Irrupciones mesoescalares de frente frío en el Golfo de León y en la costa catalana: un ejemplo del 22 de agosto de 2008

Introducción Los frentes fríos que atraviesan la península Ibérica y Francia de oeste a este pueden dejar una señal muy llamativa en el campo de viento, temperatura y, sobre todo, nubosidad a su paso desde el sur de Francia al Golfo de León. La traza se puede ver en las imágenes de satélite cuando la nubosidad media y alta durante el día está casi ausente. En estas condiciones se puede generar una zona de convergencia local en capas bajas y en forma de anillo incompleto que se expande a medida que penetra en la zona marítima. Es la señal del frente frío en superficie. Estas irrupciones de aire frío se han observado en otros lugares de la costa mediterránea. Así por ejemplo, algunas entradas de norte se llegan a encausar por el Mar de Alborán en forma de corriente densidad cercana a la costa formando un arco nuboso que se desplaza desde Almería hasta el extremo más occidental de Málaga barriendo la costa de este a oeste. A su paso, los vientos se intensifican y refrescan considerablemente el ambiente. La señal nubosa también es evidente en forma de un arco alargado que se adentra en el propio mar. Ver Anexo I, donde se presenta un caso de los Módulos TEMPOweb. En otras zonas de la Tierra también se han observado como se mostrará en este trabajo, ver Anexo II. Por último, y en el Anexo III, se describe muy brevemente otro tipo de estructuras nubosas en “cuerda” que se suelen desarrollar en las de extremos de los frentes fríos, muy comunes en océanos abiertos y más difíciles de ver en el Mediterráneo. Se comentará un ejemplo del 20 de septiembre de 2008. Este tipo de perturbaciones mesoescalares no corresponden a la referenciada en este artículo, pero se muestra para diferenciarlas unas de otras. En casi todos ellos, los embolsamientos móviles de aire frío, de dimensiones mesoescalares y atrapados en capas bajas, se observan gracias a la nubosidad en forma de cuerda y ligada a convección poco profunda que ocasionalmente puede ganar un espesor determinado y ser detectadas por el radar meteorológico. Otros arcos nubosos de diferente origen son las nubes de microfrentes de racha. El aire descendente fresco de origen convectivo llega a superficie y se expande, quedando circunscrito en capas bajas en forma de mesoalta. En su borde de ataque delantero también forma estos arcos nubosos que pueden persistir incluso después que desaparezca la nube convectiva madre que los generó. El origen del aire frío, en estos casos, proviene de las corrientes descendentes. En la línea anterior, en las zonas abiertas oceánicas un fenómeno parecido ocurre en los extremos de frentes fríos y en su zona más meridional de dichos sistemas. Las nubes medias y altas quedan alejadas de dicha zona y a aparecen las nubes en forma de arco, a veces amplias y extensas, llamadas nubes en forma de cuerda, restos de la penetración fría en zonas marítimas y lejos de las zonas dinámicamente activas de la baja y frente frío que las generó. Todas estas estructuras nubosas en forma de arco tienen diferentes orígenes pero poseen varios elementos comunes:

• La estructura nubosa toma la forma de cuerda, fina y alargada. A veces estas cuerdas se unen una tras otra en sus extremos.
• Las nubes suelen ser de tipo bajo y convectivo, aunque no suelen generar precipitación por si solas, deben existir otros factores externos para su desarrollo
• Se identifican solamente en las imágenes y secuencias en los canales visibles, difícilmente en los canales IR, dependiendo de su espesor, y no se ven en WV.
• Las nubes son el borde de ataque de aire frío, que va desplazando a otro más cálido y que actúa más o menos de forma pasiva frente al empuje del aire fresco.
• Detrás el viento gira y se intensifica, por lo que las estructuras de nubes son zonas de convergencia mesoescalares que se expanden con el tiempo, la temperatura baja a su paso, al igual que la humedad.
• La interacción entre estos arcos entre sí mismos o un arco con la costa puede generar focos convectivos, siempre que otros factores que promuevan la convección estén presentes.
• Los vientos asociados a estas estructuras son ageostróficos.

En este breve artículo se presenta el estudio básico de un ejemplo de banda nubosa arqueada generada por el paso de un frente frío atlántico que barrió el norte de la Península y sur de Francia, desembocando finalmente parte del aire postfrontal en la zona del Golfo de León dando la traza de un arco nuboso que se expandía hacia el sur y este con rapidez. Pero no todas las entradas de aire frío generan dicha señal, otras más intensas pueden generar otra estructura en el campo de viento y no formar estos hilos nubosos sobre el mar de la forma descrita aquí. Se complementa es estudio con tres Anexos de interés.

