Sistemas convectivos de mesoescala

Cuando termine de estudiar esta lección, podrá:

• Describir la estructura y el ciclo de vida de distintos tipos de sistemas convectivos de mesoescala tropicales (línea de turbonada tropical, eco en arco, complejo convectivo de mesoescala, vórtice convectivo de mesoescala y conglomerado sin turbonada).
• Reconocer los sistemas convectivos de mesoescala en las imágenes satelitales y radar.
• Enumerar las amenazas meteorológicas más probables en relación con cada tipo de sistema convectivo de mesoescala.
• Identificar los entornos dinámicos y termodinámicos clave que son propicios para el desarrollo de cada tipo de sistema convectivo de mesoescala, incluidos los entornos favorables de gran escala.
• Comprender las similitudes y diferencias entre una línea de turbonada tropical y una línea de turbonada de latitudes medias.
• Describir la climatología geográfica de los sistemas convectivos de mesoescala tropicales.

Sistemas convectivos de mesoescala » Generalidades

Los sistemas convectivos de mesoescala (SCM) son grupos organizados de tormentas que producen un área de precipitaciones contiguas que cubre 100 km o más en al menos una dirección. Estos sistemas comienzan siendo torres convectivas, crecen en escala creando una circulación vertical convectiva-estratiforme acoplada y, finalmente, terminan su ciclo de vida como una mera región de lluvias estratiformes. En la mayoría de los casos, la convección tropical se organiza en sistemas de mesoescala que pueden durar varias horas y abarcar entre 100 y 1000 km.

Podemos caracterizar los muchos tipos de sistemas convectivos de mesoescala que existen de acuerdo con las condiciones ambientales de cizalladura del viento. También se observan diferencias entre los sistemas convectivos de mesoescala tropicales y de latitudes medias, así como entre los sistemas oceánicos y terrestres. Exploraremos estas características a lo largo de la lección, procurando, siempre que sea posible, señalar las características que distinguen los sistemas convectivos de mesoescala de latitudes medias de los tropicales, algunas de las cuales son más sutiles que otras.

Sistemas convectivos de mesoescala » Generalidades » Climatología

Los sistemas convectivos de mesoescala llegan a producir hasta el 90 % de la lluvia que reciben algunas regiones de tierra firme. En términos mundiales, estos sistemas producen más del 50 % de la lluvia que cae en las zonas tropicales muy lluviosas (aquellas donde el promedio anual de lluvia excede los 3 mm por día).

La siguiente climatología de los sistemas convectivos de mesoescala en el trópico muestra los lugares donde dichos sistemas son una ocurrencia común y la época del año en que ocurren. Observe los máximos y mínimos estacionales, así como las concentraciones de sistemas convectivos de mesoescala a la hora del amanecer y del anochecer (el par de imágenes de cada figura). Esta climatología incluye todos los tipos de sistemas convectivos de mesoescala que satisfacen los criterios de dispersión del hielo a 85 GHz definidos por el estudio de Mohr y Zipser (1996).

• Enero
• Abril
• Julio
• Octubre

Sistemas convectivos de mesoescala » Generalidades » Impactos

Los sistemas convectivos de mesoescala tropicales son capaces de generar enormes cantidades de precipitación, lo cual puede reducir rápidamente la visibilidad y provocar inundaciones en poco tiempo. Los sistemas convectivos de mesoescala que avanzan más lentamente (los conglomerados tropicales sin turbonada) y los de muy larga duración (los complejos convectivos de mesoescala) presentan el mayor riesgo de crecidas repentinas, en función de las condiciones hidrológicas locales. Otras situaciones también pueden causar crecidas repentinas, como el paso de una serie de células sucesivas sobre una misma zona.

Todos los sistemas convectivos de mesoescala conllevan la posibilidad de vientos fuertes, pero cuanto más pronunciada sea la cizalladura en los niveles bajos del entorno del sistema, tanto más probable será la ocurrencia de vientos severos en la superficie (como en las líneas de turbonada y especialmente los ecos en arco). En entornos con mucha cizalladura, los vientos de superficie pueden alcanzar velocidades de 185 km/h (100 nudos) o más, una situación absolutamente descomunal en el trópico.

Los sistemas convectivos de mesoescala son además una de las causas más importantes de la turbulencia; en concreto:

• la turbulencia convectiva, que ocurre en el interior de las nubes convectivas profundas, en las corrientes ascendentes y descendentes y en el yunque de las tormentas; y
• la turbulencia cerca de las nubes en el aire claro alrededor del sistema convectivo de mesoescala, provocada por las ondas gravitatorias que se propagan del sistema convectivo de mesoescala, las corrientes de salida inestables en los niveles altos de la tormenta y las bandas de cirros.

Con frecuencia, los sistemas convectivos de mesoescala también producen rayos, granizo pequeño, tornados aislados y trombas marinas.

Características fundamentales » Estructura

Los sistemas convectivos de mesoescala contienen complejas estructuras de corrientes ascendentes y descendentes. Sin embargo, la fase de madurez de la mayoría de los sistemas convectivos de mesoescala maduros se puede representar en términos de corrientes de mesoescala ascendentes y descendentes cuya disposición e inclinación varía según el tipo y la modalidad particular del sistema. La inclinación de la corriente ascendente depende de la cizalladura ambiental. Las corrientes ascendentes de las líneas de turbonada y los ecos en arco presentan el mayor grado de inclinación hacia atrás.

