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Temporal de nieve con tormenta del 8 de marzo de 2010 en Cataluña

Durante los días 7 y 8 de marzo de 2010 un fuerte y generalizado temporal de nieve y viento afectó Cataluña, en el nordeste de la península Ibérica (Fig. 1). El temporal produjo graves y variados impactos sobre el territorio y las distintas actividades.

Ramón Pascual Berghaenel, Meteorólogo
Palabras clave: nieve, nevadas, ondas, borrasca, fenómeno adverso, alerta, cotas bajas, nevada costera, tormenta, rayo.
Artículo de marzo de 2011. Recuperado en febrero de 2012.

1. Introducción

Durante los días 7 y 8 de marzo de 2010 un fuerte y generalizado temporal de nieve y viento afectó Cataluña, en el nordeste de la península Ibérica (Fig. 1). El temporal produjo graves y variados impactos sobre el territorio y las distintas actividades. También el estado del mar sufrió una alteración considerable, con altura máxima de olas de hasta 8 m en la costa gerundense. Uno de los aspectos más singulares de este caso, junto con los notables grosores de nieve acumulados en cotas muy bajas (Fig. 2), fue la presencia de tormentas en algunas fases del mismo, aunque con una baja-moderada frecuencia de rayos. Las tormentas afectaron sobre todo al litoral y prelitoral de la provincia de Girona, al área de Barcelona (BCN) ciudad y a la zona marítima situada entre la costa catalana, las islas Baleares y la costa sur francesa. Asociadas a las tormentas hubo intensificaciones locales de la nevada y, en consecuencia, del ritmo de acumulación de nieve en el suelo.

Figura 1(a) Elementos geográficos
Fig. 1. Elementos geográficos citados en el texto y localización de las estaciones de radiosondeo (•) y radares (R) consultados y detectores de descargas eléctricas en Cataluña (*). Península Ibérica y Baleares con los límites de España y de sus Comunidades Autónomas.
Fuente de la cartografía: AEMET. La escala de altitudes va desde el nivel del mar (verde) hasta más de 2.300m (blanco)
Figura 1(b). Elementos geográficos
Fig. 1. Elementos geográficos citados en el texto y localización de las estaciones de radiosondeo (•) y radares (R) consultados y detectores de descargas eléctricas en Cataluña (*). Cataluña con los límites provinciales.
Fuente de la cartografía: AEMET. La escala de altitudes va desde el nivel del mar (verde) hasta más de 2300 m (blanco).

La superficie cubierta de nieve en Cataluña durante la mañana del día 9, estimada a partir de imágenes del satélite Terra de la NASA y de la imagen de máscara nubosa del MSG2, era de unos 11000 km2, es decir, unos dos tercios del territorio, lo cual comportó una extensa e intensa afectación de la red viaria y los transportes, en general. Los máximos espesores de nieve en el suelo rondaron los 50 cm en puntos de montaña del interior de la provincia de Girona y los 80 cm en puntos del Pirineo Oriental situados sobre los 2000 m. Los grosores fueron significativos incluso en zonas cercanas a la costa, sobre los 100 m tan solo.

Fig. 2. Fotografía tomada a primeras horas del 9 de marzo de 2010
Fig. 2. Fotografía tomada a primeras horas del 9 de marzo de 2010 mostrando parte de la ciudad de Barcelona y colinas circundantes cubiertas de nieve. Autor: Alfons Puertas.

Debido a las temperaturas positivas o solo ligeramente inferiores a los 0 ºC durante la nevada, la nieve que cayó en cotas bajas fue húmeda e incluso mojada, lo cual conllevó que se enganchara y se acumulara fácilmente en las diferentes superficies y provocara, por su elevada densidad (~250 kg/m3), sobrecargas significativas sobre las estructuras, que al verse afectadas también por fuertes vientos, sufrieron daños considerables. Este tipo de nieve es recurrente en las nevadas en cotas bajas de latitudes medias y en el caso de la fachada mediterránea peninsular, la sobrecarga de nieve máxima sobre una superficie horizontal asociada a nevadas se ha estimado especialmente elevada en el sector catalán (Tanner et al., 2004).

De los temporales de nieve importantes registrados en Cataluña en los últimos casi 50 años: 24-25 de diciembre de 1962, 5 de enero de 1985, 1 de marzo de 1993 y 14-15 de diciembre de 2001 (Pascual et al., 2003), el documentado aquí ha sido el más tardío. Sin embargo, el litoral de Girona, una de las áreas más afectadas en este caso, sufrió también una nevada muy copiosa el 7-8 de marzo de 1964, con espesores de nieve en el suelo incluso superiores a los de la nevada de 2010. Por lo tanto, el temporal analizado aquí se trata de un fenómeno de baja frecuencia temporal pero no desconocido en la zona afectada.

En cuanto a las tormentas durante un temporal de nieve, no existen referencias bibliográficas específicas en España sobre esta clase de sucesos meteorológicos, sin embargo, la experiencia en el ámbito de la predicción operativa permite afirmar que éstas no son usuales, salvo quizás y relativamente en la costa Cantábrica, en el norte de la península Ibérica, donde los rayos, generalmente de polaridad positiva, pueden acompañar los chubascos de nieve o granizo propios de las descargas frías post-frontales. Algunas aproximaciones a esta temática han sido realizadas en la Delegación Territorial de Agencia Estatal de Meteorología en Cantabria (P. Sanz, comunicación personal, 21 de febrero de 2011). En cualquier caso, la convección no parece ser un elemento especialmente relevante en los principales casos de nevada en cotas bajas sucedidos en los últimos 50 años en Cataluña. A modo de curiosidad transcribimos traducido del catalán un refrán conocido en algunos puntos de la provincia de Tarragona, que, sin embargo, sí alude a las tormentas con nevada: “Cuando la vaca brama salen los terneros blancos”, cuyo significado es que en pleno invierno, si truena, nevará. Es decir, la cultura popular sí parece haber identificado esta fenomenología (Manent, 2008).

Se deben señalar, además, dos aspectos que podrían llevar a confusión en el análisis de esta clase de fenomenología. Por un lado, es conocido que no toda la nubosidad de origen convectivo es capaz de generar descargas eléctricas aunque los chubascos que produzcan puedan ser de elevada intensidad. Por otro, el análisis presente está focalizado en las tormentas embebidas en temporales de nieve y no en tormentas más o menos aisladas y breves que van acompañadas de chubascos de nieve, relativamente frecuentes en la alta montaña, incluso en verano, ni tampoco en los chubascos con tormenta en descargas frías post-frontales, propias de áreas marítimas del norte de Europa (Schultz y Vavrek, 2009), subgrupo al cual pertenecerían las tormentas del Cantábrico.

