Señales de radar características de tiempo convectivo severo

Definición de supercélula

Las supercélulas son tormentas convectivas, normalmente duraderas, intensas y relativamente grandes, y a menudo con un movimiento anómalo, que producen una fracción desproporcionada del tiempo convectivo severo. Las supercélulas presentan una rotación profunda tanto dentro como cerca de la corriente ascendente de la tormenta, llamada mesociclón. Para poder clasificar la rotación asociada con una tormenta convectiva como un mesociclón, en general el vórtice debe cumplir las siguientes condiciones:

• tener las dimensiones de una tormenta (de 2 a 10 km de diámetro),
• tener una profundidad vertical razonable (~3 km),
• tener una duración suficiente (dos o más barridos sucesivos del radar) y
• presentar algún criterio mínimo de intensidad (velocidad rotacional de ~15 m s⁻¹
  o vorticidad vertical de ~10⁻² s⁻¹).

Modelo conceptual de la formación y evolución de una supercélula

La evolución inicial de una corriente ascendente persistente en una capa profunda con cizalladura puede variar según el tipo de perfil vertical de cizalladura. Cuando la cizalladura vertical es unidireccional, la corriente ascendente inclina la vorticidad horizontal inherente al perfil vertical de vorticidad hacia la vertical y crea un par de centros de vorticidad vertical de signo opuesto, es decir, dos vórtices de rotación contrarios.

Esos vórtices, que están vinculados con bajas dinámicas, se forman inicialmente en los flancos derecho e izquierdo de la corriente ascendente. En las bajas presiones creadas por perturbaciones de presión inducidas por la rotación relacionadas con las circulaciones que acabamos de describir (bajas creadas por perturbaciones de presión no lineales), la perturbación de la presión es proporcional y de signo contrario al cuadrado de la vorticidad vertical (ver Bluestein 1993, pág. 468).

En estas bajas de escala de tormenta, las presiones más bajas se dan en niveles medios, donde la corriente ascendente es más fuerte y, por tanto, también es más pronunciada la inclinación de la vorticidad horizontal.

El resultado es que la perturbación crea un gradiente de presión más intenso debajo de ambos vórtices, cuya fuerza se dirige hacia arriba, lo cual fomenta el desarrollo de nuevas corrientes ascendentes cerca del centro de cada vórtice de niveles medios (fig. 2). Este desarrollo en los flancos derecho e izquierdo ensancha la corriente ascendente original ya que, flanqueada por las dos nuevas corrientes ascendentes fuertes, desarrolla un gradiente de presión vertical dirigido hacia abajo. Este, apoyado por los efectos de enfriamiento vinculados al núcleo de precipitación y su descenso, puede conducir a la partición o división de la tormenta (fig. 3).

Dado un perfil de cizalladura unidireccional, las dos tormentas resultantes tendrán intensidades equivalentes y avanzarán una hacia la derecha y la otra hacia la izquierda, siendo el movimiento hacia la izquierda preferencial para hodógrafas con giro antihorario y el movimiento hacia la derecha preferencial para hodógrafas con giro horario (fig. 4).

La relación entre el movimiento hacia la izquierda o la derecha y la curvatura de la hodógrafa se explica mediante un segundo mecanismo que relaciona la creación de los patrones de perturbación de la presión en la corriente ascendente y sus alrededores con la cizalladura de capa profunda. Bluestein (1993, págs. 463-465) desarrolla una segunda expresión que establece que la perturbación de la presión a la escala de la tormenta está relacionada con la proyección del vector cizalladura vertical del entorno hacia el gradiente de velocidad vertical asociado a la corriente ascendente:

Esta perturbación de la presión inducida por la cizalladura del entorno también se puede denominar perturbación lineal de la presión. De forma análoga a la perturbación no lineal de la presión que se crea en los centros de rotación de escala de tormenta, la perturbación lineal de la presión es máxima cerca de la periferia de la corriente ascendente y sigue un patrón de «altas del lado de proveniencia y bajas del lado de propagación de la cizalladura» (fig. 5):

La disposición de las perturbaciones lineales de la presión en una hodógrafa curvada cambia con la altura, debido al cambio de orientación del vector cizalladura con la altura. Además, en la corriente ascendente las velocidades verticales más altas —y, por lo tanto, los gradientes horizontales más marcados— ocurren en los niveles medios. Las perturbaciones lineales establecen las altas y bajas presiones más intensas en esos niveles. En una hodógrafa con giro antihorario (hacia la izquierda), la baja dominante inducida por la perturbación en niveles medios se encuentra en el flanco norte de la corriente ascendente, lo cual estimula la propagación de la tormenta hacia el norte y, dado un flujo predominante del oeste, un movimiento general hacia la izquierda, como se describe en la figura 6.