En determinado momento a lo largo de su ciclo de vida, todos los sistemas convectivos de mesoescala generan precipitación desde un agrupamiento de torres convectivas, una capa de nubes estratiformes o ambos. La organización de la precipitación convectiva y estratiforme varía en función del tipo y la modalidad del sistema. A veces, varias modalidades ocurren como etapas del ciclo de vida de un sistema convectivo de mesoescala.

El ciclo de vida de un sistema convectivo de mesoescala típico comienza con una fase de crecimiento en la cual predominan las torres convectivas, iniciadas normalmente por el calentamiento diurno. Dichas torres crecen y transportan partículas de diversos tamaños (desde las suspendidas en la nube hasta las de precipitación) hasta la alta troposfera, donde se extienden para formar una región de precipitación estratiforme durante la fase de madurez. También se forma precipitación estratiforme a partir de la condensación que ocurre in situ y su deposición en la región estratiforme. Conforme el sistema comienza a disiparse, las células convectivas disminuyen y la región de lluvia estratiforme pasa a predominar.

Características fundamentales » Estructura » Corrientes ascendentes y descendentes

Las estructuras dinámicas predominantes de la mayoría de los sistemas convectivos de mesoescala son las corrientes convectivas ascendentes y descendentes y una pareja de corrientes de mesoescala, una ascendente y otra descendente, en la región estratiforme. Las corrientes ascendentes deben su origen a la convergencia en niveles bajos, que provoca el crecimiento de las torres convectivas por un mecanismo de levantamiento y vuelco de capa (A). Dependiendo del perfil de cizalladura ambiental y del movimiento del sistema, las partículas transportadas a gran altura viajan corriente arriba, corriente abajo o en ambas direcciones y, con el tiempo, crean una estructura de yunque que se ensancha visiblemente en las imágenes satelitales y una creciente zona de reflectividad baja en esa dirección. Esto crea la región de precipitación estratiforme (B). A medida que las partículas previamente levantadas caen, el enfriamiento latente (producto de la fusión y sublimación de las partículas en o cerca del nivel de fusión y en la base del yunque estratiforme) y el peso del agua condensada forman una corriente descendente y una bolsa de aire frío (C). Parte del aire de este conjunto de corriente descendente y bolsa de aire frío empuja hacia la corriente convectiva ascendente en o cerca de los niveles inferiores y aumenta la convergencia en niveles bajos, generando una retroalimentación positiva que intensifica la corriente ascendente. La fusión de las partículas de hielo en la región estratiforme produce una capa de alta reflectividad que denominamos «banda brillante».

Las líneas de turbonada se han clasificado de acuerdo con la orientación de sus precipitaciones convectivas y estratiformes en términos de precipitación estratiforme a la zaga (EZ), a la cabeza (EC) y paralela (EP). Aunque estos patrones se basan en casos observados en las latitudes medias, son aplicables a parte del trópico. Las líneas de precipitación estratiforme a la zaga son las más comunes, pero los otros dos tipos son importantes en las áreas del monzón de Asia sudoriental, donde ocurren a lo largo del frente mei-yu/baiu.

Como ya mencionamos, la cizalladura en la troposfera media a baja es un factor importante en la orientación de la línea, pero la CAPE es el elemento fundamental que determina su profundidad y duración. Los cortes verticales que aparecen más adelante muestran las distintas categorías de sistemas convectivos de mesoescala con orientación lineal y su flujo respecto de la línea. Por lo general, los sistemas de precipitación estratiforme a la zaga avanzan rápidamente en respuesta a la intensa cizalladura perpendicular, mientras que los otros dos tipos de sistemas se desplazan más lentamente y exhiben desarrollo retrógrado (la formación de trenes de células convectivas), que aumenta el potencial de crecidas repentinas.

Estos cortes verticales de grandes sistemas convectivos de mesoescala maduros muestran la naturaleza inclinada de la pareja de corrientes ascendente-descendente, así como el flujo completo del aire a través del sistema una vez que alcance la etapa de madurez (flechas rojas y azules). Fíjese en la diferencia en la inclinación de la corriente ascendente cuando atraviesa la región convectiva en comparación con la región estratiforme, una indicación de la distinta magnitud de las velocidades verticales ascendentes. En los sistemas convectivos de mesoescala con una región estratiforme a la zaga, la corriente ascendente alcanza velocidades de 5 a 17 m s^-1 en la región convectiva y de 35 a 45 cm s^-1 en la región estratiforme. Las corrientes descendentes de mesoescala en la región estratiforme de un típico sistema convectivo de mesoescala tropical oscilan entre 5 y 25 cm s^-1.

• A la zaga
• A la cabeza (flujo débil)
• A la cabeza (flujo intenso)
• Paralela

Características fundamentales » Estructura » Sistemas continentales y oceánicos

La intensidad y extensión de las corrientes ascendentes y descendentes de los sistemas convectivos de mesoescala tropicales varía según se trate de un sistema continental u oceánico. Típicamente, los sistemas oceánicos presentan corrientes ascendentes más débiles y, por tanto, núcleos de reflectividad más cortos, aunque también suelen ser más grandes que los sistemas convectivos de mesoescala continentales. Esta figura muestra algunas de las diferencias entre los sistemas convectivos de mesoescala continentales (izquierda, en Congo) y oceánicos (derecha, en el Pacífico nororiental tropical).