La bibliografía internacional que aborda esta cuestión no era muy extensa hasta el inicio del presente siglo, aunque el fenómeno se ha observado en muchos países del Hemisferio Norte (Schultz y Vavrek, 2009). Se ha incrementado substancialmente, sin embargo, en la última década (p.e. Schultz, 1999; Market y Halcomb, 2000; Stuart, 2001; Market et al., 2002; Market et al., 2004; Crowe et al., 2006; Market et al., 2007) y algunos proyectos actuales están rápidamente aportando luz sobre esta fenomenología, por ejemplo, el llevado a cabo en la Universidad de Missouri (EEUU) (http://weather.missouri.edu/ROCS/).

Las nevadas con tormenta (thundersnow en la literatura anglosajona) son un fenómeno raro, al menos en Norteamérica (Schultz, 1999; Market et al., 2002), aunque Schultz (1999) y Crowe et al. (2006) consideran que puede haber existido una infra-observación del fenómeno con los métodos convencionales. El número de descargas eléctricas durante una nevada es menor que en las tormentas acompañadas de chubascos de lluvia (Schultz, 1999; Schultz y Vavrek, 2009), y, aunque debido, entre otros, a los dos aspectos anteriores, el número de accidentes por rayo en invierno es mucho menor que en otras épocas del año (Holle et al. 1997; Pascual y Callado, 2008), no es del todo despreciable este riesgo, tal como muestran Cherlington et al. (1998), haciendo referencia, en concreto, a los practicantes de actividades deportivas invernales. Sin embargo, tal como se señala en este estudio y resaltan algunos otros autores, el principal elemento de riesgo es la intensificación local de la nevada (Market et al., 2002; Crowe et al., 2006), aunque siempre afectando a áreas relativamente reducidas, de cientos de kilómetros cuadrados a lo sumo (Schultz y Vavrek, 2009).

En cuanto al tipo de convección presente durante nevadas, Schultz (1999) centra su análisis en la que se inicia en la superficie aunque considera en una exploración preliminar, el desarrollo de convección elevada sobre una pequeña inversión de tierra. Posteriormente, Stuart, (2001) y Market et al. (2002) demostraron la preponderancia de la convección elevada en las nevadas con tormenta. Por otro lado, los entornos sinópticos y mesoscalares están caracterizados habitualmente por la presencia cercana de depresiones (Stuart, 2001; Market et al., 2002; Market et al., 2004) y/o procesos frontogenéticos (Market y Halcomb, 2000), a diferencia de la mayoría de tormentas que se registran en latitudes medias en la época cálida del año, aunque Schultz y Vavrek (2009) sugieren que algunas circulaciones mesoscalares ligadas a la orografía, y más en concreto, a la discontinuidad en el terreno que representa una línea de costa, pueden haber sido el elemento disparador de tormentas con nevada en entornos suficientemente fríos.

Aunque se han publicado varios trabajos preliminares sobre este episodio (SMC, 2010; AEMET, 2010) y distintos informes inéditos sobre algunos aspectos relacionados con los efectos sobre las infraestructuras, este trabajo profundiza sobre los aspectos meteorológicos del evento y especialmente sobre el origen y desarrollo de las tormentas observadas.

2. Datos

El caso de estudio que se presenta aquí se ha llevado a cabo utilizando tanto datos procedentes de la observación convencional, como procedentes de distintos tipos de teledetección y salidas de distintos modelos numéricos de predicción. En cualquier caso, son datos procedentes, en general, del entorno operativo, no habiéndose realizado ninguna simulación numérica especial y tampoco se ha dispuesto de ninguna instrumentación extra.

Los datos de observación manual terrestre y de radiosondeos, salvo el de BCN, proceden de la red de observación convencional de la Agencia Estatal de Meteorología (AEMET) (https://www.aemet.es). El radiosondeo de BCN está elaborado por el Servei Meteorològic de Catalunya (SMC) (https://www.meteo.cat). Los radiosondeos han sido extraídos de la página web del Department of Atmospheric Science de la Universidad de Wyoming (EEUU) (https://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html).

Los datos de radar y de descargas eléctricas proceden de las respectivas redes de AEMET. Los datos radar usados han sido los procedentes del radar de Zaragoza (ZAR) y del de BCN, ambos de banda C (5.4 cm), 240 km de alcance máximo, capacidad Doppler y 20 elevaciones. Los datos de rayos provienen de una red de 15 detectores, dos de los cuales se encuentran en Cataluña, concretamente en los aeropuertos de Reus y de Girona (Fig. 1).

Las imágenes de satélite usadas provienen del Meteosat-9 (MSG2), consultándose fundamentalmente las imágenes de los canales 5 (vapor de agua (WV); 6.2 μm), 9 (infrarrojo (IR); 10.8 μm) y 12 (Alta Resolución Visible (HRV); 0.7 μm), salvo la utilizada para estimar la superficie cubierta de nieve y han sido adquiridas a través de los sistemas operativos en AEMET. La imagen del satélite Terra se ha obtenido de la página web de la Dundee Satellite Receiving Station (www.sat.dundee.ac.uk/auth.html).

Los análisis de modelos numéricos de predicción del tiempo utilizados provienen fundamentalmente del modelo determinista operativo del Centro Europeo de Predicción a Plazo Medio (CEPPM) (https://www.ecmwf.int), en el que la distancia ha sido incrementada hasta los 27 km).

Finalmente, para el análisis detallado de los frentes y de la presión en superficie se han consultado los análisis elaborados por el MetOffice británico (www.wetter3.de).

3. Entorno sinóptico y mesoscalar

La situación meteorológica durante el temporal de nieve analizado aquí estuvo definida a escala sinóptica por la formación, durante la tarde del día 7, de una depresión en superficie sobre el centro y el levante peninsular que se profundizó progresivamente estableciendo, sobre el nordeste peninsular, un fuerte flujo, primero del E y luego del NE. La depresión se trasladó lentamente hacia el NE, centrándose en el momento de más virulencia del temporal, durante la tarde del día 8, entre las Baleares y la costa catalana (Fig. 3).

Figura 3. Línea roja uniendo puntos
Fig. 3. Línea roja uniendo puntos: trayectoria del centro de la baja en superficie, dibujada a partir de los análisis frontales y de presión en superficie elaborados por el MetOffice. El tiempo transcurrido entre dos puntos consecutivos es de 6 horas. Se han indicado algunas fechas y horas clave y algunos elementos geográficos nombrados en el texto. Fuente de la cartografía de base: ECMWF-NOAA.