Una vez que la tormenta se aleje de la hodógrafa —ya sea debido a efectos de cizalladura lineal o no lineal o a la propia curvatura de la hodógrafa—, la inclinación de la vorticidad horizontal del entorno que se muestra en la figura 7a cambia. Al salir de la hodógrafa, la vorticidad horizontal del entorno se alinea más bien con el vector flujo de entrada relativo a la tormenta (fig. 7b), el cual, una vez inclinado, conduce a la formación de una vorticidad vertical con un signo dominante, en vez de un par de vórtices como los que se muestran en la fig. 5. Cuando el vector vorticidad apunta a través del flujo de entrada relativo a la tormenta, hablamos de vorticidad perpendicular o transversal; cuando está alineado con el flujo, constituye la vorticidad paralela. El potencial de intensificación de las tormentas que se mueven hacia la derecha o la izquierda es mucho mayor, porque adquieren una cantidad de vorticidad paralela mayor que las células cuyo movimiento no es anómalo.

Integrando a lo largo de toda la capa del flujo de entrada de una tormenta (se considera que son 3 km), la cantidad total de vorticidad paralela adquirida por el flujo de entrada se conoce como «helicidad relativa a la tormenta» (Davies-Jones 1984, 1990).

Estructura de la supercélula en el radar

La fuerza, la permanencia relativa y la duración de la corriente ascendente de una supercélula, así como su relación con la rotación a escala de la tormenta, a menudo crean una disposición tetradimensional de los hidrometeoros y patrones de flujo característicos que se pueden ver en el radar. Esta disposición suele incluir bastantes de las señales de reflectividad y velocidad características que se presentan en esta lección, a veces hasta la mayoría de ellas. En una supercélula madura «clásica», normalmente la disposición espacial de estas señales respecto de las demás es particular. Describir esta disposición es el objetivo principal de esta sección.

 

 

En niveles bajos, las supercélulas se caracterizan con frecuencia por un gradiente de reflectividad intenso en la zona del flujo entrante a la tormenta (figs. 1, 2, 3A), que a menudo se extiende en dirección opuesta a la muesca del flujo de entrada en niveles bajos, ubicada al oeste respecto del gradiente que marca la zona de contacto entre el flujo de entrada en niveles bajos y la bolsa de aire frío de la tormenta (fig. 2). Esta zona puede presentar una fuerte señal de convergencia en niveles bajos. Si la tormenta exhibe rotación en niveles bajos, es muy probable que la circulación se sitúe cerca de la zona de contacto entre la corriente ascendente de niveles bajos y la corriente descendente trasera, en las inmediaciones del eco en forma de gancho (figs. 1 y 3). Es muy probable que se produzcan vientos dañinos en superficie cerca del mesociclón en niveles bajos y en las zonas contiguas a la corriente descendente trasera.

A menudo, una región de eco débil (Weak Echo Region, WER) se extiende hacia arriba desde el gradiente de reflectividad intenso en niveles bajos. La región de eco débil es una característica muy común en las tormentas severas en entornos con cizalladura vertical. Muchas supercélulas contienen corrientes ascendentes muy intensas que impiden la formación de hidrometeoros grandes hasta que el aire ascendente alcance el nivel del yunque, lo cual crea una región de eco débil acotada (Bounded Weak Echo Region, BWER). La región de eco débil acotada está relacionada con la precipitación que desciende alrededor de toda la circunferencia de la corriente ascendente, incluido el lado de proveniencia de la cizalladura (figs. 2 y 3B). La región de eco débil acotada se puede concebir como una «rosca» en niveles medios cuyo centro, que contiene reflectividades más débiles, está rodeado de reflectividades mucho mayores (fig. 3B). Cerca del centro de la región de eco débil acotada suele haber un mesociclón de niveles medios, pero dicha región no se debe concebir como un vórtice arremolinado que transporta los hidrometeoros hasta que alcancen radios mayores. Es probable que la intensidad de reflectividad máxima esté cerca de la WER o de la BWER y que se extienda hasta la zona próxima al gradiente de reflectividad en niveles bajos. Estos gradientes señalan el granizo grande que está cayendo y que en su camino hacia el suelo se va fundiendo parcialmente. El nivel en torno al cual se produce la fusión del granizo grande también es la zona preferencial para la formación del pico de granizo (Three-Body Scatter Spike, TBSS) en los radares de banda S. En este nivel y por debajo del mismo se puede observar una muesca en el flanco delantero o en V en la reflectividad del radar (fig. 1).