Características fundamentales » Perfil termodinámico

Antes del paso de un sistema convectivo de mesoescala, el entorno suele contener una capa profunda de CAPE moderada. Tras el paso del sistema, es común que el sondeo presente un perfil de temperatura y punto de rocío en niveles bajos con forma «de bulbo», que es indicativo de las corrientes descendentes del sistema convectivo de mesoescala. El aire relativamente seco de la troposfera media, que se introduce en el sistema convectivo de mesoescala tanto por delante como por detrás, se enfría por la evaporación de la lluvia y luego se hunde. La separación entre la temperatura y el punto de rocío refleja los efectos de calentamiento y desecación provocados por la subsidencia. Estas corrientes descendentes no saturadas suprimen la convección detrás del sistema convectivo de mesoescala. Este ejemplo muestra el perfil ambiental delante y detrás de una línea de turbonada en un lugar del Pacífico occidental tropical.

Características fundamentales » Precipitación

Como ya dijimos, los sistemas convectivos de mesoescala generan su precipitación desde un grupo de torres convectivas, una capa de nubes estratiformes o ambos, dependiendo de la etapa que han alcanzado en su ciclo de vida. La mayoría de los sistemas convectivos de mesoescala tropicales solo producen lluvia, pero a veces forman granizo pequeño.

Este diagrama del ciclo de vida de un conglomerado tropical sin turbonada permite comparar las tendencias de precipitación en las regiones de lluvia convectiva (pico temprano) y estratiforme (pico tardío). Esta gráfica corresponde a un conglomerado tropical sin turbonada observado cerca de Borneo, pero se notan tendencias similares en otros tipos y modalidades de sistemas convectivos de mesoescala.

A diferencia de los otros tipos de convección, es común que el pico de precipitación de los sistemas convectivos de mesoescala ocurra en las horas nocturnas, a menudo incluso después de la medianoche local. Los sistemas convectivos de mesoescala se mantienen gracias a la existencia de una capa límite cálida y húmeda que se regenera durante la noche por efecto de un chorro de bajo nivel. En las imágenes radar, muchos sistemas convectivos de mesoescala presentan el patrón de precipitaciones y la evolución que se ilustran en la figura siguiente, excepto los conglomerados tropicales sin turbonada, que no exhiben la característica línea de avance convectiva en forma de arco. Aparte eso, en la mayoría de los sistemas convectivos de mesoescala el resto del patrón puede ser similar, incluida la disipación de las células convectivas que se alejan de la región dominante de lluvias estratiformes cuando están cerca del final de su ciclo de vida.

Representación conceptual de la evolución en el radar de un sistema convectivo de mesoescala tropical típico en los alisios del hemisferio sur. La zona de reflectividad radar superior a 50 dBZ se muestra en negro y el intervalo de 35 a 50 dBZ, en gris; la línea gris marca el límite de los ecos de 0 dBZ. Típicamente, una vez que las células iniciales comiencen a juntarse (panel A), transcurren entre una y tres horas entre cada etapa subsiguiente.

Si comparamos la cantidad de precipitación que aportan las regiones convectiva y estratiforme de los sistemas convectivos de mesoescala, normalmente la línea de convección genera entre el 50 y el 70 por ciento del total y la región estratiforme produce el 30 al 50 por ciento restante. Las variaciones en las precipitaciones pueden deberse al entorno (dependencia de la cizalladura), al tipo de precipitación estratiforme (a la cabeza, paralela o a la zaga) y a la etapa en el ciclo de vida del sistema (crecimiento, madurez, disipación).

En algunos sistemas convectivos de mesoescala maduros, entre las regiones de lluvia convectiva y de lluvia estratiforme se forma una zona de transición.

La zona de transición coincide con el mínimo local de reflectividad radar y se encuentra directamente debajo del área de expansión inicial en altura de la corriente convectiva ascendente. Esta zona contiene la menor cantidad de partículas del tamaño de precipitación, debido a las corrientes descendentes locales en los niveles medios (vea el corte vertical del sistema con precipitación estratiforme a la zaga en la subsección «Corrientes ascendentes y descendentes»).

Propagación

En un comienzo, los sistemas convectivos de mesoescala —tanto tropicales como de latitudes medias— se propagan con el flujo de escala sinóptica y su movimiento coincide con dicho flujo sinóptico hasta que se forme una bolsa de aire frío considerable, cuyo desarrollo temporal casi coincide con la unión de los yunques en altura para formar un escudo nuboso completo.

Es fundamental comprender la importancia del chorro de bajo nivel que probablemente existe en los sistemas más organizados para pronosticar el movimiento del sistema una vez que se establezca la bolsa de aire frío. El chorro de bajo nivel es una banda delgada de vientos intensos que sopla a entre 2 y 3 km de altura sobre el suelo. Algunos chorros de bajo nivel se forman principalmente por la noche (p. ej., en las Grandes Llanuras de los Estados Unidos) y pueden mantenerse hasta el día siguiente, mientras que otros son de naturaleza más persistente y producto de forzamientos sinópticos (p. ej., el chorro africano del este). Este mapa muestra las regiones del mundo donde reinan algunos chorros de bajo nivel (las áreas azules) y las zonas asociadas de actividad de sistemas convectivos de mesoescala (rectángulos de trazos).

Una vez que la bolsa de aire frío se establezca, podemos usar la información sobre el vector movimiento del chorro de bajo nivel para determinar el nuevo movimiento del sistema. Para calcular el nuevo vector movimiento del sistema convectivo de mesoescala, es preciso sumar al movimiento de la bolsa de aire frío el movimiento promedio de las nubes. Aunque el movimiento de la bolsa de aire frío es difícil de determinar operativamente, podemos estimar el vector movimiento de la bolsa de aire frío sumando el negativo del vector chorro de bajo nivel ambiental al vector movimiento promedio de las nubes. La suma del vector movimiento de la bolsa de aire frío y el vector movimiento promedio de las nubes nos permitirá calcular el vector movimiento final del sistema una vez que establezca la relación con la bolsa de aire frío.

