El Tiempo en Langreo

viernes, 5 de julio de 2013

Termodinámica de una Tormenta (2ªparte): Índices Convectivos en un Diagrama Oblicuo

Saludos meteorológicos a todos mis seguidores, en medio de esta canícula tan intensa que estamos teniendo sobretodo en el sector más occidental de la península, fruto de la irrupción de una masa africana que por lo que parece va a continuar con nosotros durante al menos 3 días más. Ya ha pasado una semana desde el primer artículo de la serie correspondiente a la termodinámica de una tormenta, y como no podía ser menos, continuamos con la segunda parte de este trabajo que me tuvo entretenido durante unas semanas al final del primer cuatrimestre del Máster; en vista de que las tormentas parece que este año no nos quieren hacer una visita como mandan los cánones.

En este caso, vamos a tratar de explicar, siempre con un diagrama oblicuo en la mano, como podemos obtener y analizar la situación atmosférica imperante en una determinada zona en la que se elabore un sondeo vertical, a partir de la obtención de los valores de los distintos índices convectivos que conocemos. En especial nos centraremos en los distintos CAPES conocidos, así como el Lifted Index, el CIN y otros muchos más que podréis ir conociendo a lo largo del artículo.



CAPE

También llamado energía potencial convectiva disponible, se trata de un factor que determina la “Energía potencial que una parcela de aire tiene cuando alcanza el nivel de convección libre y se vuelve más cálida que el aire a su alrededor experimentando empuje ascensional hacia arriba”. Esta energía, poco a poco sufre una transformación a energía cinética del movimiento ascendente de la masa de aire que estemos analizando, por lo que como veremos más adelante se pueden obtener datos sobre velocidades de ascensos a partir de esta información. 

Para calcularlo, utilizando el diagrama oblicuo correspondiente, tenemos que calcular el al área encerrada entre las líneas del perfil de temperatura ambiente, y la adiabática húmeda desde el nivel de convección libre (NCL) hasta el nivel de equilibrio (NE). 

Luego, el cálculo del CAPE siempre va a depender del cálculo previo de estos dos parámetros, aspecto que puede aumentar el riesgo de error a la hora de calcularlo manualmente. Si acudimos a un diagrama modelo, el resultado visual que tendríamos sería el que vemos en la imagen que tenemos a nuestra izquierda.

Una vez calculado, existen una serie de valores ya tabulados que nos proporcionan luz sobre la estabilidad de la capa que estemos analizando en la atmósfera. Esta tabla es aproximativa, y su análisis tiene que realizarse conjuntamente con el resto de parámetros que iremos viendo más adelante. A grandes rasgos son estos los valores:


El CAPE se expresa en julios por kilogramo (J/kg), y si lo que queremos es obtener el valor de la velocidad de las corrientes ascendentes de aire que se forman con la aparición de este factor en la atmósfera, solo tenemos que aplicar una fórmula muy simple:


De tal manera que si por ejemplo tenemos un cape en una determinada capa de 1100 J/Kg, que suele ser un valor usual en la península ibérica en el periodo veraniego, las corrientes ascendentes tendrían una velocidad máxima de 46,90 m/s o lo que es lo mismo, 168km/h. La velocidad a simple vista parece una barbaridad, pero es que como indica el cálculo, el valor es máximo, ya que en el cálculo de esta velocidad, intervienen otros parámetros como pueden ser el peso del agua condensada o el coeficiente de arrastre, que disminuyen notablemente el valor real.

Como pueden apreciar, cuando hago referencia al CAPE, siempre incluyo la palabra capa, o estrato atmosférico sobre el que lo estemos calculando, y es que es un aspecto importantísimo en el cálculo de estos parámetros, pues existen un buen número de CAPEs dependiendo de este aspecto. No todos ellos son trascendentales a la hora de determinar la posible aparición de tormentas o no, pero suelen servir de complemento a aquellos que sí que lo son:

  • MLCAPE: Es la energía potencial de convección disponible en la capa de mezcla de la atmósfera. Es el más utilizado por los predictores, y para calcularlo se toma la media de la proporción de mezcla junto con la temperatura potencial correspondiente al estrato atmosférico que estemos analizando. Dependiendo de cuál sea, tendremos el MLCAPE1km, correspondiente al primer km de la troposfera; MLCAPE100, de los 100hpa inferiores … Normalmente este tipo de parámetros no se suelen calcular a mano con los diagramas termodinámicos, sino que por implementación de distintos modelos numéricos meteorológicos tales como por ejemplo el GFS, junto con los datos de los distintos sondeos elaborados;  ya disponemos de productos sobre mapas que nos proporcionan directamente los valores para cada zona analizada:


  • SBCAPE: Es el CAPE correspondiente a la superficie, que en días con un fuerte calentamiento térmico y viento débil, puede alcanzar valores sumamente grandes, muy superiores a los que se podrían alcanzar con el MLCAPE. Para calcularlo se usa la temperatura y el punto de rocío medidos a 2 metros sobre la tierra.



  • MUCAPE: Se trata de un CAPE muy curioso asociado a situaciones en las que la energía potencial no se encuentra en las capas más superficiales, sino que tenemos que viajar a capas superiores para poder encontrarla, como por ejemplo los 900 o los 800 hPa. A esto se le llama inestabilidad elevada y a la convección resultante convección elevada. (Para saber más sobre ella consultar el enlace: http://www.tiempo.com/ram/29191/conveccion-elevada-principios-basicos-y-aplicacion-interactiva/ ).




  • 0-3 Km MLCAPE: Como su nombre indica, se trata del MLCAPE correspondiente a los tres primeros km de la troposfera. También se suele considerar como “CAPE de los niveles bajos”.Se trata de un parámetro sumamente importante a la hora de determinar si una tormenta será capaz de generar tornados o no, ya que niveles altos de este parámetro hace que la parcela de aire en capas bajas pueda ascender rápidamente al NCL sin apenas perder energía, lo que fomenta la formación de tornados.




  • DCAPE: El DCAPE es uno de los menos conocidos de la familia, y es que por definición se trata de la energía potencial convectiva disponible en las corrientes descendentes de una determinada zona. Se trata de un valor importante a la hora de predecir la posible existencia de intensas rachas de viento y severos downburst  o microburst en el seno de las tormentas que se puedan producir. En general, estos fenómenos son especialmente probables cuando la diferencia de temperatura potencial equivalente entre la superficie y la menor encontrada en capas medias supera los 20 K y raros cuando esta temperatura es menor a 13 K.




  •  ICAPE: Técnicamente se define como CAPE integrado, y ya de entrada sus unidades son diferentes, ya que son J/m2, no J/Kg. La razón la encontramos en su definición ya que es el total del correspondiente a todas aquellas parcelas de una determinada columna de aire que tengan un valor de CAPE positivo, lo que hace que su valor sea independiente del espesor que tenga la o las parcelas. Para que puedan entenderlo a modo práctico, hay que quedarse con que, cuando se desarrollara una tormenta, ésta cogería todo el aire de las parcelas situadas en los niveles bajos, y  la energía total liberada por las mismas por unidad de área, será el ICAPE. Este factor es fundamental a la hora de determinar la mayor o menor duración de las posibles tormentas que se puedan formar. Obviamente este parámetro podría calcularse al igual que el resto a través de cualquier diagrama termodinámico, pero dada su complejidad, ya que habría que calcular el cape de cada una de las capas y promediarlo; normalmente se suele utilizar ya directamente productos generados por modelos:



En general, el CAPE es un buen parámetro si lo que queremos es conocer la posibilidad de existencia de convección en una determinada capa en lo que a energía se refiere, y en combinación con otros parámetros es sumamente importante, ya que proporciona una medida de la inestabilidad lo largo de todo el sondeo, a diferencia de otros índices como el índice de elevación, que veremos más adelante; que usa los datos de sólo unos niveles determinados.

Pero dicho esto, hay que tener en cuenta que se trata de un parámetro muy sensible a aspectos como por ejemplo la proporción de mezcla media para los 500 primeros metros de atmósfera. Tal es así que un aumento de 1 g/kg puede aumentar la CAPE en un 20 %. Además, el cálculo del CAPE,  se basa en la teoría de la burbuja por lo que no toma en cuenta procesos tales como la mezcla, el peso del agua condensada o el congelamiento, procesos todos ellos importantes en la formación de una tormenta. 