En el nivel del yunque, la señal de 50 dBZ en niveles altos, cerca del tope de la tormenta, normalmente se encuentra encima de la región de eco débil acotada en niveles medios o del gradiente de reflectividad intenso en niveles bajos. El tope de la tormenta a menudo aparece como un único eco aislado y está «desplazado» respecto de la posición del núcleo de ecos en niveles bajos (figs. 1, 2, 3). Una señal de divergencia pronunciada en el tope de la tormenta indica la interacción entre el aire evacuado por la corriente ascendente y su nivel de equilibrio (típicamente en la tropopausa). Si bien este flujo de aire saliente se distribuye radialmente desde el punto de origen de la corriente ascendente, los fuertes vientos relativos a la tormenta que existen al nivel del yunque distorsionan considerablemente el campo de flujo radial.

Cabe destacar la evolución del mesociclón. En un comienzo, se forma un mesociclón de niveles medios en el nivel de máxima inclinación del vórtice. A continuación, el mesociclón se extiende hacia arriba y hacia abajo desde los niveles medios y forma la corriente descendente trasera. Los mesociclones maduros exhiben rotación convergente en los niveles bajos, rotación pura en los niveles medios y rotación divergente en altura. En los niveles bajos, el mesociclón es parte corriente ascendente y parte corriente descendente trasera, cuyo frente de racha provoca el ascenso y la inclinación de la línea de vórtices horizontales. Más arriba, en los niveles medios, el mesociclón es principalmente una corriente ascendente. En los niveles bajos, la estabilidad termodinámica de la corriente descendente trasera (que se enrosca en la circulación del mesociclón) determina si el mesociclón en niveles bajos se ocluye y se disipa o si produce tornadogénesis.

Todas las señales que se describen en esta lección excepto el «eco en forma de arco y chorro de entrada trasero fuerte» se pueden encontrar en una supercélula madura:

Señales en niveles bajos

• Vientos dañinos cerca de la superficie
• Eco en forma de gancho
• Convergencia en niveles bajos
• Mesociclón en niveles bajos
• Gradiente de reflectividad intenso en niveles bajos

Señales en niveles medios

• Muesca en el flanco delantero
• Mesociclón en niveles medios
• Pico de granizo

Señales en niveles altos

• Altura máxima del eco de 50 dBZ
• Célula individual
• Propagación anómala de la tormenta
• Divergencia en el tope de la tormenta

Señales en varios niveles

• Región de eco débil acotada (BWER)
• Reflectividad muy alta
• Región de eco débil (WER)

 

Entornos supercelulares

El mejor parámetro ambiental para la predicción del potencial de supercélulas es la fuerza de la cizalladura de capa profunda. Por «capa profunda» se entiende una altura que abarque al menos la mitad del espesor vertical de la tormenta. En las tormentas de la estación cálida, la cizalladura de la capa profunda suele medirse en la capa de 0 a 6 km por encima del nivel del suelo. Las simulaciones de nubes realizadas por Weisman y Klemp (1982) y los estudios de observación realizados por Markowski et al. (1998), Rasmussen y Blanchard (1998) y Bunkers (2002) indican que para sostener una supercélula se necesitan magnitudes del vector cizalladura de aproximadamente 15 a 20 m s⁻¹ (30 a 40 kt) en los 6 km más bajos. La extensa climatología elaborada por Thompson et al. (2003) muestra que la magnitud del vector cizalladura en el volumen de 0 a 6 km es un excelente parámetro para distinguir las células «ordinarias» de las supercélulas marginales y las supercélulas (fig. 1).

Sin embargo, la cizalladura de capa profunda no es demasiado útil para distinguir entre las supercélulas que pueden generar tornados y las que no. Los parámetros de niveles bajos, como la altura del nivel de condensación por ascenso (NCA) y la magnitud del vector cizalladura en la capa de 0 a 1 km, son predictores mucho mejores para este tipo de distinción (fig. 2).

Es tentador hacer una lista de los ingredientes del entorno que se necesitan para que sea probable la formación de una supercélula. La lista incluiría una combinación de ingredientes genéricos para las tormentas que (típicamente) se forman en la superficie, como la flotabilidad y el ascenso, y algún criterio vinculado a la cizalladura de capa profunda para organizar la tormenta.