Un poco de teoría: vientos canalizados Queda fuera de este artículo hablar sobre la teoría de los vientos canalizados. Se remite al lector al Anexo II donde se recoge un extracto de módulo en castellano titulado “Vientos canalizados” del Programa educativo COMET. Un resumen aparece en estas líneas: “Estos son algunos de los conceptos clave que debería recordar: 1. En las canalizaciones de mesoescala, por lo general los vientos fluyen desde la alta hacia la baja presión y, por tanto, son fuertemente ageostróficos (RAM: vientos ageostróficos son aquellos flujos que NO paralelos a las líneas de geopotencial o de isobaras. Los vientos que SI lo son se les denominan geostróficos). 2. El mecanismo más importante en la producción de flujos canalizados intensos es la aceleración del aire a medida que se desplaza desde la alta hacia la baja presión. Por lo tanto, la intensidad de los flujos canalizados suele ser proporcional al gradiente de presión (o la diferencia de presión) a través de la canalización. Por lo general, los efectos de Venturi o de embudo no son el mecanismo predominante en las canalizaciones de mesoescala, aunque pueden ser importantes a nivel local. 3. Las diferencias de presión a través de una canalización se deben principalmente a dos factores: (1) gradientes de presión sinópticos tales como la presencia de un anticiclón en un lado y un centro de baja presión que se aproxima en el otro lado, y (2) cambios en la profundidad del aire frío en los niveles inferiores a través de la canalización. 4. En el caso de una cadena de montañas estrecha o de una serie de islas montañosas, puede producirse otro tipo de flujo canalizado. A sotavento de las montañas o islas encontramos vientos flojos detrás de la topografía elevada. Corriente abajo de la canalización se observan vientos fuertes, de forma similar a los que se notan a barlovento de la isla o cadena de montañas. 5. Típicamente, los vientos canalizados más fuertes ocurren en la región de salida de la canalización.

Figura 2 del Anexo II. Los vientos canalizados, por embudos o pasos más o menos simétricos, generan máximos de viento en la zona más estrecha y en la región de salida. Fuente: COMET.

6. A menudo, las relaciones dinámicas simples tales como el balance entre la fuerza del gradiente de presión, el arrastre y la aceleración relacionan bastante bien la velocidad del viento canalizado y los gradientes de presión. 7. Los modelos numéricos de alta resolución son herramientas importantes para pronosticar los flujos de vientos canalizados, siempre y cuando el pronóstico de escala sinóptica sea realista”.

Fuente: Módulo COMET

Imágenes de satélite y entorno sinóptico Pasemos a describir lo acontecido el día que se va a analizar, el 22 de agosto de 2008.

Figura 1. Mapa de presión en superficie y frentes del día 22 a las 00 UTC. Fuente: UK Met Office.

Durante el día 22 un sistema frontal frío atlántico barrió de oeste a este el norte de la Península, figura 1. Una banda nubosa frontal de origen subtropical penetraba de suroeste a noreste la Península. En el análisis de superficie de la Met. Office aparecen estas estructuras como frente frío en superficie y frente frío en altura, respectivamente. El extremo del frente frío atlántico estaba debilitándose y rompiéndose, como queda de manifiesto en el dibujo frontal: extremo inferior en frontólisis. En las 6 horas siguientes el frente frío atlántico alcanzó y “cazó” a la banda prefrontal subtropical quedando como una unidad nubosa en las imágenes de satélite, figura 2. Es evidente la convección y la estructura nubosa frontal sobre la vertiente mediterránea extendiéndose hasta el sureste peninsular. El frente frío estaba a punto de pasar al Mediterráneo.

Figura 2. Imagen IR del MSG del 22 a las 06 UTC. Fuente: EUMETSAT-SAT24. Pulse aquí para ver una secuencia.

Las primeras imágenes visibles y realzadas de tipo RGB (red-green-blue) donde intervienen los canales visibles como las imágenes E-View del portal de EUMETSAT, muestran las primeras señales del arco nuboso mesoescalar al que aludimos. En la figura 3 podemos ver una imagen RGB donde las nubes altas aparecen como blancas, las nubes medias y altas poco espesas aparecen con tonalidades azuladas- blanquecinas, y las nubes bajas en amarillo claro.

Figura 3. Imagen E-View del 22 a las 10 UTC. Obsérvese como se aprecia el arco nuboso aludido en el Golfo de León. Fuente: EUMETSAT.

Figura 4. Imagen VIS del MSG a la misma hora de la zona. A-A-A-A indica el arco nuboso. Los vientos son orientativos y conceptuales. Fuente: EUMETSAT-WESTWIND.CH

En la figura 4 se aprecia el arco nuboso, señalado como A-A-A, y los vientos conceptuales que generan dicha estructura. Ésta progresaba y se expandía tanto en el mar como en la costa. Nótese la zona realzada de nubosidad donde el arco nuboso intersecta la costa catalana.

Animaciones Muy significativo es analizar las animaciones de dicha nube arqueada en el canal VIS, no así en el IR o WV que, por su poco espesor, no se hacen patentes en ellas. La zona más activa del sistema frontal frío y de la propia borrasca queda en el centro y norte de Francia. La cola del frente frío en superficie, que ya estaba en frontolisis o debilitándose, figura 1, afectaba al noreste de la Península. La nubosidad media y alta se estiraba y se deformaba en la vertical de la costa mediterránea. Hay que hacer notar que el foco convectivo que aparece en Cataluña es de tipo postfrontal y no tiene nada que ver con el arco que se analiza.