Si la vorticidad horizontal generada por la corriente descendente está en equilibrio con la cizalladura ambiental en niveles bajos delante de la línea de convección, el sistema convectivo de mesoescala mantendrá su etapa de madurez y continuará su propagación hacia adelante. Si se pierde el equilibrio con la vorticidad horizontal a lo largo del frente de racha/borde de avance de la bolsa de aire frío, el frente de racha se separa de las torres convectivas, lo cual interrumpe el flujo de energía hacia arriba. En determinado momento, la interrupción de la corriente convectiva ascendente causa la disminución de la región de precipitación estratiforme, que se alimentaba de las partículas de precipitación transportadas por la corriente convectiva ascendente.

Esta figura muestra un diagrama conceptual del balance entre la vorticidad horizontal de la bolsa de aire frío y la cizalladura ambiental para un sistema convectivo de mesoescala tropical maduro y de larga duración.

Propagación » Coriolis

El efecto (o fuerza) de Coriolis juega un papel muy importante en la organización y propagación de los sistemas convectivos de mesoescala. En las latitudes medias, donde Coriolis es más fuerte, un sistema convectivo de mesoescala de suficiente duración se torna asimétrico, es decir que su patrón de nubosidad y precipitación favorece el lado del polo del sistema, donde produce más precipitación estratiforme y menos precipitación convectiva. La precipitación convectiva y la bolsa de aire frío se expanden preferencialmente hacia el ecuador e inducen convección nueva en ese lado del sistema. El movimiento del sistema tiene una componente dirigida hacia el ecuador, donde se forman células nuevas en el borde de avance de la bolsa de aire frío, y una componente hacia el este respecto del viento rector medio de la capa.

Simulación de líneas de turbonada de larga duración con y sin el efecto de Coriolis. En las latitudes medias, la perspectiva normal de alguien que observa del sistema es hacia el oeste. En los alisios tropicales, la perspectiva normal de un observador es hacia el este.

En los alisios tropicales, estos desplazamientos del patrón de precipitación y movimiento hacia el ecuador o hacia el polo se darán en sentido contrario a lo antes ilustrado. Sin embargo, como en las regiones tropicales el efecto de Coriolis es escaso o inexistente, los sistemas tienden a no presentar un desplazamiento direccional con el tiempo, a menos que estén muy cerca de las regiones subtropicales, donde la magnitud de Coriolis es suficiente como para afectar al flujo, o que su duración sea suficiente como para sentir el efecto de Coriolis.

Espectro de la cizalladura del viento y sus efectos

Tanto en las latitudes medias como en las regiones tropicales, los sistemas convectivos de mesoescala suelen presentar perfiles de cizalladura débiles o en línea recta en los niveles medios. En estos entornos, la mayor parte de la cizalladura del viento se encuentra en los niveles bajos (y a menudo es generada por un chorro de bajo nivel). El balance entre la vorticidad provocada por la cizalladura y la vorticidad producida por la bolsa de aire frío mantiene el borde de avance da la bolsa de aire frío debajo de las torres convectivas y alimenta las corrientes ascendentes convectivas y de mesoescala y las correspondientes corrientes descendentes. Sin esta cizalladura en niveles bajos, los sistemas convectivos de mesoescala serían mucho menos longevos. Cuanto mayor sea la cizalladura en niveles bajos, tanto mayor será la posibilidad de que se formen vientos de superficie intensos y de larga duración.

Podemos categorizar los sistemas convectivos de mesoescala a lo largo de un espectro basado en la magnitud de la cizalladura del viento en la troposfera baja a media. En términos generales, los sistemas convectivos de mesoescala tropicales se desarrollan en entornos con bolsas de aire frío más débiles y menos cizalladura horizontal del viento que en las latitudes medias. En la capa de 950 a 650 hPa, los conglomerados tropicales sin turbonada (los sistemas convectivos de mesoescala más débiles) presentan valores de cizalladura por debajo de los 5 m s^-1, mientras que en las líneas de turbonada con ecos en arco tropicales (los sistemas que presentan la mayor probabilidad de generar intensos vientos de superficie en línea recta) el valor de cizalladura medio es de 13 m s^-1. A modo de comparación, el umbral superior de un entorno con poca cizalladura en los sistemas convectivos de mesoescala de latitudes medias es de 10 m s^-1.

Cuatro categorías principales de estructuras convectivas para valores de cizalladura vertical dados en la troposfera inferior (1000 a 800 hPa) y en niveles medios (800 a 400 hPa) basadas en las observaciones del experimento de respuesta acoplada océano-atmósfera (Coupled Ocean Atmosphere Response Experiment, COARE) y modificadas para incluir los resultados del experimento del monzón en el mar de la China Meridional (South China Sea Monsoon Experiment, SCSMEX). En el dibujo, la longitud de las bandas convectivas abarca entre 100 y 300 km; los segmentos de línea en el panel superior izquierdo miden hasta 50 km. El valor de umbral entre la cizalladura «fuerte» y «débil» en la capa inferior (1000 a 800 hPa) es 4 m s^-1, mientras en la capa media (800 a 400 hPa) es 5 m s^-1. Las flechas rotuladas B y M corresponden al vector cizalladura de las capas bajas y medias, respectivamente.

