Las lluvias de la "nada" del 3 de noviembre de 2009 en la isla de La Palma. Parte I

Nota de los autores. El título y el artículo de este trabajo va dedicado a muchos aficionados del estado español que ponen su esfuerzo, dinero, tiempo y entusiasmo en observar la atmósfera y poner de manifiesto fenómenos locales que de otra manera hubieran pasado desapercibidos. Éste es un buen caso a mostrar. Tanto en el Foro de Meteored y en el Foro de CANARIASMET se hicieron eco de estas lluvias acaecidas el 3 de noviembre de 2009 al este de la isla de La Palma, Canarias, con registros impresionantes en una situación anticiclónica, a nivel sinóptico, y de relativa estabilidad. El título recoge el nombre del “topic” con que fue abierto en ambos foros y donde se alertaban de dichas precipitaciones persistentes y relativamente singulares.

I.- Introducción

El tiempo en Canarias es sorprendente. Su ubicación geográfica, su orografía compleja y variada hacen de las Islas Canarias un laboratorio perfecto para estudiar las interacciones de las circulaciones polar-subtropical, flujos venidos desde latitudes más bajas, irrupciones de polvo, lluvias orográficas y torrenciales, nubosidad persistente al norte de las islas, las lluvias “horizontales” generadas por alisios, el relieve y la inversión en la zona, etc.

El mar de nubes creado por el flujo persistente, húmedo y anticiclónico, por la estabilidad térmica y el relieve genera la nubosidad típica de capas bajas “al norte de (algunas) islas”. Gracias a la tapadera térmica o inversión, que impide el desarrollo de fuertes y profundas corrientes verticales y el ascenso de la humedad, las capas bajas de la atmósfera tienen un elevado índice de humedad relativa, que llegan casi al 100%. Cuando las condiciones son ideales (orografía y vegetación orientadas al flujo incidente en capas bajas) llega a provocar precipitación especial denominada lluvia “horizontal”, que en los ecosistemas de bosque Canario (laurisilva y pino canario) es fundamental para la recogida de dicha lluvia en la superficie y mantener dichos ecosistemas tan singulares y verdes.

En una situación típica de alisios se observa en las imágenes de satélite una capa de estratos formados por células “cerradas”, como las lozas de un mosaico rotas por el efecto obstáculo de las islas Canarias al flujo del NE en capas bajas. A barlovento se suele ver una nubosidad medianamente continua y estable. A sotavento se observan zonas despejadas, zonas de “sombras” de las islas, estelas de nubes y vórtices de von Karman, como aparece en la anterior figura. A su vez, se instala la inversión de subsidencia ligada a las zonas subtropicales que puede quedar por encima de toda una isla o llevar a un nivel determinado en las de mayor altura, quedando en parte estas zonas libre de los efectos de la inversión.
Los cambios de regimenes de viento y su altura condicionan otros tipos de estructuras nubosas o no nubosas así como las condiciones de estabilidad. Por ejemplo, las entradas del este en capas bajas suele llevar asociado polvo sahariano en suspensión y las nubes tienen den a casi desaparecer.

Independiente del régimen de viento que exista no es menos cierto que las islas siempre aparecen como un obstáculo al fluido aéreo modificando corriente arriba, en sus cercanías, y corriente abajo, incluso a grandes distancias. Pero no sólo eso, las islas que quedan en la estela y a sotaventos de otras como muchas veces ocurre con La Gomera y El Hierro, con respecto a la de Tenerife, pueden ver condicionado sus nubes por la o las islas que quedan corriente arriba, por ejemplo cuando se forman vórtices de von Karman y zonas despejadas de nubes.

No menos significativo es el efecto corriente arriba cuando sopla viento del NE en capas bajas, alisios, sobre ciertas islas. Éstas se dejan “sentir” y conformar la nubosidad corriente arriba, como ocurre en este caso con la isla de La Palma que como gran obstáculo, y en determinadas condiciones, genera una estructura en arco nuboso separada de la Isla y, como queda dicho, corriente arriba.

Otro efecto llamativo es la canalización del viento entre islas.

Así podríamos seguir y poner de manifiesto que, aunque en términos generales la nubosidad en las islas Canarias se sitúa la norte de ellas, la compleja orografía de cada una de ellas y su interacción con el flujo genera una gran variedad de condicionamientos en las estructuras nubosas que se forman en cada una de las islas y puede repercutir en otras.

Lo cierto es que las islas ofrecen un laboratorio único para analizar como cada una de ellas responde a un tipo de tiempo y nubosidad para un entorno sinóptico y mesoescalar dado y muy parecido, y como unas pueden condicionar la nubosidad y el tiempo de las otras islas más cercanas.

