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Modelo conceptual de los sistemas convectivos de mesoescala
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.
Estructura de un sistema convectivo de mesoescala en el radar
La figura 1 ilustra la evolución completa de un típico sistema convectivo de mesoescala lineal con precipitación trasera estratiforme, así como algunas de las señales de radar concomitantes que se pueden usar para identificar el potencial y la ocurrencia de vientos dañinos en superficie. Estas y otras señales, así como los fenómenos de viento severo que suelen estar asociados a los sistemas convectivos de mesoescala lineales se resumen a continuación.
Fig. 1. Evolución típica en el radar de un sistema convectivo de mesoescala con precipitación trasera estratiforme en los Estados Unidos. Poco después de su formación inicial, un conjunto de células aisladas (A) comienza a formar una gran bolsa de aire frío común que conduce a la formación de una línea más continua de convección profunda (B, C). Con el transcurso del tiempo, se forma una zona de precipitación estratiforme trasera (C, D). El frente de racha de escala del sistema comienza a adelantarse a la línea de avance de la convección activa (D, E), lo cual finalmente conduce a la desaparición de dicha línea. Una línea de convección nueva se inicia a lo largo del frente de racha que va por delante (F).
Eco en forma de arco (fig. 1, paneles C a F)
Fujita (1978) observó que ciertos segmentos simétricos de las líneas convectivas —con forma de arco y longitudes de 20 a 120 km— tendían a producir franjas extensas de vientos dañinos en superficie y fue el primero en utilizar el término bow echo, que en inglés significa «eco en forma de arco». En la mayoría de los casos, un chorro de entrada trasero muy fuerte o una corriente descendente fuerte deforman la línea delantera de convección activa para crear un segmento arqueado. El eco en forma de arco es un tipo especial de sistema convectivo de mesoescala lineal severo que puede abarcar un amplio espectro de regímenes de inestabilidad y cizalladura. La mayoría de los ecos en arco ocurren en entornos con altos valores de CAPE y cizalladura fuerte y poseen la capacidad de provocar ascensos profundos de áreas extensas a lo largo del frente de racha de una intensa bolsa de aire frío arqueada. Los ecos en arco pueden evolucionar como un segmento acelerado de una línea de turbonada o a partir de una tormenta sencilla fuerte (normalmente una supercélula con precipitación intensa; Finley et al. 2001). La transición a un arco suele ocurrir en el transcurso de una o dos horas.
Muesca de entrada trasera
La muesca de entrada trasera (Rear-Inflow Notch, RIN) señala un chorro de entrada trasero fuerte enfriado por evaporación (Przybylinski y Schmocker 1993; vea la figura 2) y suele ser evidente justo antes y durante la transformación inicial de la línea delantera en un eco en forma de arco.
Fig. 2. Muesca de entrada trasera evidente como una zona de reflectividades débiles detrás de un eco en forma de arco recién formado en el centro-norte de los Estados Unidos.
Par de vórtices con giro ciclónico y anticiclónico
Muchos ecos en arco maduros tienen uno o dos vórtices con giro ciclónico o anticiclónico. Normalmente, dichos vórtices corresponden a regiones donde la corriente descendente es más intensa y la probabilidad de vientos fuertes en superficie es más alta. La distancia entre los dos vórtices es una medida de la fuerza probable del chorro de entrada trasero, siendo una distancia más corta un indicador de un chorro trasero más fuerte (Weisman 1992). Los vórtices situados al final de la línea tienden a retrasarse respecto del SCM en entornos con cizalladura débil, pero en entornos con cizalladura fuerte es más probable que avancen con el borde delantero de la línea de convección. En los sistemas convectivos de mesoescala suficientemente persistentes, el efecto de Coriolis finalmente conduce, por un lado, a la intensificación del vórtice ciclónico (del lado polar) y, por otro, al debilitamiento del vórtice anticiclónico (del lado ecuatorial). En este caso, el sistema convectivo de mesoescala adopta el conocido aspecto del eco en forma de coma.
Fig. 3. Eco en forma de arco maduro sobre Green Bay (Wisconsin, Estados Unidos) que muestra un vórtice bien desarrollado en el extremo del polo del sistema convectivo de mesoescala.