El aumento de la cizalladura en los niveles bajos implica mayores probabilidades de vientos de superficie intensos y dañinos, así como una mayor longevidad del sistema.

Tipos y modos

Dado que los sistemas convectivos de mesoescala se organizan de acuerdo con la cizalladura del viento en su entorno, podemos examinar los diferentes tipos y modalidades según su cizalladura ambiental, de menor a mayor magnitud.

Tipos y modos » Conglomerados tropicales sin turbonada

Como todos los sistemas convectivos de mesoescala, los conglomerados tropicales sin turbonada pasan por un ciclo de vida caracterizado por precipitación convectiva, convectiva y estratiforme, y, finalmente, solo estratiforme. Los conglomerados tropicales sin turbonada tienen la menor cantidad de cizalladura ambiental antes de su inicio y nunca alcanzan valores de cizalladura elevados en la capa de 700 a 250 hPa. Los conglomerados sin turbonada que se forman en África occidental son marcadamente distintos de los conglomerados con línea de turbonada, los cuales exhiben un fuerte chorro en niveles medios, en la capa de 700 a 600 hPa, que aporta abundante cizalladura. Debido a la ausencia de cizalladura en los niveles medios, los conglomerados tropicales sin turbonada se alinean con el vector cizalladura y, por tanto, adquieren poca o ninguna energía debido a la generación a través del vector cizalladura. Los conglomerados tropicales sin turbonada avanzan lentamente, típicamente a menos de 5 m s^-1, más despacio que las típicas ondas tropicales del este, con las cuales a menudo están asociados. Normalmente, pierden intensidad después de quedar a la zaga del eje de la vaguada de la onda del este en 700 hPa.

Tipos y modos » Conglomerados tropicales sin turbonada » Entorno

Los entornos que apoyan el desarrollo de un conglomerado tropical sin turbonada suelen carecer de fuerte cizalladura en los niveles bajos. En muchos casos, la generación del sistema es el resultado de descargas convectivas o de bolsas de aire fríos anteriores y en estos casos el mecanismo de ascenso es el borde de avance de la bolsa de aire frío o del frente de racha. En un entorno propicio, la bolsa de aire frío se extiende de manera uniforme en todas las direcciones (salvo cuando lo impida la topografía) y desencadena la convección a lo largo del borde de avance, formando conglomerados tropicales sin turbonada que presentan un patrón de ecos de radar circular (panel de arriba en la figura).

En otras situaciones, un frente detenido o formado por un episodio convectivo anterior puede desencadenar la convección. En estos casos, la convección adopta una forma más lineal, pero nunca alcanza plenamente el tamaño o el grado de organización de una línea de turbonada o un complejo convectivo de mesoescala (CCM). Fíjese en la descripción cualitativa de la cizalladura para estos dos casos, uno con poca cizalladura en niveles medios y el otro con mucha cizalladura paralela a la línea convectiva en los niveles medios.

Normalmente, los patrones de flujo de gran escala son benévolos, de modo que no hay ningún patrón de gran escala preferente o compuesto que se pueda aducir a modo de ejemplo para este tipo de sistema convectivo de mesoescala. Tales sistemas presentan inestabilidad convectiva moderada y normalmente son más débiles, en términos relativos, que los demás tipos de sistemas convectivos de mesoescala.

Tipos y modos » Conglomerados tropicales sin turbonada » Ejemplos

Radar

Las imágenes radar son el medio más útil a la hora de identificar los conglomerados sin turbonada, que son sistemas poco organizados y menos intensos que las líneas de turbonada y los complejos convectivos de mesoescala.

Satélite

Los conglomerados sin turbonada no presentan una señal definitiva en las imágenes satelitales infrarrojas. En África occidental, estos tipos de conglomerados se identifican contrastándolos con los conglomerados con línea de turbonada, es decir, por su movimiento más lento y la falta de la característica forma ovalada o arqueada del borde de avance de estos. En algunos casos, los topes de las nubes se acercan a los criterios de magnitud que corresponden a los sistemas convectivos de mesoescala.

• 28 de julio de 2006
• 24 de agosto de 2006
• 18-19 de abril de 2013

Tipos y modos » Complejos convectivos de mesoescala (CCM)

Los complejos convectivos de mesoescala son sistemas convectivos de mesoescala muy extensos y duraderos que se definen en términos de sus dimensiones y el aspecto casi circular que presentan en las imágenes satelitales infrarrojas. Sin embargo, el patrón de precipitaciones debajo del tope de las nubes puede semejarse a la estructura que presentan las líneas de turbonada. En promedio, la región fría del escudo nuboso de estos sistemas cubre una superficie de 350 000 km². Típicamente, los complejos convectivos de mesoescala alcanzan su intensidad máxima entre la medianoche y las 3 de la mañana, hora local, y tienen una duración media de 11 horas. Aunque en promedio los sistemas oceánicos son algo más grandes y de mayor duración, su actividad convectiva es menos intensa. Los complejos convectivos de mesoescala presentan más cizalladura ambiental en los niveles bajos que los conglomerados tropicales sin turbonada, pero no exhiben tanta cizalladura en niveles bajos como los sistemas de línea de turbonada o de eco en arco. Una vez que se formen, estos sistemas son esencialmente autosostenidos.