La depresión en superficie se desarrolló sobre una frontera estacionaria, orientada de W a E, y situada sobre el centro de la península Ibérica a las 12 UTC del día 7. Su profundización conllevó la aparición de un sistema frontal de dimensiones subsinópticas, con el sector cálido avanzando lentamente hacia el N sobre el levante peninsular y el frío hacia el S sobre la mitad occidental de España y Portugal. Al profundizarse la baja sobre la costa mediterránea, el flujo del NE se reforzó y el frente frío avanzó rápidamente hacia el S peninsular, llegando al mar Mediterráneo hacia el mediodía del día 8.

Entre las 12 UTC del día 7 y las 00 UTC del 9, la presión en el centro de la borrasca bajó 19 hPa, a un ritmo medio de 0.5 hPa/h (de 1011 hPa hasta 992 hPa). La mayor caída, 15 hPa, se produjo durante las 24 h posteriores a las 00 UTC del día 8, a un ritmo de 0.6 hPa/h, pero en las primeras 6 h de este periodo cayó 7 hPa, a 1.2 hPa/h. Caídas de la presión de 15 hPa en 24 h han sido registradas en otros temporales de nieve fuertes (Nicosia y Grumm, 1999), pero no son imprescindibles, como se constató en el caso de diciembre de 2001 en Cataluña (Pascual et al., 2003). Aunque esta disminución estuvo ligeramente por debajo del umbral de profundización que define las ciclogénesis explosivas (Sanders y Gyakum, 1980), para la latitud en la que se movió esta depresión, durante la madrugada del día 8 la profundización fue suficientemente rápida e intensa para provocar un notable reforzamiento del flujo del NE sobre Cataluña, que alcanzó su mayor intensidad entre las 18 UTC del día 8 (Fig. 4) y las 18 UTC del día 9. Finalmente, durante el día 9 el centro de la baja se movió lentamente hacia el E, hasta situarse entre la isla de Córcega y la península italiana, al final de este período, durante el cual la presión subió apenas 2 hPa.

Fig. 4. Análisis frontal y de presión en superficie. 08/03/2010. 18 UTC.
Fig. 4. Análisis frontal y de presión en superficie. 08/03/2010. 18 UTC. Fuente: www.wetter3.de.

La trayectoria del centro de la baja en superficie tuvo un tramo anómalo el día 8, al moverse de la isla de Menorca hacia la costa gerundense, entre las 12 y las 18 UTC, mientras se profundizaba 3 hPa más. A partir de esa hora, la baja se desplazó nuevamente hacia el E (Fig. 3). Este desplazamiento retrógrado fue otro elemento singular, relevante en el desarrollo de las nevadas y las tormentas.

La depresión en superficie estuvo acompañada por una vaguada retrógrada en niveles medios y altos, procedente de Centroeuropa, presente en 700 hPa y especialmente en 500 hPa (Fig. 5). La presencia de una vaguada retrógrada en niveles altos ha sido identificada en otros temporales de nieve en cotas bajas en el ámbito mediterráneo (Pascual et al., 2003; Riesco et al., 2008). Con el paso de las horas la vaguada se transformó en una baja cerrada en 500 hPa, aunque no completamente aislada de la circulación general. Su centro estaba sobre el sudoeste de Francia a las 18 UTC del día 7.

La baja con núcleo frío (-33 ºC en su interior al inicio del evento) se desplazó lentamente, primero hacia el S y luego hacia el E, pasando sobre Cataluña y situándose en el momento de mayor intensidad de las nevadas entre Menorca y la costa de Girona. Desde las 12 UTC del día 8 también estaba presente un máximo de viento del NW en niveles altos apuntando desde el norte de la península Ibérica hacia el norte de Argelia, bordeando la depresión por el sur, pocas horas antes del momento de máxima profundidad de la baja en superficie. Este jet streak estaba desligado de la corriente en chorro del W que cruzaba el Atlántico desde los 50ºW hasta los 15ºW, frente a las costas de Portugal, y desde los 30ºN a los 40ºN (Fig. 16). A lo largo del día 9 la baja en altura se movió de nuevo hacia el N pero perdiendo vorticidad ciclónica y calentándose progresivamente.

Fig. 5 (a) Análisis de la altura geopotencial en 500 hPa (línea continua; en dam, cada 100 mgp). 8/03/2010. 00 UTC
Fig. 5 (a) Análisis de la altura geopotencial en 500 hPa (línea continua; en dam, cada 100 mgp).
8/03/2010. 00 UTC
Fig. 5 (b) Análisis de la altura geopotencial en 500 hPa (línea continua; en dam, cada 100 mgp). 8/03/2010 - 12 UTC
Fig. 5 (b) Análisis de la altura geopotencial en 500 hPa (línea continua; en dam, cada 100 mgp).
8/03/2010 - 12 UTC
Fig. 5 (c) Análisis de la altura geopotencial en 500 hPa (línea continua; en dam, cada 100 mgp). 9/03/2010 - 00 UTC
Fig. 5 (c) Análisis de la altura geopotencial en 500 hPa (línea continua; en dam, cada 100 mgp).
9/03/2010 - 00 UTC

En los movimientos retrógrados europeos de vaguadas o depresiones es característica la presencia de un potente anticiclón sobre las islas Británicas o el Atlántico Norte, tal como se observó en este episodio, en el que la presión sobre las islas Británicas fue superior a los 1033 hPa durante toda su duración, y en las cuatro nevadas mayores citadas en la introducción. En esta ocasión se estableció en superficie un fuerte flujo del NE entre el anticiclón británico y la depresión mediterránea, que se reforzó a partir de la tarde del día 8, lo cual favoreció la entrada de aire frío de origen continental tras las nevadas, además de incrementar la fuerza del viento, alcanzándose su máximo precisamente entre las 18 UTC del día 8 y las 12 UTC del día 9.

En el entorno sinóptico descrito se desarrollaron algunas estructuras mesoscalares que tuvieron significación en los campos de nubosidad y precipitación, al menos en alguna fase del temporal. Entre las 18 UTC del día 7 y las 00 UTC del día 8, una vaguada de onda corta circuló de W a E por el sur de la vaguada retrógrada. Su paso, conjuntamente con el notable enfriamiento en 500 hPa (-28 ºC a las 18 UTC del día 7 sobre la vertical del Pirineo), favoreció el desarrollo de nubosidad convectiva y chubascos en el Pirineo Central, sin que, sin embargo, se registraran rayos.

El análisis del campo de velocidad vertical (W) en 925, 850 y 700 hPa permite proponer una explicación para el movimiento anómalo de la baja en superficie entre las 12 y las 18 UTC del día 8, que tendría importantes consecuencias en el desarrollo de las nevadas (Fig. 6). El máximo de W ascendente era especialmente acusado entre las 12 y las 18 UTC del día 8, momento en que la baja se encontraba centrada frente a la costa gerundense, sobre el mar. El mínimo de presión a nivel de mar se registró 6 h más tarde. En concreto, a las 12 UTC, el máximo de W entre 925 hPa y 700 hPa se situó al noroeste de la baja en superficie, localización habitualmente asociada a subsidencia. Como consecuencia de esta configuración del campo de W el centro de la baja se desplazó hacia el W, traduciéndose todo ello en una intensificación de las nevadas en el nordeste de Catalunya.