Como ejemplo vamos tratar la situación centrada el 3 de noviembre de 2009. Un caso muy especial del comportamiento que hace las islas frente a un flujo de componente E-NE, o NE tendido, asociado a una situación de no alisios clásico y de baja estabilidad. En la isla de La Palma una estructura nubosa permaneció fija durante varias horas, para dejar en algunos puntos del este de la isla registros de más de 60 mm produciendo algunos daños locales por deslizamientos de tierra en las laderas de montaña.

Este evento pasó casi desapercibido y fue “levantado” por un grupo de aficionados canarios que pusieron sobre la mesa registros muy llamativos para unas condiciones de relativa estabilidad. Llama la atención que una situación parecida ocurrió posteriormente, el 22-23 de noviembre de 2009, cuando se registraron, el este de la misma Isla, precitaciones persistentes y superar los 100 mm en algunos puntos, siendo la situación parecida a los acontecidos 20 días antes.

La primera parte del trabajo presenta conceptos básicos sobre bloqueos de obstáculos de montañas e islas a flujos aéreos y su relación con las modificaciones en el campo de viento, presión y precipitación. Seguidamente se analiza la situación del día 3 de noviembre desde el punto de vista de la precipitación y viento en la isla de La Palma. Se describen a continuación el marco sinóptico y mesoescalar de dicho día y por último se pasan a las conclusiones.

Se recomienda al lector que analice por su cuenta, y para no extender el artículo, la estructura orográfica tan compleja que posee esta Isla, con puntos elevados de más de 2000 m, y pendientes muy marcadas.

II.- Flujos aéreos bloqueados por obstáculos

Para este apartado se han utilizado uno de los módulos COMET en castellano para desarrollarlo. Si ya posee los conocimientos oportunos salte al siguiente apartado.

COMET-METED

"Este material proviene del sitio web http://meted.ucar.edu/ de COMET® de la University Corporation for Atmospheric Research (UCAR), patrocinado en parte a través de uno o más acuerdos de cooperación con la National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), Department of Commerce (DoC). ©1997-2010 University Corporation for Atmospheric Research. Reservados todos los derechos."

Módulo utilizado

(Debes registrarte si deseas ver y trabajar todo el módulo. Aquí sólo reproducimos una parte)

Descripción y objetivos

El módulo preparatorio “Interacción entre flujo y topografía de la serie Manual de meteorología de mesoescala (Mesoscale Meteorology Primer)” presenta temas tales como una descripción general de los factores que controlan si el aire subirá para cruzar una montaña o si será forzado alrededor de ella, el papel de la energía potencial y cinética, el número de Froude y su significado, y el bloqueo del flujo del aire por la topografía.

1. Factores que influyen en la interacción del flujo con la topografía

A la hora de considerar la interacción de un flujo con la topografía, hay que tener en cuenta varios factores de carácter general.

En primer lugar, ¿cuáles son las características de la topografía? ¿Se trata de una montaña aislada? ¿De una barrera montañosa alta y alargada? ¿O es más bien una planicie costera de pendiente suave?

Cada tipo de topografía puede determinar una respuesta particular para el mismo régimen de flujo de escala sinóptica.

En segundo lugar, la naturaleza del flujo incidente juega un papel importante en determinar la respuesta que se produce frente a determinado accidente topográfico. La intensidad y dirección del viento, y la estabilidad estática o estratificación son características muy importantes del flujo incidente.

2. ¿Qué factores determinan la interacción entre el aire y una colina?

La pregunta más básica a la hora de considerar las características de un flujo que interactúa con la topografía es si el aire ascenderá hasta pasar al otro lado de una montaña o si será forzado alrededor de ella. Consideremos este problema básico a través de una simple analogía: lo que ocurre al hacer rodar una canica cuesta arriba de una colina.

Para trabajar en este sencillo problema de física necesitamos considerar la altura de la colina (h) y la velocidad de la canica (v) a medida que se aproxima a la colina. La canica subirá la pendiente y pasará al otro lado de la colina si su velocidad inicial es suficiente como para superar la energía potencial gravitacional asociada con la colina. La energía potencial (EP) gravitacional equivale a altura de la colina multiplicada por la masa de la canica multiplicado por la gravedad.

Es decir: energía potencial (EP) gravitacional = masa x altura x gravedad terrestre.

Otra forma de considerar la energía potencial consiste en poner una canica en la cima de la colina y empujarla lo suficiente para que comience a rodar, como se muestra en la animación de abajo. Su energía cinética (EC) cuando alcance el pie de la colina equivale a la energía potencial que tenía cuando estaba en reposo en la cima de la colina. La energía cinética (EC) = ½ masa x v2

En este caso, toda la energía potencial se convirtió en energía cinética a medida que la canica aceleraba cuesta abajo.

Ahora bien, es lógico que si invertimos este problema y volvemos a empujar la canica hacia la colina a la misma velocidad que alcanzó al rodar cuesta abajo, la canica terminará deteniéndose en la cima de la colina.