CIN

Otro de los principales parámetros que determinan la mayor o menor estabilidad de la atmósfera es el llamado CIN o también llamado “Parámetro de Inhibición Convectiva”. Técnicamente se define como la cantidad de energía necesaria para iniciar la convección. El llamarlo término de inhibición se debe a que un valor alto de este parámetro puede llegar a impedir que una parcela alcance el nivel de convección libre y evitar la formación de tormentas incluso cuando las condiciones en altura sean muy inestables.

Cuanto mayor serán los valores de CIN, mayor será la resistencia para elevar una parcela. De tener en una determinada zona valores apreciables de este parámetro, para que se inicie un proceso de convección es necesario que exista algún mecanismo adicional para iniciar la convección como. En ausencia de levantamiento de tipo orográfico o de forzamiento dinámico del tipo a una zona de convergencia en capas bajas, hay tres mecanismos capaces de vencerla:

·                    Un aumento de la humedad en niveles bajos (humectación).

·                    Un aumento de la temperatura en niveles bajos (calentamiento).

·                    Ascenso de escala sinóptica.


Un aspecto a resaltar antes de pasar a ver cómo podemos obtener el valor del CIN en un diagrama oblicuo, hay que saber que cuanto mayor son los niveles de CIN, menos probable es que haya convección. No obstante, en caso de formarse una tormenta es más probable que sea severa si el valor del CIN es alto. 


La razón es muy simple, si tenemos convección en un lugar en el que el valor de inhibición es alto, quiere decir que tenemos una energía potencial que contrarresta estos efectos y por lo tanto que proviene de una fuente mucho más poderosa que la que provoca la inhibición. Esta energía puede venir en forma de CAPE, o de otros parámetros diferentes, pero siempre en valores tan altos que de producirse convección siempre alcanzará valores sumamente inestables y por lo tanto con alto riesgo de que se produzcan fenómenos severos.


Esta área indica la cantidad de energía necesaria para levantar la parcela hasta el NCL. Al igual que en el caso del CAPE, el CIN se expresa en J/kg. Normalmente la inhibición convectiva es producto de una capa estable o una inversión, y si alcanza valores superiores a 200 J/kg suelen indicar que el potencial de convección estará inhibido notablemente.

Lifted Index (LI)

El Lifted Index, también llamado índice de elevación, se trata de un parámetro termodinámico de naturaleza convectiva que lo que te mide es la la diferencia entre la temperatura observada en el nivel de 500 hPa y la temperatura de la primera capa de 100hPa de la atmósfera más cercana a la superficie que asciende hasta el nivel de 500 hPa. Cuanto más inestable sea el entorno, tanto mayor será el valor negativo de LI.

Principalmente se utiliza para medir la posible virulencia de una tormenta de poder darse en la zona en la que estemos realizando el análisis, de tal manera que se ha establecido una correlación entre este nivel y los valores del parámetro en cuestión:



Como su nombre indica, se trata de un índice que a grandes rasgos viene a determinar la fuerza o potencial de elevación que tienen las masas de aire en las capas medias bajas para trasladarse a capas altas (500 hPa), pero hay que tener un aspecto muy en cuenta, y es que si se calcula directamente sobre un diagrama, no se tiene en cuenta la orografía del terreno, y por lo tanto una de las principales fuentes de elevación que tienen las masas de aire, las cadenas montañosas. Es por ello que se debe aplicar un factor de corrección dependiente del terreno (que tenderá a positivizar el valor si tenemos fuerte orografía); al parámetro obtenido directamente para obtener el valor real. En general esta corrección ya se aplica directamente en los mapas que proporcionan los modelos.


Para calcularlo utilizando el diagrama oblicuo, solo tenemos que seguir una serie de pasos:

1.Localizar la temperatura (T) y el punto de rocío (Td) medios de la capa de 100 hPa más cercana al suelo.

2.A partir de esos valores medios de T y Td que se encuentran en el punto medio de la capa, tenemos que obtener el NCA.

3.Posteriormente, tomamos la adiabática húmeda del  punto hasta el nivel de 500 hPa, Y obtenemos el    valor de la temperatura en ese punto de corte T’


Una vez obtenidos estos valores, el Lifted Index se calcula simplemente restando:


Al igual que en el caso del CAPE, el trabajo con este parámetro tiene sus pros y sus contras. Su cálculo es sumamente fácil, pero como ya vimos anteriormente, no tiene en cuenta la orografía del terreno, y además,  como para calcularlo solo se requieren tres datos del sondeo,  no se tienen en cuenta tampoco aspectos  como las capas secas o las inversiones, muy determinantes a la hora de predecir la convección. Es por ello que se recomienda que a la hora de elaborar una predicción de este tipo de fenómenos o un análisis, se tengan en cuenta además de éste, otros parámetros.