El máximo de W de las 12 UTC se desarrolló bajo un flujo difluente del SW en 500 hPa, al este de un mínimo de geopotencial a ese nivel. El paso de este mínimo fue especialmente rápido entre las 12 y las 18 UTC, lo cual comportó una notable advección diferencial de vorticidad. En las siguientes 6 horas, el centro de la baja en 500 hPa se desplazó más lentamente hacia el E. Pasada las 18 UTC, el máximo de W se situó en el cuadrante nororiental tanto de la baja en superficie como de la de 500 hPa, haciendo que la baja en superficie recuperara su movimiento “normal”.

Fig. 6 Análisis de velocidad vertical en 700 hPa
Fig. 6. Análisis de velocidad vertical en 700 hPa (Izq.) y 850 hPa (Der.) (línea continua; en pa/s, cada 0.25, 0.3 y 0.6 pa/s según el mapa). Arriba: 8/03/2010. 12 UTC. Abajo: 8/03/2010. 18 UTC. La cruz roja indica la posición del centro de la baja en superficie según los análisis elaborados por el MetOffice. Las L indican máximos locales de W ascendente y las H máximos locales de W descendente. Fuente: CEPPM.

Por otro lado, a las 12 UTC del día 8, la temperatura en 500 hPa sobre Cataluña era de -30 ºC. En consecuencia, a lo largo de ese día, y especialmente entre las 12 y las 18 UTC, el entorno dinámico (área subsinóptica de velocidad vertical ascendente realzada) y termodinámico (fuerte gradiente vertical de temperatura y abundante humedad bajo los 4000-5000 m) además de la presencia de otros ingredientes que se mostrarán a continuación, permitían e incluso favorecían, especialmente en el nordeste, el desarrollo de convección profunda y tormentas, como varios autores sostienen para otros entornos geográficos (Market et al., 2002; Market et al., 2004).

En cuanto al ambiente térmico en general, la isoterma de 0 ºC en 850 hPa estuvo sobre Cataluña a lo largo de todo el episodio y la de -10 ºC en 700 hPa ya a partir de primeras horas del día 7, alcanzándose valores del orden de -13 ºC entre las 12 y las 18 UTC del día 8, siempre según los análisis del modelo del CEPPM. Las temperaturas medias en superficie a lo largo del día 8 fueron inferiores a los 5 ºC y en la provincia de Girona se mantuvieron entorno a los 0 ºC durante muchas horas. Estas temperaturas y la humedad disponible, a la que se hace referencia en el apartado siguiente, permitieron los procesos de separación de cargas necesarios para la generación de rayos, con valores similares a lo que presenta Schultz (1999).

4. Descripción de la nubosidad, las nevadas y las tormentas

La duración del episodio y la evolución de la situación sinóptica y mesoscalar y el cambiante ambiente termodinámico determinaron un campo de precipitación complejo con alternancia de fases estratiformes y convectivas y su cohabitación. El análisis detallado de datos de teledetección (satélite, radar y detectores de rayos) ha permitido describir esas fases y justificar su desarrollo.

Desde de primeras horas del día 7 se produjo un aumento de la nubosidad en Cataluña, de W a E, al mismo tiempo que se espesaba con el paso del tiempo. La nubosidad generaba precipitaciones en el valle del Ebro, que se fueron extendiendo e intensificando por la tarde, a la par que se cubría el Pirineo y el sudeste de Francia, y el mar Balear a últimas horas.

El periodo comprendido entre las 00 y las 06 UTC del día 8 es clave, ya que en este comenzó a manifestarse el realce de la nubosidad y su giro ciclónico, asociados a la rápida profundización de la depresión en superficie (7 hPa en 6 horas). Por otro lado, la masa seca a todos los niveles que empezó a penetrar en la península Ibérica por el mar Cantábrico durante la tarde del día anterior, llegó al Mediterráneo a primeras horas de la mañana del día 8 y hasta Menorca a primeras horas de la tarde. Su avance determinó una clara disminución de las nubes en el tercio meridional de Cataluña y estuvo acoplado al flujo, relativamente cálido y húmedo, que apuntaba hacia el mediodía de Francia y el nordeste de Cataluña, y que aparece representado en los análisis de humedad específica a 925, 850 y 700 hPa en forma de una lengua húmeda extendida hasta la costa cantábrica francesa (Fig. 7). En la imagen del canal 9 del MSG2 de las 12:15 UTC se observa también un patrón ondulatorio en la nubosidad situada al oeste de la baja en superficie, señal de la presencia de capas estables en la masa seca.

Fig. 7 Análisis de la humedad específica en 925 hPa
Fig. 7. Análisis de la humedad específica en 925 hPa (línea continua; en g/Kg, cada 2.5 g/kg). 8/03/2010. 12 UTC. La línea gruesa verde señala el eje de la lengua húmeda y la amarilla el de la entrada seca. Fuente: CEPPM.

Aunque durante toda la mañana del día 8 hubo tanto nubosidad estratiforme como convectiva, con lluvias y chubascos, en forma líquida o sólida, fue poco antes del mediodía (09-10 UTC) cuando se registraron las primeras descargas eléctricas en el nordeste de Cataluña. Los primeros rayos se detectaron en el Pirineo Oriental, por tanto, al noroeste del centro de la baja en superficie. Market et al (2004) señalan efectivamente el cuarto cuadrante de una baja como el más favorable al desarrollo de tormentas en temporales de nieve, al menos para su serie de 80 casos en el Medio Oeste de EEUU. Estos mismos autores indican además que la gran mayoría de nevadas con tormenta se produce en un entorno ciclónico o en un subtipo ciclónico en zona costera (Market et al., 2002) y en sistemas con eje vertical inclinado (tilting) hacia el W (negativo) (Market et al, 2004), como ocurre el la nevada aquí mostrada, al menos hasta las 18 UTC del día 8.

También a partir del mediodía era perceptible el desplazamiento de las áreas de precipitación del norte de Cataluña hacia el W. Posteriormente, se desplazaron hacia el SW y el S, en consonancia con el flujo alrededor de la baja y su movimiento.

A primeras horas de la tarde apareció un nuevo elemento clave: un núcleo convectivo bien definido frente a la costa de Girona, sobre el mar, que es donde surgirían a partir de entonces. Su desarrollo parece coincidir con la llegada de la masa seca a ese sector. De hecho, dicha estructura se situó sobre y al norte de la frontera entre la masa seca y la lengua húmeda ya citadas. Entre las 13:45 y las 14:30 UTC el núcleo convectivo ganó en profundidad y extensión y además, a las 14:45 UTC, apareció al nordeste de éste una pequeña banda convectiva, adquiriendo el conjunto una forma de coma de dimensiones mesoscalares, con su cabeza avanzando hacia la costa y su cola moviéndose hacia el N, sobre el mar (Fig. 8).