EC/EP = 1: la canica se detiene en la cima de la colina.

Si aumentamos la energía cinética y hacemos rodar la canica un poco más rápido, sobrepasará la cima de la colina y bajará por el otro lado.

EC/EP > 1: la canica pasa al otro lado de la colina.

Si disminuimos la energía cinética y hacemos rodar la canica un poco más lentamente, no llegará a la cima de la colina, sino que se detendrá antes de llegar y rodará de vuelta cuesta abajo.

EC/EP < 1: la canica se detiene y rueda de vuelta cuesta abajo.

De hecho, la razón de energía cinética (EC) a energía potencial (EP) gravitacional nos da la medida correcta de si la canica pasará al otro lado de la colina:

Para una atmósfera estáticamente estable, la fuerza restauradora que actúa sobre una parcela que asciende es la diferencia entre la temperatura ambiente y la temperatura de la parcela después de su ascenso a lo largo de una adiabática seca desde su altura inicial hasta alguna otra altura, como la cima de la montaña (hm). Esta fuerza restauradora se obtiene directamente de la frecuencia de Brunt-Vaisala (N), que es proporcional a esta diferencia de temperatura.

Por consiguiente, la condición de si una determinada parcela de aire subirá la cuesta de una montaña hasta pasar al otro lado se obtiene mediante la razón de la velocidad del viento y la energía potencial atmosférica, que está relacionada con la frecuencia de Brunt-Vaisala.

En un modelo bidimensional simple, esta región se extendería indefinidamente corriente arriba debido a la estratificación que atrapa esta capa, ya que de lo contrario se produciría la acumulación del aire delante de la montaña. Esta presentación bidimensional muy simplificada no toma en cuenta la capacidad del aire de fluir en sentido paralelo a la barrera montañosa, ni tampoco las variaciones que puedan producirse en la estructura corriente arriba.

Este efecto ocurre a una clara distancia corriente arriba, algo que estudiaremos en un momento. Resulta útil considerar lo que ocurre con una parcela de aire a medida que se acerca a la montaña desde el este. En algún punto corriente arriba comienza a sentir los efectos de la montaña y empieza a bajar de velocidad. A medida que la velocidad del aire disminuye, la fuerza del gradiente de presión se vuelve más intensa que la fuerza de Coriolis y el viento debe virar hacia la baja presión.

Cuando ocurre esto, la fuerza del flujo hacia la montaña se reduce y el aire ya no cuenta con energía cinética suficiente como para superar la barrera, de modo que vira aún más hacia la presión baja.

Flujo en la gran escala:

Flujo cerca de la barrera montañosa:

• La barrera obliga el aire a subir cerca de la montaña y, por consiguiente, su velocidad disminuye porque se realiza trabajo contra la gravedad terrestre.
• Al disminuir la velocidad del viento el flujo no puede mantenerse en equilibrio con el gradiente de presión, y por tanto debe virar hacia la baja presión.
• Existe una distancia definida corriente arriba a la que se produce este efecto.
• El flujo corriente arriba se mantiene en equilibrio con el gradiente de presión.

El corte vertical representa esta estructura y nos permite observar que la región bloqueada es una cuña de aire cerca de las montañas arriba de la cual se halla una capa inclinada de mayor estabilidad estática (la línea azul). El aire se ve forzado hacia arriba hasta pasar por encima de la región bloqueada. Dentro de la región bloqueada, el aire simplemente fluye a lo largo de la barrera, hacia presiones más bajas.

Estructura vertical del flujo bloqueado:

• Una inversión inclinada o capa estable, como se indica con la línea azul en la figura.
• El flujo en los niveles medios asciende y pasa al otro lado de la región bloqueada.
• El flujo en la superficie dentro de la región bloqueada se mueve en sentido paralelo a las montañas.

La distancia corriente arriba viene determinada por:

Este efecto es responsable de la producción de características tales como ondas frontales alrededor de islas montañosas o rocas en los ríos. Estos tipos de efectos también suelen conducir a la canalización del flujo alrededor de montañas complejas y no suelen atribuirse al bloqueo, aunque la estratificación que forzaría el bloqueo es necesaria para producir una fuerte canalización del flujo. Típicamente, el bloqueo se asocia con las barreras montañosas alargadas y no con las montañas aisladas.

Mapa de La Palma y alguno de los lugares mencionados en el texto. Nótese la orientación de la espina montañosa de la Isla. Fuente: Adrián A. Hernández Hernández (K-Nario) http://www.tiemposevero.es/ver-reportaje.php?id=247

Mapa topográfico de La Palma y lugares donde se registraron precipitaciones, en mm y 24 h, entre los días 3 y 4 de noviembre de 2009 en color blanco.