Índice de Inestabilidad Showalter (SSI)

Para que os hagáis una idea rápida de la naturaleza de este parámetro, podrían quedarse con que se trata de un tipo de Lifted Index con unas características peculiares. Concretamente su definición es análoga al caso anterior con la salvedad de que en el caso del SSI, no trabajamos con la capa de 100hPa más cercana al suelo sino con la línea de presión de 850 hPa.

Al igual que ocurre con el LI, el SSI es uno de los parámetros convectivos más utilizados, siempre en conjunción con otro buen numero de datos ya que tiene las mismas limitaciones que hemos comentado en el caso anterior. Además, otra coincidencia añadida, es que se trata de un parámetro que mide la severidad que pueden tener las tormentas en una determinada zona, así como rasgos sesgados de las características de las mismas, ajustándose en mayor o menor medida a la siguiente tabla:


Aparte de las consideraciones que son comunes con el LI, conviene tener en cuenta además que en el caso del SSI, puede llegar a subestimar la inestabilidad reinante en una zona si el nivel superior de la capa húmeda que determina la convección se encuentra por debajo del nivel de 850 hPa.
Para calcularlo utilizando el emagrama, el proceso es similar al caso anterior:

1.Primero localizamos la temperatura (T) y el punto de rocío (Td) a 850 hPa.

2.Posteriormente, con esos valores de T y Td, buscamos el NCA y lo señalamos en el diagrama.

3.Una vez allí trazamos la adiabática húmeda que pase por ese punto hasta el nivel de presión de 500 hPa, y allí tomamos el valor de la temperatura T':


Índice K (KI)

El índice KI se trata de un índice sumamente fácil de obtener y que te proporciona información sobre condiciones de inestabilidad capaces de formar fuertes precipitaciones y o convección. Su cálculo toma en cuenta tanto el perfil vertical de humedad como el de temperatura, por lo que es un índice bastante completo al respecto, ya que te proporciona información desde un punto de vista global de las distintas capas del sondeo. 


No es necesario usar un diagrama oblicuo, ya que el valor se calcula simplemente a partir de las temperaturas en los niveles de 850, 700 y 500 hPa, y los puntos de rocío en los niveles de 850 y 700 hPa; pero se puede hacer a partir de él perfectamente:  


Cuanto mayor la humedad y la diferencia de temperatura entre los niveles de 850 y 500 hPa, mayor el KI y por lo tanto mayores serán las condiciones para ver fenómenos convectivos que dejen lluvia:


Resumiendo podemos concluir que el KI es un buen índice para determinar la mayor o menor probabilidad de que exista convección en un determinado lugar, sin embargo, no se puede usar para determinar la intensidad de la misma, es decir, un KI alto te asegura la existencia de convección, pero no de que sea capaz de generar tormentas. Como el cálculo del KI requiere datos del nivel de 850 hPa, además no se puede aplicar en regiones en altura, donde la presión en superficie es normalmente inferior a 850 hPa.

Índice Total de Totales (TT)

Nos encontramos ante otro índice termodinámico que nos da información sobre el riesgo que se produzca fenómenos de tiempo severo en la zona que estemos analizando, así como el grado de inestabilidad reinante. Se trata de un índice similar al K, que se obtiene a partir de valores muy localizados en una serie de niveles atmosféricos, concretamente  la temperatura y la temperatura del punto de rocío a 850 hPa y la temperatura a 500 hPa, de tal manera que su fórmula de obtención es la siguiente:


Al igual que ocurre con el índice K, el TT se puede calcular sin necesidad de contar con un diagrama oblicuo, y sus valores vuelven a estar tabulados en función de las consecuencias en cada caso:


Como ocurrió con el resto de parámetros ya analizados que utilizan valores puntuales a ciertas presiones, el índice TT omite la posibilidad de existencia de capas secas, zonas de inversión estables, por lo que es conveniente que se cuente con el sondeo completo de la zona a analizar para poder complementar ambas informaciones. Además utiliza parámetros correspondientes a niveles medios-bajos de la atmósfera lo que impide que se pueda aplicar a regiones con alturas que implican presiones en superficie menores a los 850hPa.