Tipos y modos » Complejos convectivos de mesoescala (CCM) » Entorno

Los complejos convectivos de mesoescala ocurren frecuentemente en los siguientes entornos sinópticos:

1. A lo largo de un límite frontal en superficie o de una zona baroclínica donde el chorro de bajo nivel se eleva por encima del frente y provoca el ascenso de aire cálido y húmedo sobre aire más fresco o más seco. Estos tipos de condiciones se observan cerca de la vaguada de un monzón, de los frentes estacionarios y del frente mei-yu/baiu, en Asia. El chorro de bajo nivel está casi alineado con los vientos de superficie, pero es más intenso, de modo que produce la cizalladura necesaria en los niveles bajos. Normalmente, hay poca cizalladura en niveles medios.
2. Una pequeña fracción de estos sistemas se forman en entornos más barotrópicos, donde el aire asciende a lo largo de una bolsa de aire frío en la superficie generada por un episodio convectivo previo. El desarrollo de un complejo convectivo de mesoescala «con mesoalta» de este tipo depende de la interacción con la cizalladura vertical y de la intensidad de la bolsa de aire frío.

Los complejos convectivos de mesoescala suelen presentar el mayor grado de inestabilidad convectiva de todos los SCM. Sus dimensiones y duración son suficientes como para que puedan modificar el entorno de gran escala en el cual se forman. Estos sistemas tienden a alcanzar la estabilidad inercial; por ejemplo, desarrollan vórtices convectivos de mesoescala y perturbaciones anticiclónicas cerca de la tropopausa que están en equilibrio con el efecto de Coriolis.

Tipos y modos » Complejos convectivos de mesoescala (CCM) » Ejemplos

Satélite

Radar

Los patrones de reflectividad de los complejos convectivos de mesoescala tienden a ser muy variables. Según la longevidad y los mecanismos de forzamiento del sistema, pueden oscilar entre una estructura muy grande similar a una línea de turbonada y convección embebida en una amplia región de lluvia estratiforme.

Tipos y modos » Conglomerados/líneas de turbonada

Los conglomerados o líneas de turbonada son sistemas convectivos de mesoescala muy organizados dispuestos en forma lineal. Por lo general, tienen una duración de 6 a 12 horas, suficiente para que el efecto de Coriolis influya en su movimiento, según la latitud. En un comienzo, suele tratarse de un grupo de torres convectivas iniciadas por un mismo mecanismo desencadenante (p. ej., el forzamiento provocado por algún tipo de accidente topográfico local o por la convergencia en niveles bajos en una onda tropical) que en determinado momento se juntan. Las células que se han agrupado acumulan una bolsa de aire frío coherente y de suficientes dimensiones como para propagarse juntas y regenerar las corrientes ascendentes por el mecanismo de elevación a lo largo de una capa inclinada. En los niveles medios de la corriente convectiva ascendente y en la región estratiforme se forman corrientes descendentes debido al efecto de arrastre y al enfriamiento latente, lo cual fuerza el aire hacia abajo detrás de la línea convectiva y por debajo de la capa de nubes estratiformes, reforzando la bolsa de aire frío y generando vorticidad horizontal. Si la vorticidad horizontal delante de la línea de convección es igualmente intensa, las corrientes ascendentes pueden mantenerse dentro de la línea convectiva y la propagación pasa a depender del movimiento de la bolsa de aire frío. Solo cuando la vorticidad de la bolsa de aire frío supera la vorticidad delante de la corriente de salida puede la corriente de salida alejarse de las torres convectivas, que es cuando el sistema se disipa.

Tipos y modos » Conglomerados/líneas de turbonada » Entorno

Las líneas de turbonada necesitan un límite en el cual concentrar la intensa convergencia en la superficie, aire con una temperatura potencial equivalente alta delante del límite (a menudo transportado por un chorro de bajo nivel) y fuerte cizalladura en niveles bajos (intensificada por el chorro de bajo nivel). Normalmente, las líneas de turbonada longevas e intensas están orientadas en sentido perpendicular a la cizalladura en niveles bajos. En las regiones tropicales suelen registrarse valores de CAPE entre marginales y moderados, en comparación con las latitudes medias, donde los valores de CAPE y de cizalladura pueden ser muy altos. En el trópico, es común que el forzamiento de las líneas de turbonada sea producto de la convergencia en la ZCIT, en la vaguada ecuatorial o en la vaguada del monzón; a lo largo del frente entre una brisa de tierra y una brisa de mar; y a sotavento de terreno elevado que constituye una fuente de calor en altura. A través de África occidental, la génesis de las líneas de turbonada se ve favorecida al oeste de la vaguada de las ondas tropicales del este, mientras en el Sahel las líneas de turbonada pueden formarse tanto al este como al oeste de la vaguada. A través de Australia y el Continente Marítimo, las líneas de turbonada también ocurren durante la fase de interrupción del monzón, con cizalladura principalmente del este.

En otras ocasiones, la formación de una línea de turbonada en el trópico puede ser similar a la de las líneas de turbonada extratropicales, es decir, por el forzamiento provocado por los frentes fríos que invaden la zona desde las latitudes medias.

En comparación con los demás tipos de sistemas convectivos de mesoescala, las líneas de turbonada suelen presentar un grado moderado a alto de inestabilidad convectiva.