Fig. 8 (a) Imágenes del MSG2. Canal 8 (IR)
Fig. 8 (a) Imágenes del MSG2. Canal 8 (IR)
Fuente: AEMET-EUMETSAT
Fig. 8 (b) Imágenes del MSG2. Canal 12 (HRV). 8/03/2010. 16:00 UTC
Fig. 8 (b). Imágenes del MSG2. Izq.: Canal 12 (HRV). 8/03/2010. 16:00 UTC.
Fuente: AEMET-EUMETSAT

A partir de las 14:45 UTC los campos de nubosidad y precipitación entorno a la baja se estructuraron como una evidente espiral sobre Cataluña y el sudeste de Francia al coincidir el mínimo barométrico aproximadamente con el centro de vorticidad ciclónica en niveles bajos y medios (Fig. 9).

Fig. 9. Imagen de reflectividad radar del PPI más bajo. Radar de BCN. 8/03/2010. 15:40 UTC.
Fig. 9. Imagen de reflectividad radar del PPI más bajo. Radar de BCN. 8/03/2010. 15:40 UTC.

El diámetro de la espiral aumentó con las horas, a medida que la baja se desplazaba hacia el ESE y la nubosidad realzada se situó en el primer cuadrante de la baja, configurándose en su forma más frecuente (Fig. 10). El cambio de localización de la nubosidad realzada está asociado al desplazamiento del máximo de W del cuarto al primer cuadrante de la baja. El episodio de nevadas y tormenta sobre Cataluña finalizó hacia las 21 UTC del día 8-00 UTC del día 9, al desaparecer la precipitación e instalarse la masa seca encima, aunque los valores de agua precipitable eran aun relativamente altos y el índice Total de Totales elevado debido al paso del núcleo frío en 500 hPa.

Fig. 10. Imagen del canal 8 del MSG2. 8/03/2010. 20:00 UTC.
Fig. 10. Imagen del canal 8 del MSG2. 8/03/2010. 20:00 UTC.

Respecto a las tormentas, entorno a las 10 UTC se registraron, como se ha señalado más arriba, unas primeras descargas eléctricas nube-tierra (NT) en puntos del Pirineo Oriental, pero fue a partir de las 12 UTC cuando aumentó su frecuencia, en el nordeste de Cataluña, especialmente de las negativas (Fig. 11). Las tormentas de Girona se trasladaban hacia el SE al mismo tiempo que en el área de BCN surgió otra, aparentemente independiente de las primeras, hacia las 16:45 UTC, que se mantuvo en ese área, con un ligero desplazamiento hacia el mar, hasta las 17:30 UTC. Los últimos rayos se registraron hacia las 17:45 UTC nuevamente en el sector costero del extremo nororiental de Cataluña. Los rayos cayeron tanto sobre tierra como sobre mar. En total, en un círculo de 110 km de radio entorno a la ciudad de Girona, y que engloba el área de BCN, se registraron entre las 09 y las 18 UTC un total de 83 descargas NT, la gran mayoría en la provincia de Girona, y en concreto, el 50% de las descargas se concentraron en el 25% central del área de este círculo.

Fig. 11 Rayos registados cada 2 horas
Fig. 11. Rayos registrados cada 2 horas en Cataluña y mar Balear entre las 08 y las 18 UTC del día 8. Los puntos indican rayos de polaridad negativa y las cruces de polaridad positiva. Los distintos colores asignados indican su distribución temporal a lo largo de las 2 horas en intervalos de 20’: colores fríos señalan los rayos más antiguos y los cálidos los más recientes dentro del periodo.

Por su parte, la tormenta del área de BCN se desarrolló de forma simultánea al paso de una línea de máximo de reflectividad radar (Fig. 9), que ya aparecía bien definida en las imágenes desde las 15:10 UTC o poco antes. Esta línea se desplazó hacia el SW siguiendo el flujo ciclónico entorno a la baja, cuyo centro en superficie estaba a las 12 UTC sobre Menorca, a las 18 UTC sobre la costa de Girona y a las 00 UTC del día 9 nuevamente sobre Menorca, tras moverse otra vez hacia el E.

Previamente a las tormentas ocurridas en Cataluña, se registraron otras con mayor número de rayos sobre el golfo de León, entre las 18 UTC del día 7 y las 06 UTC del día 8 (ligadas a un núcleo de - 28 ºC y un máximo de W en 700 hPa), y simultánea y posteriormente a las registradas en Cataluña se generaron nuevas tormentas sobre el mar, en una zona marítima a medio camino entre Menorca y la costa mediterránea francesa, además de alguna otra aislada al norte de Argelia (Fig. 12). Por lo tanto, parece que existía un ambiente mesoscalar favorable a la aparición de dichas tormentas que se desplazó, primero de N a S, y posteriormente hacia el E. Por supuesto, la relativamente elevada temperatura de la superficie del agua del mar Mediterráneo en esas fechas, entorno a los 10-13 ºC, debió condicionar la distribución espacial total de las descargas eléctricas, a gran escala.

Fig. 12. Rayos registrados desde las 00 UTC del 8 a las 12 UTC
Fig. 12. Rayos registrados desde las 00 UTC del 8 a las 12 UTC del 8
Fuente: AEMET 5. Inestabilidad y disparo de la convección: papel de las ondas de gravedad observadas
Fig. 12. Rayos registrados de las 12 UTC del 8 a las 00 UTC del 9
Fig. 12. Rayos registrados de las 12 UTC del 8 a las 00 UTC del 9
Fuente: AEMET 5. Inestabilidad y disparo de la convección: papel de las ondas de gravedad observadas

El análisis de las tormentas ocurridas debe considerar, entre los diferentes ingredientes necesarios para su desarrollo, la inestabilidad y los mecanismos de disparo (inicio) de la convección. Ambos ingredientes, conjuntamente con el perfil vertical del viento y la humedad, se han analizado a partir de datos procedentes de los radiosondeos de ZAR (no mostrado), BCN y Palma de Mallorca (PAL) (Fig. 13) y de los análisis de modelo. Este análisis se ha centrado en el día 8 y especialmente en los procesos de inicio de la convección.
Entre las 06 y las 12 UTC del día 8 el flujo era flojo en niveles bajos y medios y moderado sobre los 500 hPa. En los primeros 1500 m predominaba la componente N mientras que por encima el flujo era del WSW, y del WNW en 300 hPa, mostrando, por lo tanto, cizalla vertical anticiclónica y una notable difluencia entorno a los 500 hPa.

