que alcanzó tierra en Queensland el 19 de marzo de 20006. El ojo del ciclón parece estar a unos 100 km al sudeste de la estación de radar.
Sistemas con bolsa de aire frío fuerte
La mayoría de los sistemas convectivos de mesoescala observados corresponden al otro extremo del espectro, el de las tormentas con bolsas de aire frío fuertes, cuya evolución y estructura típicas se presentan esquemáticamente en la figura 3, que muestra la evolución de un sistema convectivo de mesoescala lineal con zona de precipitación estratiforme trasera o a la zaga, que es el tipo más común.
Fig. 3. Representación conceptual de la evolución en imágenes de radar de un típico sistema convectivo de mesoescala de latitudes medias de verano en el hemisferio sur. Las zonas negras representan reflectividades de 50 dBZ o más, los sombreados grises representan valores de 35 a 50 dBZ y la línea gris externa indica el límite de los ecos de 0 dBZ. La evolución de una tormenta como esta, desde las células iniciales del panel A hasta un SCM en disipación como el que se representa en el panel F, puede ocurrir en el transcurso de unas horas o tardar todo un día. Normalmente, una vez que las células iniciales del panel A empiecen a unirse, la etapa de cada panel sucesivo tarda entre una y tres horas en ocurrir.
Una línea continua o fraccionada de convección activa y profunda comienza a formar el borde delantero del SCM. Al principio, esta línea puede estar compuesta por células ordinarias o por células severas individuales organizadas y, a veces, incluso por supercélulas embebidas (fig. 3A). Normalmente, se desarrolla una zona de precipitación estratiforme a partir de los hidrometeoros transportados hacia atrás desde la zona de convección activa por vientos ascendentes en niveles altos con flujo de delante hacia atrás (figs. 3B-D y 4).
La formación de la precipitación libera una cantidad sustancial de calor latente, especialmente en entornos con valores de CAPE elevados y cizalladura fuerte. Los entornos con altos valores de CAPE se distinguen por la diferencia considerable entre la temperatura de la burbuja de la corriente ascendente y la temperatura ambiente, lo cual conduce a la formación de una baja hidrostática más fuerte. Los entornos con cizalladura fuerte de capa profunda crean corrientes ascendentes individuales más intensas, con un mayor transporte de masa; en consecuencia, también liberan mayores cantidades de calor latente. La mayor parte del calor latente se libera en la parte «espesa» del yunque estratiforme, cerca de la línea de convección activa. Esta liberación hidrostática induce la formación de una baja presión debajo del yunque y a lo largo del borde superior de la bolsa de aire frío (marcada por las mesobajas B3 y B4 en el corte vertical perpendicular a la línea ilustrado en la figura 4, a continuación). A su vez, esto genera un gradiente de presión horizontal cerca de la parte superior de la bolsa de aire frío, el agente principal que acelera el flujo relativo al sistema de atrás hacia delante, hasta el borde delantero del sistema.
Fig. 4. Corte vertical conceptual de un sistema convectivo de mesoescala (SCM) con precipitación estratiforme trasera (adaptado de Houze et al. 1989). No todas estas características existen en todos los sistemas: se forma una baja «de estela» (B1) en superficie en el borde trasero de la lluvia estratiforme vinculada al calentamiento producido por el aire descendente no saturado; también se forma una mesoalta (A1) debajo de la zona convectiva. Delante de la línea convectiva, en superficie, se suele apreciar una mesobaja débil (B2), vinculada al calentamiento compensador del movimiento descendente. En la troposfera media, debajo de la corriente ascendente convectiva primaria, encontramos una mesobaja pequeña, aparentemente hidrostática (B3). Cerca de la zona de fusión o justo encima de ella hay otra mesobaja (B4), mayor en escala. En niveles altos, en el tope del sistema de mesoescala aparece otra mesoalta (A2) que está especialmente bien marcada en el caso de un complejo convectivo de mesoescala.
Cuando es fuerte, el flujo de entrada trasero descendente relativo al sistema se conoce como chorro de entrada trasero (Rear Inflow Jet, RIJ). Las modelizaciones de Weisman (1992) describen con más detalle cómo las circulaciones opuestas inducidas por el flujo dirigido hacia atrás desde el frente de la tormenta y la bolsa de aire frío subyacente afectan a la aceleración del chorro de entrada trasero.
El chorro de entrada trasero tiende a inclinarse hacia abajo a medida que se aproxima al borde delantero del sistema convectivo de mesoescala, en parte debido al proceso de evaporación de la lluvia que cae en el seno del chorro de entrada trasero, más seco. El chorro de entrada trasero puede ser descendente o no descendente (fig. 5). El grado de descenso del chorro de entrada trasero es uno de los predictores de la duración y la intensidad de los sistemas convectivos de mesoescala (Weisman 1992).
Fig. 5. Representación esquemática de dos sistemas convectivos de mesoescala —con chorros de entrada trasero descendente (izquierda) y no descendente (derecha)— producidos por el balance de vorticidad horizontal (basada en la discusión de Weisman 1992).
En entornos con cizalladura vertical débil (menos de 30 kt a través del espesor de la bolsa de aire frío) y valores de CAPE bajos (< 1000 J kg−1), la circulación de la bolsa de aire frío tiende a predominar sobre la circulación del yunque y fuerza el chorro de entrada trasero hacia la superficie, como se aprecia en el panel izquierdo de la figura 5. Cerca de la parte delantera de la bolsa de aire frío, el chorro de entrada trasero cerca de la superficie ahora fortalece la circulación de la bolsa de aire frío, la cual, a su vez, refuerza el desequilibrio en la circulación y realza el movimiento hacia delante de la bolsa de aire frío del sistema respecto de las corrientes ascendentes delanteras. El resultado es el debilitamiento del sistema convectivo de mesoescala.
Por el contrario, los valores de CAPE elevados y un entorno con cizalladura más fuerte (en niveles bajos) refuerzan la corriente ascendente y, por lo tanto, la circulación hacia atrás del yunque (panel derecho de la figura 5) y en estas condiciones es más probable que la circulación del yunque iguale la circulación opuesta de la bolsa de aire frío. Este balance conduce a la formación de un chorro de entrada trasero no descendente que está vinculado a una circulación que ahora se opone a la de la bolsa de aire frío, cerca del borde delantero de esta. El resultado es un frente de racha más profundo que tiene menos probabilidades de adelantarse a la convección del borde delantero del SCM y, por lo tanto, un sistema más longevo. Otro factor que puede aumentar la duración del sistema convectivo de mesoescala es un flujo predominante cuya velocidad casi coincide con la del frente de racha, porque permite que las nuevas corrientes ascendentes permanezcan durante más tiempo en la zona de ascenso del frente de racha.
Observe que el comportamiento del chorro de entrada trasero no es el único predictor de la duración o intensidad de un SCM. El perfil vertical de cizalladura encima de la bolsa de aire frío controla el movimiento relativo de la tormenta respecto del frente de racha y, en consecuencia, la duración del sistema (Shapiro 1992; Xue 2000; Coniglio y Stensrud 2001). Evans y Doswell (2001) han sugerido como predictores la fuerza del viento en niveles medios, la magnitud del flujo centrado en la tormenta en niveles bajos y la cizalladura de capa profunda.