Figura 5. Imagen VIS a nivel sinóptico donde se observa los efectos del aire frío postfrontal a la llegada al Golfo de León a primeras horas de la mañana del 22. Pulse en ella para secuencia. Fuente: EUMETSAT-SAT24.

Figura 6. Ídem que el caso anterior pero para la zona peninsular. Fecha y hora indicadas en la figura. Pulse en ella para secuencia. Fuente: EUMETSAT-SAT24.

Figura 7. Secuencia radar en modo reflectividad a 1 km de altura según las horas señaladas en la figura, en dBZ. Pulse en ella para secuencia. Fuente: SMC (Servei Meteorologic de Catalunya).

Las posibles zonas de precipitación reflejadas en el CAPPI a 1 km de altura sólo muestras la estructura convectiva que se originó en el interior al paso de frente, pero no hay señal referente al arco nuboso aludido.

Entorno mesoescalar Se pretende en este apartado realizar una hipótesis de trabajo sobre la generación de esta estructura mesoescalar en la zona del Golfo de León atendiendo a las salidas numéricas, ciertas evidencias indirectas a partir de datos de teledetección y el modelo conceptual de vientos canalizados puestos de manifiesto en el módulo COMET. Para ello se partirá de las salidas numéricas del modelo MM5 a 12 km de resolución de rejilla que posee el Servei Meteorològic de Catalunya (SMC). Estos modelos están anidados en otros de menor resolución, de donde toman las condiciones de contornos. Los modelos de mayor resolución suelen reproducir ciertas características meteorológicas a mesoescala, sobretodo las de carácter orográfico aunque con un cierto grado o nivel retraso, así como de detalles finos. Nos centraremos en las salidas en capas bajas de viento y temperatura. Subjetivamente, se ha trazado la posición de la zona de convergencia e irrupción del aire frío en la zona del Golfo de León y áreas limítrofes.

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Figura 8. Mapas previstos de vientos, en nudos, y temperaturas, en ºC y escala adjunta de colores, según la pasada del MM5 (12 km) del SMC para: a) las 12, b) 15 y 18 UTC. Fuente: SMC.

Como puede observarse en estas salidas previstas del viento en capas bajas, la estructura convergente de carácter frío dibujada subjetivamente, va retrasada respecto a la realidad, pero aún así el modelo a 12 km es capaz de reproducirla. El aire frío se acelera de oeste a este al sur de Francia, a la vez que sale con ímpetu al Golfo de León. El aire frío se expande en capas bajas de norte a sur, a la vez que va desplazando a otra masa de aire más cálida y uniforme con vientos débiles de componente sur. A medida que pasa el tiempo el contraste frío cálido, se diluye y otros efectos de mesoescala aparecen conducidos por la perturbación sinóptica asociada. El frente frío en superficie en la zona marítima ha dibujado subjetivamente y atendiendo al giro de viento en superficie. El frente frío en tierra queda retrasado respecto al primero. La orografía de la zona No cabe duda que la orografía del sur de Francia juega un papel importante en la generación y mantenimiento de este tipo de estructura y que se genera al paso de un sistema frontal. Los vientos en superficie deben tener una componente oeste marcada para generar el efecto embudo en la llanura del sureste de Francia Si analizamos orográficamente el mapa francés, figura 9, podemos observar que el sur del país se caracteriza por la presencia de la llanura del río Garona orientada hacia el Atlántico, limitada al sur por la gran barrera pirenaica que la separa de España. Más al este se encuentra el Macizo Central francés con montes más bajos que los pirenaicos. Un brazo de dicho Macizo se extiende hacia el sur formado el estrecho paso de Carcassone que comunica el valle del Garona con el Golfo de León. Todo ello da lugar a la forma de embudo. Se tiene pues un sistema de doble embudo asimétrico, su parte más ancha orientada a las masas de aire que llegan del Atlántico y su parte más pequeña mirando hacia las costas mediterráneas.

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Figura 9. Orografía y lugares de la zona de interés entre España y Francia. a) Ciudades y zonas de montañas, coloreadas según escala y b) elementos significativos Garonne Valley, Carcassonne Gap, Pyrenees, Massif Central y Gulf of Lion: Valle de Garona, Estrecho o paso de Carcasona, Pirineos, Macizo Central y Golfo de León, respectivamente.

Los vientos del oeste penetran por el valle del Garona, se aceleran en el paso de Carcasona y salen acelerados al Golfo de León. Si a esto unimos las condiciones sinópticas reinantes en los pasos frontales fríos, donde el gradiente de presión juega un papel adicional, se tiene que mientras en la zona occidental mediterránea existen bajas presiones relativas, en el suroeste francés está sometido a altas presiones de aire frío que llega detrás del frente. Si la diferencia de presión se intensifica entre la baja mediterránea y alta atlántica el resultado puede ser otro: se generan los sistemas de viento locales de tramontana, mistral y cierzo. Estos vientos producen otras estructuras nubosas y no nubosas que no tienen nada que ver con la analizada aquí. Desgraciadamente los datos sinópticos de superficie disponibles en Internet no son suficientes para analizar estas estructuras, agravado si cabe al no disponer de datos de barcos (ships) en la zona en cuestión, como se observa en la figura 10 donde aparecen los datos de superficie de las 06 UTC (8 hora local).