A partir de media mañana del día 8 estuvieron presentes sobre BCN una inversión térmica débil entre la superficie y los 700 m y una discontinuidad en el perfil vertical de humedad entorno a los 550 hPa, unos 4700 m, con una masa notablemente más seca por encima. En ese mismo periodo había sobre PAL una fuerte inversión térmica entre los 700 m y los 1200 m, cuya presencia era coherente con la zona de subsidencia subsinóptica de niveles medios-bajos presente en los análisis de modelo, y la misma discontinuidad en el perfil de humedad que la observada sobre BCN, a unos 600 hPa. Estos perfiles verticales de temperatura sugieren que, tal como han mostrado Stuart, (2001) y Market et al., (2002), las corrientes verticales que soportaban la nubosidad convectiva se desarrollaron sobre los 1000 m, y no directamente a partir de la superficie, como es habitual en la convección de primavera-verano. Es decir, se trató muy probablemente de convección elevada.

De los diferentes índices de estabilidad analizados, TT y K muestran un aumento de la inestabilidad sobre Cataluña del día 7 al 8, siendo durante el mediodía y tarde del segundo cuando se llegó al máximo (en BCN, a 12 UTC, TT: 49.4ºC y K: 14.7ºC), que eran valores moderadamente favorables al desarrollo de tormentas. Sin embargo, el índice LI dio valores muy elevados (elevada estabilidad), al calcularse a partir de burbujas con los valores de temperatura, humedad y presión medios de los primeros 500 m, que estaban notablemente fríos al estar dentro de la inversión de tierra. La inspección del gráfico del sondeo de BCN muestra que si este índice se hubiera calculado a partir de los 500 m inmediatamente superiores, su valor hubiese sido notablemente inferior, favorable al desarrollo de convección elevada.

Fig. 13. Radiosondeos de BCN.
Fig. 13. Radiosondeos de BCN.
8/03/2010. 12 UTC. La simbología es la estándar del diagrama oblicuo.
Fuente: Universidad de Wyoming (http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html).
Fig. 13. Radiosondeos de PAL.
Fig. 13. Radiosondeos de PAL.
8/03/2010. 12 UTC. La simbología es la estándar del diagrama oblicuo.
Fuente: Universidad de Wyoming (http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html).

En cuanto a los mecanismos de disparo, dada la época y el entorno ciclónico presente, éstos debieron ser forzosamente distintos a los habituales en el territorio: convergencias en la capa límite planetaria asociadas a las circulaciones forzadas térmicamente. Tampoco estuvo presente el paso de un frente frío o algún tipo de línea de convergencia móvil o estacionaria mesoscalar que pudiera haber actuado de disparo, salvo las que conformaban la propia espiral nubosa y precipitante. Sin embargo, a partir de media mañana del día 8 se observó un patrón ondulatorio en las imágenes satelitarias que podría explicar, al menos en parte, el desarrollo de las nubes de tormenta.
Stuart (2001) presenta un caso de fuertes nevadas con tormenta en la costa Este de Estados Unidos en el que el mecanismo disparador ha estado ligado a las ondas observadas en el campo de nubosidad. De hecho, está ampliamente reconocido el papel de las ondas de gravedad como mecanismo de disparo de la convección (p. e., Lac et al., 2002; Weckwerth et al., 2008; Stechmann y Majda, 2009), siendo diverso el origen de estas ondas: convección profunda previa, orografía, cizalla vertical del viento, etc.
Las ondas observadas en este episodio se desarrollaron en un entorno ciclónico rápidamente cambiante y no estuvieron asociadas ni a orografía ni a convección previa. En la imagen de satélite HRV de las 11 UTC del día 8 (Fig. 14) se observa claramente un patrón ondulatorio sobre el mar Balear, que podría estar presente, al menos, desde una hora antes según las imágenes infrarrojas y desde las 0820 UTC, según las imágenes de reflectividad radar en el PPI más bajo, aunque la interpretación de la estructura en bandas observada es en esta ocasión más dudosa.

Temporal De Nieve Con Tormenta Del 8 De Marzo De 2010 En Cataluña
Fig. 14. Imagen del canal HRV del MSG2. 8/03/2010. 11:00 UTC.
Fuente: AEMET-EUMETSAT

Las ondas modulaban la extensa masa nubosa general e incluso el campo de reflectividad radar (Fig. 15), de forma que en sus crestas la nubosidad y la intensidad de precipitación estaban realzadas. Se generaban con bastante regularidad en el mismo sector y se propagaban de S a N, aunque en las imágenes HRV se observan otras que se movían de SW a NE, de amplitud y longitud de onda menor que las anteriores, y situadas bajo aquellas. La presencia de rayos a partir de las 10:00 UTC en el Pirineo Oriental podría estar ligada al desarrollo de cumulonimbos asociado al movimiento vertical extra aportado por el paso de estas ondas, ya que la ondulatoria superior estuvo presente, por lo menos, hasta las 13:30 UTC. Es más, el potente núcleo surgido sobre el mar hacia las 13:45 UTC parece surgir, tras la observación detallada de las imágenes HRV e infrarrojas, al paso de este mismo tren de ondas, tras desplazarse en conjunto hacia el E.

Fig. 15. Imagen de reflectividad radar del PPI más bajo
Fig. 15. Imagen de reflectividad radar del PPI más bajo. Radar de BCN. 8/03/2010. 11:00 UTC. Fuente: AEMET

La ondulatoria que se desplazaba hacia el E podría estar relacionada con la primera inversión observada en PAL. La ondulatoria de componente S, más alta, debía estar relacionada con el flujo en 500 hPa y con la segunda discontinuidad. La masa de aire seco que se situaba por encima, aproximadamente, de los 500 hPa, estaba presente en PAL, BCN y ZAR, aunque en este último punto ya aparecía desde los 850 hPa, acompañando el viento seco del NW (cierzo).

Durante el periodo de presencia de la ondulatoria en niveles medios, ésta se desplazaba en conjunto hacia el E, simultáneamente a la propagación septentrional de las ondas. Este desplazamiento es coherente con el del centro de la baja en 500 hPa, hacia el SE, ya que las ondas se generaban en el sector meridional de la rama oriental de la vaguada que acompañaba la baja.