Un intento en este sentido es el parámetro compuesto supercelular de Thompson et al., que combina dos diagnósticos, uno para la flotabilidad y otro para la rotación a escala de la tormenta, con la magnitud de la cizalladura en la capa de 0 a 6 km (http://www.spc.noaa.gov/publications/thompson/stp_scp.pdf).

Una segunda aproximación más detallada es el protocolo nacional para la predicción de tormentas (National Thunderstorm Forecast Guidance System, NTFGS) usado en Australia. Con este sistema basado en los datos de un modelo numérico de mesoescala, un conjunto de parámetros debe superar los umbrales establecidos climatológicamente (y afinados con el modelo) para tomar una decisión simple (sí o no) sobre la ocurrencia de una supercélula (tabla 1).

Los umbrales indicados en la tabla pretenden cuantificar la flotabilidad (LI) «suficiente», la probabilidad de inicio (sigma; CIN) y la cizalladura para el posible desarrollo de supercélulas. Aunque la precisión de este sistema es limitada, incorpora el concepto útil de qué tipos de ingredientes y qué valores aproximados deben coincidir para sostener el desarrollo de una supercélula.

Disipación de una supercélula

La disipación de una supercélula puede ocurrir de diversas maneras, como las siguientes:

• su propia bolsa de aire frío finalmente corta el suministro de aire potencialmente inestable («predominio del flujo saliente»);
• la tormenta se desplaza a un entorno dinámica o termodinámicamente desfavorable;
• la intensificación de la bolsa de aire frío provoca la transformación de la tormenta en una supercélula con elevada precipitación o su aumento de escala a una línea de turbonada o un eco en forma de arco;
• la tormenta interactúa con otras tormentas y se debilita por efecto de las corrientes salientes de las tormentas vecinas.

 

Peligros asociados a las supercélulas

Las supercélulas constituyen solo una pequeña proporción del total de la convección profunda húmeda, pero son responsables de producir una parte desproporcionada del tiempo convectivo más severo. Dudha y Gallus (2010) declaran que las supercélulas provocan tiempo severo con mayor frecuencia que cualquier otro tipo de tormenta y que además causan tiempo severo más intenso. En su estudio, las supercélulas representan más de la mitad de todas las tormentas observadas en los Estados Unidos y alrededor del 91 % de ellas produjeron tiempo severo.

Vientos destructivos

Las supercélulas producen en promedio más informes de viento severo que cualquier otro tipo de tormenta excepto los ecos en forma de arco. Debido a la clasificación supercelular, se deben considerar los vientos destructivos más que los vientos dañinos (excepción: si diagnostica con seguridad una supercélula elevada. Esto se debe a que las corrientes descendentes de las supercélulas elevadas suelen estar bastante aisladas de la superficie por una capa profunda de aire potencialmente frío).

Granizo grande

Las supercélulas generan más de dos tercios de todos los informes de granizo. Las supercélulas dan de promedio las mayores cantidades de informes de granizadas severas, sobre todo para granizo de más de 2,5 cm. La fuerza y duración excepcional de la corriente ascendente hacen que esta tenga un gran potencial para producir granizo de gran tamaño, porque permite que la congelación continúe en la capa de crecimiento del granizo (−10 °C a −30 °C) durante un período de tiempo prolongado. Deberíamos al menos considerar la posibilidad de granizo gigante cuando se trata de una supercélula.

Crecidas repentinas

La precipitación intensa capaz de producir crecidas repentinas no es un peligro que se asocia automáticamente a las supercélulas, sobre todo las más pequeñas o las más rápidas. Las supercélulas tienden a ser relativamente poco eficientes en su capacidad de producir precipitaciones, pero estas tormentas también procesan enormes cantidades de vapor de agua. El resultado de estos dos fenómenos contradictorios en términos de lluvias intensas es que las crecidas repentinas son más probables con las supercélulas más grandes o más lentas.

Tornados

En promedio, las supercélulas producen muchos más tornados que cualquier otro tipo de tormenta. Entre el 15 y el 30 % de las supercélulas son tornádicas (por ejemplo, Dudha y Gallus 2010; Trapp et al. 2005a). Sin embargo, una proporción alta, del 20 al 40 %, de los mesociclones en niveles bajos están vinculados a tornados. Los mesociclones de niveles bajos más fuertes, especialmente si están inmersos en entornos tormentosos que puedan soportar la tornadogénesis, justifican la posibilidad de emitir un aviso de tornado.