Figura 10. Datos de superficie de las 06 UTC del 22 de agosto de 2008, vientos en nudos. Fuente: WETTERZENTRALE.

Conclusiones La irrupción de aire frío postfrontal en las zonas marítimas donde la orografía canaliza el flujo aéreo puede dar lugar a estructuras de varios cientos de km y ciclos de vida de algunas horas que la hacen caer dentro de los fenómenos de mesoescala. El sureste de Francia es propenso a generar flujo canalizado intenso cuando el aire frío irrumpe en dicha zona y se ve acelerado al pasar de una zona llana a otra encajonada entre el Pirineo y el Macizo Central francés. Esta canalización hacia el Golfo de León obliga al aire postfrontal a internarse en las aguas mediterráneas, acelerándose debido a los efectos orográficos anteriores y a la disminución de la fricción en capas bajas. El resultado, en ausencia de nubosidad alta y media, puede verse en las imágenes visibles: un arco nuboso va creciendo en extensión y penetrando en el mar, con un extremo en la costa catalana y oto en la francesa. El aire trasero es más fresco que el delantero que lo empuja con ímpetu en capas bajas, generado una zona de convergencia local que suele dar la estructura nubosa característica y arqueada. El giro de viento es notorio al paso de este microfrente producido por la cola del frente frío que resulta ser poco activo. Otras estructuras arqueadas, similares a la primera se han observado en la zona del mar de Alborán al entrar con fuerza aire del norte asociado a frentes fríos activos. Dicho aire rola al este para generar en determinadas ocasiones una banda nubosa en forma de cuerda y arqueada que arranca y progresa desde la costa almeriense hasta la de Málaga. El giro de viento en estas corrientes de densidad de capas bajas es muy notorio al paso del sistema nuboso y curvo de mesoescala. En este trabajo se ha presentado un caso del 22 de agosto de 2008 que obedece a una estructura nubosa en forma de cuerda arqueada y generada por el paso de un frente frío atlántico. No se dispone de datos de superficie en la zona costera catalana que ofrezca el paso de dicha perturbación de mesoescala. Cuando los sistemas de presión de alta y de baja se intensifican considerablemente en la zona al paso de una borrasca al Mediterráneo o el frente frío es muy activo, los sistemas de viento locales que se generan no desarrollan estas estructuras nubosas arqueadas, sino las configuraciones de vientos intensos locales de la zona: tramontana-mistral-cierzo. El resultado esotro tipo de estructuras nubosas asociadas en capas bajas que no tienen que ver con las presentadas aquí. Queda lejos del objetivo de este trabajo analizar cuándo y porqué, en última instancia, se dan este tipo de estructuras nubosas y cuándo no.

Referencias

• Mass, C. F., Albright, M.D., 1987: Coastal southerlies and alogshore surges of the West Coast of North America: Evidence of mesoscale topographically trapped response to synoptic forcing. Mon. Wea. Rev 115, 1707-38.
• Vientos canalizados. Programa educativo COMET
• Entradas Bruscas de Vientos de Levante en la Costa Norte de Alborán. José María Sánchez-Laulhé Ollero y Fausto Polvorinos Pascual. CMT Andalucía Oriental
• Módulos TempoWeb. INM/AEMET

Anexo I

Entradas Bruscas de Vientos de Levante en la Costa Norte de Alborán

José María Sánchez-Laulhé Ollero y Fausto Polvorinos Pascual. CMT Andalucía Oriental Módulos TempoWeb. INM/AEMET Con cierta frecuencia, en las costas de Andalucía Oriental, ocurren transiciones bruscas en las capas inferiores de la troposfera: el viento cambia de W o NW a E; baja repentinamente la temperatura; la presión se eleva bruscamente y el cielo pasa de despejado a nuboso. El viento de levante entra con rachas que pueden superar los 20 m/s, la temperatura puede bajar unos 8ºC. Este fenómeno suele ocurrir tras el paso de N a S por la Península Ibérica de un frente frío de poco espesor. El cambio de masa de aire en estos casos en las costas del sur se hace de forma violenta, la avanzada de la masa fría se comporta como una corriente de densidad atrapada en la costa que se desplaza por el Mediterráneo hacia el Estrecho de Gibraltar.

Figura 1 del Anexo I. Mapa conceptual de las corrientes de densidad inducidas por la entrada de aire seco y denso, en azul, por el mar de Alborán. Vientos en 700 hPa en verde. Otros flujos en capas bajas en rojo. Fuente: Módulos TEMPOweb de INM/AEMET.