Aunque los vientos más fuertes normalmente ocurren en el vértice del arco, también pueden formarse tornados débiles o mesovórtices a lo largo del borde delantero del arco, generalmente en el lado del polo del vértice del arco (Atkins et al. 2005; Atkins y Laurent 2009a,b).
El vector movimiento del eco en forma de arco, que tiende a avanzar mucho más deprisa que las otras multicélulas a su alrededor, está controlado por la propagación de la fuerte bolsa de aire frío.
Derechos
Johns y Hirt (1987) observaron por primera vez y definieron como «derecho» un evento de viento severo de larga duración (hasta un día) con una extensión de al menos 450 km (~250 millas náuticas) que contiene múltiples rachas de viento de 33,5 m s−1 (65 kt) o más. Estos eventos suelen ser el resultado de una secuencia de uno o más ecos en arco severos. A menudo, los vientos dañinos ocurren en varios episodios claramente diferenciados.
Aunque los derechos pueden abarcar un amplio espectro de regímenes de inestabilidad y cizalladura, la mayoría ocurren en entornos con cizalladura fuerte de capa profunda en combinación con valores elevados de CAPE, gradientes verticales de temperatura acusados y fuertes bolsas de aire frío del sistema. A la hora de identificar los entornos propicios para la formación de un derecho, son importantes la fuerza del viento medio en la capa de 0 a 6 km y el flujo relativo al sistema en la capa de 0 a 2 km, siendo este último principalmente debido a la rapidez del propio sistema (Evans y Doswell 2001).
Animación radar de un derecho que causó daños generalizados al pasar sobre Oklahoma y Texas, Estados Unidos. La animación muestra diez horas de la vida del sistema.
Los derechos pueden ocurrir como derechos progresivos, en los cuales pequeños segmentos del eco en forma de arco se mueven a lo largo de un frente casi estacionario (fig. 4, izda.), o como derechos en serie, en los cuales una línea de turbonada que avanza en sentido aproximadamente perpendicular al flujo predominante contiene varios ecos en arco severos que se mueven rápidamente con el flujo predominante a lo largo de la línea (fig. 4, dcha.).
Fig. 4. Modelo conceptual de los dos tipos de derechos. La línea naranja señala una instantánea típica de la convección activa.
Otras señales radar de vientos dañinos de los SCM en superficie
Hay dos zonas de los sistemas convectivos de mesoescala en los que la amenaza de vientos dañinos en superficie aumenta: por un lado, en los segmentos de las líneas de turbonada en los que el frente de racha se mantiene cerca del borde delantero del núcleo de reflectividad en niveles bajos; por el otro, en los segmentos con fuertes gradientes de reflectividad en niveles bajos. En cualquier evento es útil buscar evidencia adicional de la severidad de las células individuales basada en el radar, como la presencia de una región de eco débil cerca del punto A de la figura 5.
Fig. 5. Modelo conceptual de un sistema convectivo de mesoescala que avanza hacia la derecha. Representación cualitativa en forma de corte horizontal a través de la reflectividad del sistema en niveles bajos. La línea azul delante del núcleo de reflectividad en niveles bajos marca la posición del frente de racha del sistema. En el punto A, el frente de racha está cerca de las corrientes ascendentes profundas delanteras del sistema y un gradiente de reflectividad intenso en niveles bajos. Ambos indicadores sugieren mayores probabilidades de vientos dañinos cerca del punto A. El punto B ilustra la situación en que el frente de racha se adelanta al núcleo, creando un gradiente de reflectividad muy suave. Aquí, el riesgo de vientos dañinos es considerablemente menor que en el punto A.
Un posible enfoque para intentar predecir el comienzo de los vientos dañinos en superficie consiste en buscar en las imágenes de velocidad relativa al sistema una señal de convergencia radial en niveles medios (mid-altitude radial convergence o MARC) cerca del borde delantero del núcleo de reflectividad intensa en niveles medios del sistema, un posible precursor del descenso de un chorro de entrada trasero elevado (Przybylinski et al. 1995) y, por tanto, un precursor del comienzo de los vientos dañinos en superficie.