Uccellini y Koch (1987) sugieren que el origen de este tipo de ondas está asociado a la presencia de un máximo de viento en niveles altos, desarrollándose las ondas concretamente en el cuadrante izquierdo de la zona de salida de un jet streak (Stuart, 2001). Los mismos autores proponen además una configuración del campo de geopotencial en niveles medios–altos en la que las ondas se encuentran en un área comprendida entre el eje de una vaguada (al sudoeste), por la que circula el máximo de viento, y el eje de la dorsal delantera (al nordeste). A las 12 UTC del día 8 (Fig. 16), el análisis de la corriente en chorro en 300 hPa muestra un jet streak bien definodo del NW de más de 140 kt (250 km/h) que sitúa el área favorable al desarrollo de ondas de gravedad aproximadamente sobre el área marítima comprendida entre las Baleares y la costa peninsular, donde efectivamente parecen generarse, o algo más al sur. La posición del máximo de viento en 300 hPa queda también claramente sugerida por la banda oscura visible en las imágenes del canal 5 del MSG2 (no mostradas). Por supuesto, las ondas solo se ven donde la nubosidad es suficientemente extensa y espesa. El papel de las discontinuidades observadas sería entonces el de “guía de ondas” (ducting), permitiendo la propagación de las ondas en varias direcciones según los niveles.

Fig. 16 (a) Análisis del viento y de la corriente en chorro en 300 hPa
Fig. 16 (a) Análisis del viento y de la corriente en chorro en 300 hPa a partir del modelo GFS. 8/03/2010 - 18 UTC. Líneas negras a trazos: Isotacas cada 20 kt empezando en 70 kt. Sombreado: Isotacas cada 10 kt empezando en 60 kt. Flechas azules: Dirección y velocidad del viento. La longitud de las flechas es proporcional a la velocidad. Los jet steaks aparecen señalados con la letra H.
Fuente: California Regional Weather Server (http://squall.sfsu.edu/crws.html)
Fig. 16 (b) Análisis del viento y de la corriente en chorro en 300 hPa
Fig. 16 (b) Análisis del viento y de la corriente en chorro en 300 hPa a partir del modelo GFS. 8/03/2010. Arriba: 12 UTC. Abajo: 18 UTC. Líneas negras a trazos: Isotacas cada 20 kt empezando en 70 kt. Sombreado: Isotacas cada 10 kt empezando en 60 kt. Flechas azules: Dirección y velocidad del viento. La longitud de las flechas es proporcional a la velocidad. Los jet steaks aparecen señalados con la letra H.
Fuente: California Regional Weather Server (http://squall.sfsu.edu/crws.html)

Aunque es probable que el paso de las crestas de onda, con sus movimientos verticales realzados, hubiese disparado la convección en algunos puntos, la evolución del campo de nubosidad a partir de las 14:30 UTC fue también el resultado de la aparición de un cierto grado de organización interna alrededor del centro de la baja, con la formación de la estructura en coma y las bandas convectivas mencionadas más arriba. De hecho, la interacción (intersección) entre ondas gravitatorias internas y otros tipos de líneas o zonas de convergencia en niveles bajos, incluida la discontinuidad tierra-mar, ha demostrado ser un elemento favorable para el desarrollo de convección profunda (Weckwerth et al., 2008), y por tanto, no hay porqué buscar en este episodio un único factor de inicio de la convección sinó una combinación compleja de varios de ellos.

Resumen y Conclusiones

Durante los días 7 y 8 de marzo de 2010 un fuerte y generalizado temporal de nieve y viento afectó Cataluña, en el nordeste de la península Ibérica, produciendo graves y variados impactos sobre el territorio y una alteración notable del estado del mar en la zona costera. Los dos aspectos más singulares fueron los notables grosores de nieve acumulados en cotas muy bajas y la presencia de tormentas en algunas fases del mismo, que tuvieron asociadas intensificaciones locales de la nevada y, en consecuencia, del ritmo de acumulación de nieve en el suelo.

Las temperaturas fueron cercanas a los 0 ºC durante la nevada, lo cual comportó que la nieve que cayó en cotas bajas fuera húmeda e incluso mojada. Esta nieve se enganchaba y acumulaba fácilmente y ello provocó sobrecargas significativas sobre las estructuras, que al verse afectadas también por fuertes vientos, sufrieron daños considerables. Un breve repaso a los episodios de nevada ocurridos a lo largo de las últimas cinco décadas en el área afectada, muestra que el temporal analizado aquí es un fenómeno de baja frecuencia pero no desconocido. Este mismo repaso señala que las tormentas no han sido, sin embargo, un elemento especialmente relevante en las principales nevadas ocurridas en cotas bajas en esos 50 años.

Por otro lado, la revisión de la bibliografía internacional muestra que los temporales de nieve con tormentas embebidas son un fenómeno poco habitual pero existente en latitudes medias y significativo debido a que están asociadas a acumulaciones importantes de nieve en el suelo. También se resalta el hecho de que no se debe despreciar el riesgo de sufrir, en el medio natural, un impacto por rayo en situaciones de nevada.

La situación meteorológica durante el temporal de nieve analizado aquí estuvo definida, a escala sinóptica, por la formación de una depresión en superficie sobre el centro peninsular que se profundizó notablemente y estableció, sobre el nordeste de la península, un flujo fuerte, primero del E y luego del NE. La depresión se trasladó lentamente hacia el NE, centrándose en el momento de más virulencia del temporal, durante la tarde del día 8, entre las Baleares y la costa catalana. La profundización de la depresión fue rápida, de hasta 7 hPa en 6 h, entre las 00 y las 06 UTC del 8, y 15 hPa en total a lo largo de ese día, no llegándose, sin embargo, al umbral de ciclogénesis explosiva. Aunque se han registrado caídas de presión de esta magnitud en otros episodios de nevada, no son imprescindibles como se constató en el de diciembre de 2001 en Cataluña (Pascual et al., 2003).

La trayectoria del centro de la baja en superficie tuvo un tramo anómalo el día 8, relevante en el desarrollo de las nevadas y las tormentas, al moverse de la isla de Menorca hacia la costa gerundense, es decir, hacia el W, entre las 12 y las 18 UTC, mientras se profundizaba 3 hPa más. Este movimiento anómalo puede explicarse, en primera instancia, por la aparición de un máximo de velocidad vertical ascendente, que se situó a las 12 UTC, al noroeste del centro de la baja en superficie, localización usualmente asociada a subsidencia. Este máximo estuvo probablemente ligado al paso rápido del centro de la baja en 500 hPa y de una zona marcadamente difluente a ese nivel. Sin embargo, en este estudio no se ha hecho ninguna consideración respecto al posible papel que también pudieran haber jugado en la intensificación del forzamiento vertical el calor latente desprendido en la precipitación u otra clase de fenómenos de menor escala.

La baja en superficie estuvo acompañada por una vaguada retrógrada de núcleo frío (-33 ºC en 500 hPa) en niveles medios y altos, como ha ocurrido en otros temporales de nieve en cotas bajas en el ámbito mediterráneo (Pascual et al., 2003; Riesco et al., 2008). La vaguada se transformó posteriormente en una baja cerrada en 500 hPa al tiempo que se desplazaba primero hacia el S y luego hacia el E. En el momento de máxima intensidad del temporal estaba situada entre Menorca y la costa de Girona. Desde las 12 UTC del día 8 también estaba presente un máximo de viento del NW en niveles altos apuntando desde el norte de la península Ibérica hacia Argelia y bordeando la depresión por el sur, pocas horas antes del momento de máxima profundidad de la baja en superficie.