Figura 2 del Anexo I. Imagen VIS del Meteosat donde se aprecia el arco nuboso que progresa de este a oeste por la costa y mar de Alborán. Fuente: Módulos TEMPOweb de INM/AEMET.

El fenómeno descrito anteriormente se puede englobar en el de las corrientes de densidad atrapadas por la orografía. Las corrientes de densidad se han observado en distintos países, ligadas en muchos casos a tormentas. Un fenómeno similar se ha observado y descrito en las costas de varios países (alongshore surges) por ejemplo en la costa oeste de USA. En España, aparte de estas oleadas de levante en el Sur, parecen responder a los esquemas de las corrientes de densidad atrapadas algunos tipos de galernas del Cantábrico. En una corriente de densidad la separación entre el fluido más denso y el otro más ligero se mueve hacia este último, forzada por el gradiente de presiones asociadas a la diferencia de presión hidrostática entre los fluidos. La rotación de la tierra no juega un papel importante en su dinámica, a menos que sea atrapada por la orografía. La fuerza del gradiente de presión horizontal (y el gradiente de temperatura) es muy alta en la frontera. Al paso de esta frontera la presión alta y la temperatura disminuyen fuertemente. La topografía puede causar una corriente de densidad atrapada. Si en una atmósfera estable en niveles bajos un flujo de aire aproximadamente en equilibrio geostrófico incide en una cadena montañosa, el ascenso del aire hace que la presión hidrostática en la falda de las montañas sea más alta que la del mismo nivel lejos de la montaña. Se genera pues una fuerza de gradiente de presión que hace que el aire que incide sobre las montañas pierda velocidad. Por tanto la componente de Coriolis a lo largo de la cadena montañosa disminuirá y el aire se desviará hacia la izquierda tendiendo su trayectoria a hacerse paralela a las montañas. En la figura se muestra un esquema de las fuerzas que mantienen la corriente de densidad.

Figura 3 del Anexo I. Modelo conceptual de las fuerzas que intervienen en la progresión del aire seco y denso cercano a la costa. Ver texto para más detalles. Fuente: Módulos TEMPOweb de INM/AEMET.

Anexo II

Vientos canalizados

Fuente: programa educativo COMET

Resumen. Las figuras presentadas son las fundamentales

2. Descripción general

2.1 ¿Qué son los vientos canalizados? Los vientos canalizados son vientos en niveles bajos asociados con canalizaciones o depresiones en el terreno. Los vientos canalizados pueden tener una extensión de cientos de metros a más de 150 km en anchura y en circunstancias particulares pueden estar relacionados con vientos fuertes en exceso de 50 nudos. Normalmente estos vientos son poco profundos y se extienden entre cientos y unos pocos miles de metros arriba de la superficie, pero presentan fuertes cambios de intensidad, o cizalladura, en sus límites superior y laterales. Por lo general, los vientos canalizados son más intensos cuando se produce una fuerte caída de presión a través de la canalización, aunque existe una clase de viento canalizado que no depende de un gradiente de presión de este tipo.

3. Principios básicos

3.1 Efecto Venturi

3.1.1 El efecto Venturi o "de embudo" En algunos libros de texto de introducción a la meteorología y en el "conocimiento popular" de muchos meteorólogos, los vientos canalizados se explican por medio del efecto Venturi o "de embudo", de acuerdo con el cual los vientos más intensos ocurren en zonas de estrangulamiento. Aunque los efectos de embudo pueden afectar la velocidad del viento, por lo general los vientos más intensos no ocurren en la zona más estrecha de una canalización, sino en la región de salida. Además, parece que otros mecanismos son factores mucho más importantes para modular la velocidad del viento en y cerca de las zonas de canalización de vientos.

3.1.2 El efecto Venturi o "de embudo": sólo parte del asunto Considere una zona de canalización simple, un paso que atraviesa una cordillera a nivel del mar, como en esta figura. Vamos a suponer la existencia de una tapa rígida justo debajo de la cresta de las montañas que no permite que el flujo pase por encima de la sierra. En este escenario, todo el aire que se aproxime a la barrera montañosa puede atravesar la barrera en un único lugar: el paso entre las montañas. Esta figura presenta la situación de un flujo relativamente débil que se aproxima a la entrada del paso desde el este. Debido a la conservación de masa, a medida que el aire fluye por la angostura, debe acelerar, produciendo los vientos más intensos en el punto más estrecho. En otras palabras, la cantidad de aire que atraviesa la región angosta de este paso a alta velocidad es equivalente a la cantidad de aire que se aproxima desde el este a menor velocidad. A medida que el aire pasa por la angostura y alcanza la región de salida del paso, donde el área de la sección transversal es mayor, los vientos pierden velocidad. El principio de Bernoulli indica que la presión más baja debería producirse en la zona de estrangulamiento, y que el aire debería acelerar de la zona de presión alta a la de presión baja en el este de la angostura y desacelerar corriente abajo de la zona de estrangulamiento a medida que atraviesa de la baja a la alta presión. Aunque físicamente es plausible, el mecanismo de Venturi no parece coincidir con la mayoría de las situaciones reales de viento canalizado, en las cuales los vientos más intensos suelen producirse en la región de salida de la canalización, y no en la sección más angosta del estrangulamiento. El modelo de embudo falla por varios motivos. En primer lugar, en el mundo real no existe una tapa rígida arriba del flujo canalizado. A medida que el aire se aproxima a la región de canalización, la profundidad del aire (que a menudo es relativamente frío y denso) suele aumentar debido a los efectos de bloqueo de la topografía circundante. El aumento en la profundidad del aire frío y denso arriba y al este de la barrera contribuye a aumentar la presión alrededor y a barlovento del centro de la canalización. Posteriormente, el viento tiende a perder intensidad a medida que se aproxima a la canalización. En segundo lugar, el rápido ensanchamiento en la región de salida de la canalización provoca la distribución horizontal del flujo y su rápida rarificación. Esta rarificación del aire en los niveles inferiores reduce la presión, lo cual contribuye a la formación de un gradiente de presión en la región de salida. Por consiguiente, los vientos aceleran sobre la región de salida.