Para alternar entre reflectividad y velocidad, use los botones o haga clic en la imagen.
Imágenes de reflectividad del radar y de velocidad relativa a la tormenta de un eco en forma de arco que presenta una señal de convergencia radial en niveles medios (mid-altitude radial convergence, MARC). La elevación del haz en el lugar de la señal es aproximadamente de 3500 m sobre el nivel del mar.
Entorno y propagación de los sistemas convectivos de mesoescala
Aunque los sistemas convectivos de mesoescala normalmente se desarrollan linealmente con una zona de precipitación estratiforme trasera, también son comunes los sistemas convectivos de mesoescala que presentan una zona de precipitación estratiforme paralela o una zona de precipitación estratiforme delantera, como se ilustra en este resumen esquemático de las descripciones de Parker y Johnson (2000).
Representación esquemática de los tres arquetipos de SCM descritos por Parker y Johnson (2000). El lado izquierdo muestra el perfil vertical del viento medio en cada capa relativo a la tormenta antes de la formación del sistema para las tres clases de SCM. El vector viento se representa con las componentes paralela (X) y perpendicular (→) a la línea en m s−1. Las capas son las de 0–1, 2–4, 5–8 y 9–10 km. El lado derecho de la figura muestra los patrones de reflectividad radar conceptuales para cada uno de los tres tipos de SCM. Observe que el patrón de reflectividad de madurez del tipo de precipitación estratiforme trasera corresponde específicamente al hemisferio sur, donde el efecto de Coriolis conduce a la intensificación de esta zona de precipitación en el extremo sur de la línea convectiva.
La tabla 1 resume brevemente las principales características de los tres tipos de sistemas convectivos de mesoescala, cuya formación depende principalmente del flujo relativo al sistema en varios niveles:
| Entorno y características de los arquetipos de sistema convectivo de mesoescala (SCM) | |||
|---|---|---|---|
| Precipitación: | Estratiforme delantera (ED) |
Estratiforme paralela (EP) | Estratiforme trasera (ET) |
| Flujo relativo al sistema en los niveles más altos | Desde atrás hacia delante | Fuertemente paralelo a la línea | Desde delante hacia atrás |
| Flujo relativo al sistema en los niveles más bajos | Desde delante hacia atrás y paralelo | Fuertemente desde delante hacia atrás | Fuertemente desde delante hacia atrás |
| Intensidad de la bolsa de aire frío | Débil | Moderada | Fuerte |
| CAPE (J kg−1) | 1009 | 813 | 1605 |
| Velocidad de propagación (m s−1) | 7,1 | 11,4 | 13,0 |
| Duración media (h) | 6,5 | 6,3 | 12,2 |
| Frecuencia (% de todos los SCM) | 20 % | 20 % | 60 % |
Tabla 1. Resumen de varias características de los sistemas convectivos de mesoescala lineales. Adaptado de Parker y Johnson (2000).
Propagación de los sistemas convectivos de mesoescala
Normalmente, las multicélulas no se limitan a avanzar con el flujo predominante (definido como el viento medio ponderado por la masa en la capa de desarrollo de las nubes, entre el nivel de condensación por ascenso y el nivel de equilibrio), sino que su vector movimiento posee una componente de propagación que está controlada por el inicio de células nuevas en un flanco preferencial, especialmente en las tormentas multicelulares más organizadas. La figura 1 muestra cuatro de los principales mecanismos físicos que determinan un flanco preferencial en relación con una bolsa de aire frío preexistente.
Fig. 1. Descripción conceptual de los cuatro procesos físicos principales que determinan un flanco preferencial para el inicio de nuevas corrientes ascendentes a lo largo del borde de la bolsa de aire frío de una multicélula. Esta preferencia direccional del inicio de las células también controla la componente de propagación del vector movimiento total del sistema (recuerde: movimiento = advección + propagación). Los cuatro mecanismos ilustrados son:
1. propagación hacia el vector cizalladura
2. propagación por convergencia en niveles bajos
3. propagación hacia un eje de inestabilidad de superficie
4. propagación por interacciones entre fronteras
Varios mecanismos de propagación pueden afectar simultáneamente a una multicélula individual e incluso pueden conducir a la división del sistema original.