Tipos y modos » Conglomerados/líneas de turbonada » Ejemplos

Satélite

Radar

Tipos y modos » Conglomerados/líneas de turbonada » Ecos en arco

Los ecos en arco son un caso especial de línea de turbonada que presenta una línea convectiva de avance convexa o arqueada. Estos sistemas se forman donde un intenso chorro de entrada trasero desciende hacia el frente, en los niveles medios, hasta alcanzar la superficie cerca del borde delantero de la línea de turbonada. El chorro de entrada trasero descendente se forma cuando la liberación de calor latente en la corriente ascendente y el enfriamiento latente en la región de lluvia estratiforme producen perturbaciones en la fuerza del gradiente de presión que aceleran el flujo. Cuando el chorro de entrada trasero alcanza la superficie, levanta intensos vientos en la superficie que flexionan el borde de avance de la línea de turbonada, arqueándola. Los ecos en arco tienden a causar su propia disipación en relativamente poco tiempo (dentro de 1 a 3 horas) al interrumpir el movimiento ascendente que genera el ascenso de la capa y las torres convectivas. No obstante, la línea de turbonada que los engendra puede persistir por varias horas.

Los ecos en arco se definen en términos de su característica señal de radar. El ápice del arco suele presentar ecos de alta reflectividad y fuertes gradientes de reflectividad. El chorro de entrada trasero suele ser evidente en las imágenes radar como una zona de eco débil detrás del arco, que se conoce como muesca de entrada trasera. Los ecos en arco no presentan una forma característica en las imágenes satelitales, pero a veces se pueden identificar como un arco bien definido de nubes convectivas profundas en el borde avance de una línea de turbonada.

Tipos y modos » Conglomerados/líneas de turbonada » Ejemplos of ecos en arco

Radar

• Reflectividad
• Velocidad

Satélite

Tipos y modos » Vórtices convectivos de mesoescala (VCM)

Cuando un SCM (ya sea tropical o de latitudes medias) es grande o longevo, debido a procesos térmicos y al efecto de Coriolis puede crear su propia circulación de mesoescala en los niveles medios.

Los vórtices convectivos de mesoescala se forman en la región estratiforme de los sistemas convectivos de mesoescala. La formación de un vórtice convectivo de mesoescala se debe al estiramiento de la vorticidad en respuesta al calor latente liberado en los niveles medios de la región estratiforme. El calentamiento produce una anomalía cálida que induce una respuesta dinámica: la expansión de las capas isentrópicas, una anomalía positiva de vorticidad potencial y un vórtice convectivo de mesoescala. Las observaciones sobre Asia oriental indican que la generación de la vorticidad en los vórtices convectivos de mesoescala subtropicales y tropicales tiende a ocurrir a altitudes menores que en los vórtices convectivos de mesoescala de latitudes medias.

Una vez que la precipitación se disipe, la circulación se mantiene y, mientras persiste, inicia la convección en días subsiguientes.

Los vórtices convectivos de mesoescala pueden contribuir a la formación de los ciclones tropicales, como ocurrió con el huracán Helene, en 2006. Puede ver el vórtice convectivo de mesoescala que se transformó en el huracán Helene en la pestaña «10-12 de septiembre de 2006» del apartado «Ejemplos» de esta sección sobre los vórtices convectivos de mesoescala.

Tipos y modos » Vórtices convectivos de mesoescala (VCM) » Entorno

Cualquier entorno que apoye un complejo convectivo de mesoescala, una línea de turbonada o un eco en arco puede producir un vórtice convectivo de mesoescala. Los sistemas más longevos tienen mayores probabilidades de convertirse en vórtices convectivos de mesoescala. En el trópico, es más difícil que se forme un vórtice convectivo de mesoescala, ya que el efecto de Coriolis es menos pronunciado. A menudo, los vórtices convectivos de mesoescala tienen el aspecto de una espiral nubosa en los niveles medios que persiste una vez que se disipe la convección activa del sistema convectivo de mesoescala. Dado que la red de observación es inadecuada para efectuar análisis de mesoescala detallados, si observa que un sistema de este tipo vira de su flujo medio en la dirección de desviación de Coriolis, considere la posibilidad de que se haya formado un vórtice convectivo de mesoescala.

Tipos y modos » Vórtices convectivos de mesoescala (VCM) » Ejemplos

Satélite

Radar

Temperatura (grados C, color magenta) y barbas del viento (negras) superpuestas a una imagen de reflectividad radar. Fíjese en el patrón de rotación que exhiben los vientos.

Resumen

Podemos clasificar los sistemas convectivos de mesoescala (SCM) tropicales en estos tipos principales:

• conglomerados tropicales sin turbonada
• complejos convectivos de mesoescala
• conglomerados/líneas de turbonada
  • ecos en arco
• vórtices convectivos de mesoescala

Ciclo de vida y estructura

• Todos los sistemas convectivos de mesoescala se organizan inicialmente de acuerdo con la cizalladura del viento ambiental, que determina su modo de organización, es decir, la inclinación de la corriente ascendente de mesoescala respecto de las corrientes descendentes de mesoescala y convectivas.
• Al comienzo, los sistemas convectivos de mesoescala son torres convectivas.
• Conforme envejecen, los sistemas convectivos de mesoescala se organizan a lo largo de su propia bolsa de aire frío, equilibrando la vorticidad ambiental y de la bolsa de aire frío. En su etapa de madurez, la precipitación estratiforme ocupa la mayor parte de la región cubierta por el sistema convectivo de mesoescala, aunque aún contiene intensas precipitaciones convectivas, particularmente en su borde de avance.
• Los sistemas convectivos de mesoescala se disipan cuando su bolsa de aire frío se adelanta a las torres convectivas, cortando la convergencia en la superficie. En esta etapa, la precipitación se torna completamente estratiforme a medida que las torres convectivas se disipan.
• En los sistemas convectivos de mesoescala de gran duración, el calentamiento latente y la convergencia en la región estratiforme conducen a la formación de vórtices convectivos de mesoescala. Se inicia convección nueva en los vórtices durante ciclos de calentamiento diurno subsiguientes.