3.1.3 El papel de los gradientes de presión de escala sinóptica Otro factor que tiende a producir el flujo más intenso en la región de salida de la canalización es que con frecuencia existe un gradiente de presión de escala sinóptica a través de la región de estrangulamiento. Por ejemplo, puede haber una zona de alta presión sinóptica en un lado y una depresión que se aproxima del otro, lo cual produciría un fuerte gradiente de presión a través de la barrera. Tales gradientes de presión producen una aceleración de la alta a la baja presión que continúa a lo largo de la canalización y tiende a generar el flujo más intenso en la región de salida.

Los efectos Venturi también se ven atenuados por la compleja naturaleza tridimensional de los flujos de aire en las regiones de canalización reales. A menudo el aire no se desplaza simplemente en sentido horizontal hacia la salida desde la región corriente arriba, sino que puede fluir hacia el paso desde varias direcciones distintas y diferentes niveles a lo largo de la canalización. Por eso los argumentos simples basados en la conservación de masa suponiendo que la canalización es un sistema cerrado pueden ser engañosos o incorrectos.

3.1.4 Condiciones en que predomina el efecto Venturi Aunque a menudo el efecto Venturi no es el mecanismo predominante en canalizaciones de mesoescala de 10 a 100 km de ancho, puede ser un factor muy importante en pasos de pequeña escala, en los cuales los efectos de los gradientes de presión de mayor escala o de los cambios de altura del aire frío cerca de la superficie resultan menos importantes. Estas canalizaciones de pequeña escala típicamente son del orden de unos pocos kilómetros de longitud o menos. Todos hemos experimentado el efecto de embudo al sentir un aumento en la intensidad del viento mientras caminábamos por un paso de montaña o al pasar entre los edificios de una ciudad. Un buen ejemplo de un fuerte flujo canalizado asociado a una abertura del terreno de pequeña escala es el paso de Nuuanu Pali que corta la estrecha pero empinada sierra de Koolau en la región oriental de Oahu, Hawai. Cuando los alisios que soplan del noreste a entre 20 y 40 km/h atraviesan este paso, a menudo los vientos alcanzan velocidades de 80 km/h cerca del punto más estrecho. Las guías advierten a los visitantes que conviene sujetar bien el sombrero en esta zona de vientos fuertes.

3.2 Presión, viento y topografía

3.2.1 Relación entre presión y viento, con y sin accidentes topográficos Típicamente, los vientos canalizados son fuertemente ageostróficos, de modo que el flujo acelera hacia abajo por el gradiente de presión, de la alta a la baja presión. En comparación, en el flujo geostrófico los vientos se dirigen en sentido paralelo a las isobaras y, por tanto, se desplazan en sentido perpendicular al gradiente de presión. En esta sección estudiaremos los vientos geostróficos y ageostróficos, y explicaremos por qué los vientos en las regiones de canalización tienden a ser ageostróficos.

6.2 América Central: los vientos tehuanos

6.2.1 Geografía del paso de Chivela El paso de Chivela es una zona de canalización de vientos que atraviesa la Sierra Madre, en México, la cual produce efectos atmosféricos y oceanográficos importantes. El paso mide aproximadamente 220 kilómetros de largo y 40 de ancho, y su altitud máxima alcanza tan sólo 250 metros. A través de este paso, el aire de la bahía de Campeche, en el sur del golfo de México, llega al golfo de Tehuantepec, en el océano Pacífico.