Caso de propagación básico: sin cizalladura en niveles bajos
Basándose en simulaciones numéricas ideales, Rotunno et al. (1998) encontraron que cuando la cizalladura en niveles bajos es nula, el aire relativamente cálido en el exterior de la bolsa de aire frío solo podría ascender hasta el límite superior de la bolsa de aire frío y luego se desplazaría a lo largo de dicha superficie. Si el espesor de la bolsa de aire frío supera el nivel local de convección libre (fig. 2: NCL 1), el inicio podría ocurrir en cualquier lugar aleatorio a lo largo del límite de la bolsa de aire frío. Si el nivel local de convección libre está situado a buena distancia por encima del espesor de la bolsa de aire frío (fig. 2: NCL 2), el ascenso será insuficiente para iniciar una célula nueva.
Fig. 2. Modelo conceptual sin flanco preferencial para el inicio de células nuevas a lo largo del límite de la bolsa de aire frío de una multicélula preexistente en un escenario sin cizalladura, según se explica en Rotunno et al. (1988).
Mecanismo de propagación 1: hacia el vector cizalladura
Cuando la cizalladura en niveles bajos a través del espesor de la bolsa de aire frío (digamos 3 km) es distinta de cero, las circulaciones asociadas a la bolsa de aire frío y el perfil de cizalladura interactúan constructivamente en el lado de propagación de la cizalladura de la bolsa de aire frío, donde crean las condiciones más propicias para el ascenso de las burbujas de superficie. Si el ascenso es suficiente para que la burbuja alcance el nivel local de convección libre (fig. 3: NCL 2; fig. 2: NCL 1) es posible que comience a formarse una célula nueva.
Fig. 3. Modelo conceptual que identifica el flanco preferencial para la iniciación de células nuevas a lo largo del límite de la bolsa de aire frío de una multicélula preexistente en un entorno con cizalladura en niveles bajos, como se explica en Rotunno et al. (1988).
Se supone que las dos circulaciones tengan magnitudes similares, es decir, que la bolsa de aire frío y la cizalladura estén en equilibrio. Al aplicar este concepto, hay que tener en cuenta dos asuntos: la fragilidad del equilibrio de circulación entre la bolsa de aire frío y la cizalladura en niveles bajos y la posible influencia de los otros mecanismos de ascenso que se describen a continuación.
Mecanismo de propagación 2: por convergencia en niveles bajos
Es probable que en el lugar donde una potente corriente en chorro en niveles bajos incide en la bolsa de aire frío se forme una zona de convergencia importante en niveles bajos y que las burbujas se eleven sobre la bolsa de aire frío. Gracias a dicho ascenso, ese lugar se convierte en el flanco preferencial para el inicio de una célula nueva y, por lo tanto, debería producir una propagación del sistema equivalente a −J, es decir, hacia la corriente en chorro en niveles bajos.
Los estudios de Corfidi et al. (1996; 2003) intentaron cuantificar el movimiento general de los sistemas convectivos de mesoescala (SCM) sujetos al tipo de propagación descrito (fig. 4). Para adecuarse al vector movimiento de las multicélulas observadas (V), los estudios distinguen entre sistemas de propagación en contra y a favor del viento. En las multicélulas que se propagan en contra del viento (fig. 4 A), el vector movimiento total V es el vector suma del flujo predominante S y la componente negativa del flujo relativo a la tormenta en niveles bajos −J. En las multicélulas que se propagan a favor del viento (fig. 4 B), se puede aproximar V como la suma del doble del flujo predominante y de la componente negativa del flujo relativo a la tormenta en niveles bajos.
Fig. 4. Vector movimiento total V estimado para multicélulas que se propagan en contra del viento (A) y a favor del viento (B), según Corfidi et al. (1996). S es el flujo predominante (viento promedio ponderado por la masa en la capa de desarrollo de las nubes) y −J es la componente negativa del máximo del flujo relativo de la tormenta en niveles bajos.