Índice Sweat

También denominado en castellano Índice de amenaza de tiempo severo, se trata de uno de los parámetros de mayor complejidad que existe en el apartado termodinámico de la predicción tormentosa, ya que mezcla aspectos termodinámicos con algunos aspectos dinámicos relacionados con la velocidad y dirección del viento.

Los principales factores que van a determinar el comportamiento del Indice Sweat son los siguientes:

·                    Índice de total de totales (TT)

·                    Punto de rocío (°C) en 850 hPa.

·                    Velocidad del viento (nudos) en 850 hPa.

·                    Dirección del viento (°) en 850 hPa.

·                    Velocidad del viento (nudos) en 500 hPa.

·                    Dirección del viento (°) en 500 hPa.

Una vez que tomamos todos estos valores del diagrama oblicuo correspondiente, pasamos a obtener el valor numérico del índice sin más que aplicar la siguiente fórmula: 


Teniendo en cuenta esta ecuación, es fácil ver, acudiendo a los aspectos que resaltamos anteriormente para el índice TT como las condiciones que determinan un aumento del SWEAT son:

·                    Temperatura y humedad más altas en los niveles bajos.

·                    Temperaturas más frías en altura.

·                    Cizalladura vertical del viento más fuerte.

·                    Cambio en la dirección del viento hacia la derecha con la altura.

Además, hay que tener en cuenta una serie de reglas de anulación para cada uno de los términos que componen la fórmula anteriormente detallada, de tal manera que no puede existir ningún término negativo:

1.                  3er término: Si TT es inferior a 49.

2.                  Todos los términos: Si el valor del término es negativo.

3.                  6º término: Si el viento no cambia hacia la derecha con la altura.

Una vez que tenemos claros los conceptos, empíricamente se ha podido comprobar cómo la relación entre la fenomenología severa de las situaciones tormentosas y el índice sigue la siguiente tabla de valores:


Hasta ahora nos hemos centrado únicamente en analizar por separado y sin relación alguna los distintos parámetros termodinámicos que determinan las predicciones relacionadas con fenomenología convectiva en la atmósfera. Pero si recuerdan o se pasan por los distintos temas tratados hasta el momento, en todos ellos existía una premisa común: Analizarlos en conjunción con otros parámetros y otros datos del sondeo, y es que por separado es casi imposible sacar nada en claro en lo que a tormentas se refiere, pero si los juntas todos ellos, el conocimientos de los futuros procesos de convección en la zona a analizar quedarán muy bien predefinidos.

En el texto aparece la palabra predicción, y puede parecer un error ya que a priori, los diagramas oblicuos se asocian a sondeos que se realizan en un instante dado y que por lo tanto proporcionan información puntual con respecto al tiempo para una determinada zona, no su evolución posterior. Y sería correcta la apreciación si no fuera porque en la actualidad, los modelos numéricos meteorológicos son capaces de generar predicciones de los parámetros de un determinado sondeo, como si se estuviera realizando en un momento futuro, de tal manera que nos permite hacer predicciones perfectamente para tiempos futuros sin ningún problema, siempre teniendo en cuenta la fiabilidad del modelo respecto a las escalas temporales, como si de cualquiera de los productos que ofreciera se tratara. Aquí tenemos por ejemplo uno para dentro de 3 días:


Y aquí termina la segunda parte de la serie "Termodinámica de una Tormenta". Nuevamente vuelve a ser un artículo un poco largo, pero explicar en profundidad todos estos índices requiere de bastante precisión ya que no siempre es intuitivo. Creo que estos artículos, os resultarán sumamente útiles cuando os plateéis  hacer una predicción sobre cualquier situación convectiva, y con esa intención os los publico aquí.

Pero bueno, no me enrollo más que con el artículo en si ya he cubierto el cupo con creces. La semana que viene acabaremos ya esta serie, con un artículo en el que combinaremos todos estos conocimientos, y los aplicaremos directamente a la estructura típica de los sondeos más importantes a la hora de predecir tiempo severo.Hasta la semana que viene Meteolocos.

Saludos!!!!!!!




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