6.2.2 Régimen sinóptico En invierno, cuando los sistemas fríos de alta presión se desplazan hacia el sur a lo largo de la vertiente oriental de la montañas Rocosas y de la Sierra Madre, se puede formar un fuerte gradiente de presión a través del paso de Chivela. Esto produce fuertes vientos el norte inmediatamente a sotavento del paso que se conocen como vientos tehuanos. Los tehuanos pueden alcanzar velocidades de 35 a 70 km/h (20 a 40 nudos), y en casos extremos llegan a generar ráfagas en exceso de 185 km/h (100 nudos).Esta figura ilustra la evolución de estos vientos asociada con el ciclón del 13 de marzo de 1993 que llegó a denominarse "tormenta del siglo". La alta presión se desplazó hacia el sur al este de las montañas Rocosas y la Sierra Madre, produciendo un fuerte gradiente de presión entre el golfo de México y el océano Pacífico oriental.

6.2.3 Vista satelital El flujo canalizado que se produjo a través del paso de Chivela sopló hasta el golfo de Tehuantepec, donde se expandió al extenderse hacia el sur. En la imagen satelital se observa una delgada línea de convección (una cuerda de nubes) que marca el borde delantero del flujo canalizado.

Observe las calles de nubes convectivas sobre el Golfo de México producidas por el aire frío que pasó sobre las aguas calientes, y las nubes más bien estratiformes en el lado de barlovento de la Sierra Madre, producto de un flujo ascendente.

6.2.4 Simulación del modelo MM5 El modelo de mesoescala de alta resolución parece ser capaz de simular en forma realista el desarrollo de los vientos tehuanos. Los pronósticos de 3 y 15 horas de los tehuanos del 13 de marzo de 1993 se generaron ejecutando el modelo MM5 con un espaciado de malla horizontal de 6,67 kilómetros. Como muestra la figura, el modelo pronosticó que el flujo canalizado del norte alcanzaría velocidades de 90 km/h (50 nudos) después de atravesar el paso de Chivela hasta el océano Pacífico. Observe que los vientos más intensos pronosticados por el modelo se encuentran a sotavento (al sur) del paso, sobre el océano, y que el aire más frío y la presión más alta coinciden con los vientos más intensos. La presión más alta en el centro del flujo de salida del paso causó la dispersión de los fuertes vientos en un patrón de abanico.

6.2.5 Vientos del dispersómetro y TSM A menudo, los vientos tehuanos y otros flujos canalizados de mayor escala son evidentes en las mediciones del viento realizadas por los dispersómetros satelitales. Tales mediciones se obtienen relacionando la velocidad y la dirección del viento con la radiación de microondas dispersada por la superficie del mar. Los vientos tehuanos y otros flujos canalizados atmosféricos intensos y persistentes afectan fuertemente las aguas superficiales de las regiones costeras del océano. Los vientos fuertes que soplan a través de los pasos de montaña en América Central, como el paso de Chivela, en México, pueden producir vientos sostenidos de 55 a 70 km/h (30 a 40 nudos) durante períodos de 5 a 7 días. Estos vientos intensos producen una fuerte mezcla de las aguas en la superficie del océano que puede traer a la superficie agua más fría de zonas más profundas del océano y ocasionar un enfriamiento de la superficie de 4 a 8 °C.

Esta figura muestra los vientos y las temperaturas de la superficie del mar detectados por dispersómetro durante el episodio de vientos tehuanos del 18 de febrero de 1997. Observe que las TSM más bajas coinciden con los flujos canalizados. Es interesante observar que los vientos tehuanos fuertes y persistentes pueden crear olas que se propagan como oleaje hacia el sur hasta alcanzar las Galápagos, a casi 1500 kilómetros de distancia. El Laboratorio de Investigación Naval (Naval Research Laboratory, NRL) ofrece un tutorial detallado en inglés sobre los vientos tehuanos que incluye la aplicación de imágenes satelitales del TRMM y SSM/I en las observación de estos fuertes vientos canalizados: http://www.nrlmry.navy.mil/sat_training/world_wind_regimes/tehantepecer/index.html

7. Resumen Estos son algunos de los conceptos clave que debería recordar:

1. En las canalizaciones de mesoescala, por lo general los vientos fluyen desde la alta hacia la baja presión y, por tanto, son fuertemente ageostróficos
2. El mecanismo más importante en la producción de flujos canalizados intensos es la aceleración del aire a medida que se desplaza desde la alta hacia la baja presión. Por lo tanto, la intensidad de los flujos canalizados suele ser proporcional al gradiente de presión (o la diferencia de presión) a través de la canalización. Por lo general, los efectos de Venturi o de embudo no son el mecanismo predominante en las canalizaciones de mesoescala, aunque pueden ser importantes a nivel local.
3. Las diferencias de presión a través de una canalización se deben principalmente a dos factores: (1) gradientes de presión sinópticos tales como la presencia de un anticiclón en un lado y un centro de baja presión que se aproxima en el otro lado, y (2) cambios en la profundidad del aire frío en los niveles inferiores a través de la canalización.
4. En el caso de una cadena de montañas estrecha o de una serie de islas montañosas, puede producirse otro tipo de flujo canalizado. A sotavento de las montañas o islas encontramos vientos flojos detrás de la topografía elevada. Corriente abajo de la canalización se observan vientos fuertes, de forma similar a los que se notan a barlovento de la isla o cadena de montañas.
5. Típicamente, los vientos canalizados más fuertes ocurren en la región de salida de la canalización.
6. A menudo, las relaciones dinámicas simples tales como el balance entre la fuerza del gradiente de presión, el arrastre y la aceleración relacionan bastante bien la velocidad del viento canalizado y los gradientes de presión.
7. Los modelos numéricos de alta resolución son herramientas importantes para pronosticar los flujos de vientos canalizados, siempre y cuando el pronóstico de escala sinóptica sea realista.