La aplicación de la técnica de estimación del vector movimiento total del sistema multicelular V a los pronósticos y las predicciones a muy corto plazo (nowcast) debería ayudar a evaluar el riesgo de crecidas repentinas que representan los sistemas retrógrados (más probable en el caso A, de propagación en contra del viento) o el riesgo de vientos dañinos que representan los sistemas que se propagan hacia delante, en los que se suman los vectores del viento medio y de la propagación (más probable en el caso B, de propagación a favor del viento). En general, incluso los sistemas que inicialmente exhiben propagación retrógrada maduran y se convierten en sistemas con propagación hacia delante a medida que su bolsa de aire frío se fortalece.
Mecanismo de propagación 3: hacia un eje de inestabilidad de superficie
Mediante una modelización, Richardson (1999) encontró que en el lugar donde un eje de altos valores de punto de rocío en superficie (que equivale a un nivel de convección libre bajo) se interseca con el límite de la bolsa de aire frío, se produce un flanco preferencial para el inicio de nuevas células donde un ascenso menos profundo es suficiente para su creación. Esta preferencia puede conducir a la propagación de la multicélula hacia el eje de inestabilidad.
Mecanismo de propagación 4: por interacciones entre fronteras
Los puntos de intersección de fronteras, como el límite de la bolsa de aire frío de una multicélula y una línea de convergencia externa, son puntos privilegiados para el inicio del desarrollo de una célula nueva (Purdom 1976; Wilson y Schreiber 1986; Fankhauser et al. 1995; Hane et al. 1997; Koch y Ray 1997; Mahoney 1988). Esta nueva convección «de triple interacción» probablemente crearía una bolsa de aire frío que se fusionaría luego con la bolsa de aire frío de la multicélula original, posiblemente «anclando» la célula original a dicho punto de triple interacción de tal manera que siga el movimiento del punto en vez de moverse con el flujo predominante (Weaver 1979).
Peligros asociados a los sistemas convectivos de mesoescala
Vientos dañinos
A medida que la convección profunda sube de escala y su bolsa de aire frío se fortalece con el tiempo, la amenaza de vientos dañinos se convierte en el principal peligro convectivo a considerar. En particular, los ecos en arco y los derechos pueden ser responsables de vientos en línea recta dañinos y destructivos. Las zonas preferenciales para los vientos fuertes en superficie son:
- a lo largo del eje del chorro de entrada trasero descendente (a menudo el vértice de un eco en forma de arco);
- cerca de los núcleos de reflectividad más intensos a lo largo de la línea delantera de la convección activa, especialmente si el frente de racha permanece cerca de un núcleo.
Tornados
Los tornados son posibles en los sistemas convectivos de mesoescala, ya sea como tornados supercelulares relacionados con supercélulas individuales embebidas en un sistema convectivo de mesoescala, o en forma de mesovórtices a lo largo del borde delantero de una línea convectiva. Los lugares de formación preferenciales de dichos mesovórtices son el vértice del segmento arqueado y a lo largo de la parte del vértice del lado polar.
Granizo
La amenaza de granizo disminuye a medida que aumenta la escala de la convección profunda y a medida que el gran número de corrientes ascendentes del sistema convectivo de mesoescala consume más rápidamente la inestabilidad ambiental. La posición de las células severas embebidas —típicamente al final de la línea convectiva o cerca de los espacios dentro de esa línea— marca el lugar más probable donde puede caer una granizada severa.
Crecidas repentinas
Los sistemas convectivos de mesoescala pueden producir crecidas repentinas importantes, especialmente en las siguientes circunstancias:
- movimiento lento
- tamaño grande
- movimiento sobre un mismo lugar por un período de tiempo extenso
- movimiento retrógrado
Más que la intensidad de la precipitación, la duración de las precipitaciones moderadamente fuertes es lo que finalmente determina la amenaza de crecidas repentinas. En estas situaciones es aconsejable vigilar estrechamente las precipitaciones acumuladas en aquellos lugares que hayan experimentado períodos prolongados de precipitación.
Referencias bibliográficas/Adenda
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