La duración del episodio, la evolución de la situación sinóptica y mesoscalar y el cambiante ambiente termodinámico determinaron un campo de precipitación complejo con alternancia de fases estratiformes y convectivas y su cohabitación. En concreto, el periodo comprendido entre las 00 my las 06 UTC del 8 es clave, ya que en éste comenzó a manifestarse el realce de la nubosidad y su giro ciclónico, asociados a la rápida profundización de la baja. Por otro lado, la masa seca que había penetrado en la península Ibérica por el Cantábrico durante la tarde anterior, llegó al Mediterráneo y simultáneamente, un flujo relativamente cálido y húmedo apuntaba hacia el sur de Francia y el nordeste de Cataluña, y se extendía en forma de lengua húmeda hasta la costa cantábrica francesa.

Aunque hasta el mediodía del 8 hubo tanto nubosidad estratiforme como convectiva, con lluvias y chubascos, fue poco antes (09-10 UTC) cuando se registraron las primeras descargas eléctricas en el nordeste de Cataluña, concretamente en el Pirineo Oriental, por tanto, al noroeste del centro de la baja en superficie. Market et al (2004) señalan efectivamente el cuarto cuadrante de una baja como el más favorable al desarrollo de tormentas en casos de nevada, al menos para su serie de 80 casos en el Medio Oeste de EEUU. Estos mismos autores indican además que en su gran mayoría se producen en un entorno ciclónico o en un subtipo ciclónico en zona costera (Market et al., 2002).
A partir del mediodía del día 8 fue perceptible el desplazamiento de las áreas de precipitación del norte de Cataluña hacia el W. Posteriormente, se desplazaron hacia el SW y el S, en consonancia con el flujo alrededor de la baja y su desplazamiento.

A primeras horas de la tarde del día 8 surgió otro elemento clave: un núcleo convectivo bien definido frente a la costa de Girona, sobre el mar. Tal estructura se situó sobre y al norte de la frontera entre la masa seca y la lengua húmeda ya citadas. Fue ganando en profundidad y extensión, y posteriormente apareció al nordeste del núcleo una pequeña banda convectiva, conformándose una coma mesoscalar, con su cabeza avanzando hacia la costa y su cola moviéndose hacia el N.

A lo largo de la tarde los campos de nubosidad y precipitación se estructuraron sobre Cataluña y el sudeste de Francia como una evidente espiral, cuyo diámetro aumentó con las horas, a medida que la baja se desplazaba hacia el ESE, al tiempo que la nubosidad realzada se situaba en el primer cuadrante de la baja, configurándose en su forma acostumbrada. El episodio de nevadas y tormenta finalizó entre últimas horas del día 8 y la madrugada del 9.

Hacia las 10 UTC se registraron, como se ha señalado, las primeras descargas eléctricas nube-tierra, aumentando su frecuencia en el nordeste de Cataluña a partir de las 12 UTC. Las tormentas de Girona se trasladaban hacia el SE al mismo tiempo que en el área de BCN surgía otra, hacia las 16:45 UTC, aparentemente independiente de las primeras, que se mantuvo allí hasta las 17:30 UTC. Esta tormenta se desarrolló al paso de una línea de máximo de reflectividad radar, que se desplazaba hacia el SW, entorno a la baja, cuyo centro en superficie estaba a las 12 UTC sobre Menorca, a las 18 UTC sobre la costa gerundense y a las 00 UTC del día 9 nuevamente sobre Menorca, tras moverse de nuevo hacia el E. Los rayos cayeron tanto sobre tierra como sobre mar.

El análisis de las tormentas desde la tarde del 7 hasta el día 9 en todo el ámbito del Mediterráneo Occidental muestra que debía existir un ambiente mesoscalar favorable a su aparición que se desplazó, primero de N a S, y luego hacia el E. Por supuesto, la relativamente elevada temperatura de la superficie del agua del mar, entorno a los 10-13 ºC, debió condicionar a gran escala la distribución espacial total de las descargas eléctricas, preferentemente ocurridas sobre el mar.

El análisis de los datos procedentes de varios radiosondeos en la zona muestra que las condiciones durante el día 8 fueron relativamente favorables al desarrollo de tormentas, aunque las corrientes convectivas se debieron iniciar sobre una inversión térmica cuyo tope estaba a unos 1000 m. Es decir, se trataría de convección elevada, a diferencia de la mayoritaria en la época cálida del año.

Los perfiles verticales de temperatura, humedad y viento muestran, además de la inversión de capas bajas, una discontinuidad en el perfil de humedad en torno a los 4000-4700 m, con una masa notablemente más seca por encima. También muestran un aumento en la velocidad del viento con la altura, con cizalla vertical anticiclónica.

En cuanto a los mecanismos de inicio de la convección, aunque es probable que interviniesen varios de ellos, tanto para la convección primaria (p.e., discontinuidad tierra-mar), como para la secundaria (frentes de racha de convección previa), se ha propuesto aquí que el proceso de disparo principal pudo ser el paso de ondas de gravedad a varios niveles, “guiadas” por las distintas inversiones y discontinuidades identificadas. Principalmente, el tren de ondas que se propagaba hacia el N, y en conjunto se desplazaba hacia el E con el sistema ciclónico, pudo haber contribuido al desarrollo de las tormentas en el Pirineo Oriental durante la mañana del día 8 y probablemente también a la generación del potente núcleo convectivo surgido sobre el mar hacia el mediodía del mismo día.

El origen de estas ondas gravitatorias muy probablemente fue la cercanía de la zona de salida de un pequeño y bien delimitado jet streak del WNW de más de 140 kt, situado al sur de la vaguada retrógrada y apuntando hacia la pequeña dorsal delantera asociada, tal como proponen autores como Uccellini y Koch (1987) o Stuart (2001), para otro episodio de nevada con tormenta.

En resumen, la convección y las tormentas consecuentes surgieron en un entorno ciclónico, con una estratificación relativamente inestable y gracias al forzamiento local y temporal extra aportado por el paso de crestas de ondas gravitatorias asociadas a un jet streak, sin intervención ninguna de orografía o de convección profunda previa. Las tormentas surgieron encima de la inversión de tierra que mantenía el ambiente frío o muy frío en capas bajas, permitiendo que los intensos chubascos fueran en forma de nieve hasta el nivel del mar.

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Esta entrada se publicó en Reportajes en 01 Feb 2012 por Francisco Martín León