Enlaces Todos estos materiales de consulta están disponibles solamente en inglés. Página inicial sobre vientos de NASA: http://winds.jpl.nasa.gov/ Vientos en la superficie oceánica: http://manati.orbit.nesdis.noaa.gov/doc/oceanwinds1.html Productos QuikSCAT sobre vientos casi en tiempo real (vientos de superficie oceánica derivados del dispersómetro SeaWinds): http://manati.orbit.nesdis.noaa.gov/quikscat/ Productos SSM/I sobre vientos casi en tiempo real (vientos de superficie oceánica derivados del radiómetro SSM/I): http://manati.orbit.nesdis.noaa.gov/doc/ssmiwinds.html Imágenes compuestas regionales de velocidad del viento del NRL: http://www.nrlmry.navy.mil/sat-bin/composite2.cgi Página inicial del TRMM: http://trmm.gsfc.nasa.gov/ Tutoriales del NRL: Mistral del Mediterráneo Tehuanos Viento canalizado en Vietnam

Referencias Sandvik, A. D. y B. G. Furevik, 2002: Case study of a coastal jet at Spitsbergen-comparision of SAR- and model-estimated wind. Monthly Weather Review: vol. 130, págs. 1040-1051 Schultz, D.M., W.E. Bracken, L.F. Bosart, G.J. Hakim, M.A. Bedrick, M.J. Dickinson y K.R. Tyle, 1997: The 1993 Superstorm cold surge: Frontal structure, gap flow, and tropical impact. Monthly Weather Review: vol. 125, págs. 5-39. Scorer, R.S., 1952: Mountain-gap winds; a study of the surface wind in Gibraltar. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society: vol. 78, págs. 53-59 Sharp, J., 2002: The Mesoscale Meteorology of the Columbia River Gorge. Master's Thesis, University of Washington, 248 págs. Sharp, J. y C. F. Mass, 2002: Columbia Gorge Gap Flow: Insights from Observational Analysis and Ultra-High Resolution Simulation. Bulletin of the American Meteorological Society: vol. 83, págs. 1757-1762. Steenburgh, W. J., D. M. Schultz y B. A. Colle, 1998: The Structure and Evolution of Gap Outflow over the Gulf of Tehuantepec, Mexico. Monthly Weather Review: vol. 126, págs. 2673-2691. Copyright 2008, University Corporation of Atmospheric Research. Reservados todos los derechos. Avisos legales

Anexo III

Nubosidad en forma de cuerda en el Mediterráneo Occidental ligada a extremos de frentes fríos o irrupciones amplias postfrontales frías: caso del 2 de septiembre de 2008

Otro tipo de estructuras mesoescalares ligadas a la descarga postfrontal fría son las asociadas a borrascas profundas que se han desplazado por el Mediterráneo de oeste a este. El extremo del frente frío entra con fuerza y es canalizado desde el golfo de León hasta el sur de Italia. Los vientos de componente norte giran a componente oeste siguiendo el giro ciclónico de la borrasca que se sitúa en el centro de Mare Nostrum, a la vez que el extremo del frente frío y el aire remanente se expande lentamente en su zona más occidental de forma amplia y generalizada afectando a una amplia área. Si la inestabilidad esta presente, las nubes arqueadas pueden desarrollar nubosidad más compacta y espesa, hasta el punto de generar focos convectivos observados por el radar meteorológico. Estas estructuras de mayor entidad tienen elementos comunes a las irrupciones de aire frío “pegadas a la costa” pero son de mayores dimensiones espacio-temporal.

Figura 1 del Anexo III. Imagen IR del MSG de las 05:30 UTC. La potente borrasca mediterránea está en el sureste de Italia. El arco nuboso a analizar se ve ligeramente que arranca del Golfo de Valencia hasta las costas de Argelia. Fuente: EUMETSAT-SAT24. Pulse aquí para una secuencia IR.

Figura 2 del Anexo III. Imagen VIS del MSG de las 06 UTC. El arco nuboso se observa mejor en esta imagen. Fuente: EUMETSAT-Nemoc Rota. Pulse aquí para una secuencia VIS.

a)

b)

Figura 3 del Anexo III. Mapas de Temperatura, en ºC, y viento, kt-nudos, en superficie para el 20 a las 00 (a) y 06 UTC (b) de los análisis y previstos por el SMC, respectivamente. Fuente: SMC.

Figura 4 del Anexo III. Imagen PPI radar composición nacional de las 06 UTC. El arco nuboso de origen convectivo deja señal en sus ecos de precipitación de niveles bajos. Fuente: AEMET.