Impactos

• Todos los sistemas convectivos de mesoescala pueden provocar inundaciones.
• Los sistemas convectivos de mesoescala bien organizados pueden también provocar tiempo severo, como vientos dañinos en superficie, granizo y, a veces, tornados. Además, son una fuente de turbulencia, una amenaza importante para la aviación.
• De vez en cuando, si se dan otros factores favorables, los sistemas convectivos de mesoescala y los vórtices convectivos de mesoescala pueden contribuir a la formación de ciclones tropicales.

Bibliografía

Churchill, D. D. y R. A. Houze, Jr., 1984: Development and structure of winter monsoon cloud clusters on 10 December 1978. J. Atmos. Sci., 41, 933-960.

Corfidi, S. F., 2003: Cold Pools and MCS Propagation: Forecasting the Motion of Downwind-Developing MCSs. Wea. Forecasting, 18, 997–1017.

Davis, C. A. y W-C Lee, 2012: Mesoscale Analysis of Heavy Rainfall Episodes from SoWMEX/TiMREX. J. Atmos. Sci., 69, 521–537.

Houze, R. A., Jr., 2004: Mesoscale convective systems. Rev. Geophys., 42, 10.1029/2004RG000150, 43 pp.

Houze, R. A., Jr., M. I. Biggerstaff, S. A. Rutledge y B. F. Smull, 1989: Interpretation of Doppler Weather Radar Displays of Midlatitude Mesoscale Convective Systems. Bull. Amer. Meteor. Soc., 70, 608–619.

Johnson, R. H., S. L. Aves, P. E. Ciesielski y T. D. Keenan, 2005: Organization of Oceanic Convection during the Onset of the 1998 East Asian Summer Monsoon. Mon. Wea. Rev., 133, 131–148.

Laing, A. G. y J. M. Fritsch, 2000: The large-scale environments of the global population of mesoscale convective complexes. Mon. Wea. Rev., 128, 2756–2776.

LeMone, M., E. J. Zipser y S. Trier, 1998: The role of environmental shear and thermodynamics conditions in determining the structure and evolution of mesoscale convective systems during TOGA-COARE. J. Atmos. Sci., 55, 3493-3518.

Lane, T. P., R. D. Sharman, S. B. Trier, R. G. Fovell y J. K. Williams, 2012: Recent Advances in the Understanding of Near-Cloud Turbulence. Bull. Amer. Meteor. Soc., 93, 499–515.

Liu, C., E. J. Zipser y S. W. Nesbitt, 2007: Global Distribution of Tropical Deep Convection: Different Perspectives from TRMM Infrared and Radar Data. J. Climate, 20, 489–503.

Mohr, K. I. y E. J. Zipser, 1996: Mesoscale Convective Systems Defined by Their 85-GHz Ice Scattering Signature: Size and Intensity Comparison over Tropical Oceans and Continents. Mon. Wea. Rev., 124, 2417–2437.

Morrison, H., S. A. Tessendorf, K. Ikeda y G. Thompson, 2012: Sensitivity of a Simulated Midlatitude Squall Line to Parameterization of Raindrop Breakup. Mon. Wea. Rev., 140, 2437–2460

Nesbitt, S. W., R. Cifelli, S. A. Rutledge, 2006: Storm Morphology and Rainfall Characteristics of TRMM Precipitation Features. Mon. Wea. Rev., 134, 2702–2721.

Nieto-Ferreira, R., T. Rickenbach, N. Guy y E. Williams: Radar observations of convective system variability in relationship to African easterly waves during the 2006 AMMA special observing period. Mon. Wea. Rev., 137, 4136-4150, 2009.

Parker, M. D., 2007: Simulated Convective Lines with Parallel Stratiform Precipitation. Part I: An Archetype for Convection in Along-Line Shear. J. Atmos. Sci., 64, 267–288.

Parker, M. D. y R. H. Johnson, 2000: Organizational Modes of Midlatitude Mesoscale Convective Systems. Mon. Wea. Rev., 128, 3413–3436.

Parker, M. D. y R. H. Johnson, 2004: Simulated Convective Lines with Leading Precipitation. Part I: Governing Dynamics. J. Atmos. Sci., 61, 1637–1655.

Pettet, C. R., R. H. Johnson, 2003: Airflow and Precipitation Structure of Two Leading Stratiform Mesoscale Convective Systems Determined from Operational Datasets. Wea. Forecasting, 18, 685–699.

Rickenbach, T. M., 2004: Nocturnal Cloud Systems and the Diurnal Variation of Clouds and Rainfall in Southwestern Amazonia. Mon. Wea. Rev., 132, 1201–1219.

Skamarock, W. C., M. L. Weisman y J. B. Klemp, 1994: Three-dimensional evolution of simulated long-lived squall lines. J. Atmos. Sci., 51, 2563--2584.

Smith, Andrea M., G. M. McFarquhar, R. M. Rauber, J. A. Grim, M. S. Timlin, B. F. Jewett y D. P. Jorgensen, 2009: Microphysical and Thermodynamic Structure and Evolution of the Trailing Stratiform Regions of Mesoscale Convective Systems during BAMEX. Part I: Observations. Mon. Wea. Rev., 137, 1165–1185.

Stensrud, D. J., 1996: Importance of Low-Level Jets to Climate: A Review. J. Climate, 9, 1698–1711.

Colaboradores

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