Unas notas sobre ciclones subtropicales e híbridos. Parte IV: Climatología

Francisco Martín León, meteorólogo.
Palabras claves: ciclón, tropical, subtropical, híbrido, mixto, transición extratropical, borrasca convección, efectos diabáticos, transición tropical, ciclogénesis, climatología.

Las partes I, II y III se pueden encontrar en:

1. Introducción y conceptos:
   https://www.tiempo.com/ram/13957/unas-notas-sobre-ciclones-subtropicales-e-hibridos-parte-i/
2. Consideraciones térmicas y dinámicas:
   https://www.tiempo.com/ram/14352/notas-ciclones-subtropicales-hibridos-parte2/
3. Clasificación sinóptica:
   https://www.tiempo.com/ram/14811/unas-notas-sobre-ciclones-subtropicales-e-hibridos-parte-iii/

5.- Ciclones subtropicales en el Atlántico Norte

Parece interesante realizar una breve incursión sobre aspectos climatológicos de los ciclones subtropicales, CS, en el Atlántico Norte y resaltar algún estudio reciente. Más que presentar prolongadas y variadas climatologías de los ciclones híbridos en el Atlántico Norte, se va a hacer un resumen de una existente con los CS y que hasta hace poco se le ha prestado mayor atención. Los estudios más recientes han sido realizados, por los problemas de impactos y daños, desde ambientes científicos de EE.UU., Canadá y Bermudas, por citar algunos, y porque un número de CS se convierten en ciclones tropicales, CT.

Como idea general, cabe resaltar que la mayoría de los CS que se forman en el Atlántico Norte ocurren, sobre todo, durante el período de estación atlántica de huracanes, junio-noviembre, aunque la reglas están para romperlas, así una una tormenta subtropical llamada Ana se desarrolló en abril de 2003.

La banda entre 25 y 33º norte abarca la zona de caldo de cultivo primario para los CS en el Atlántico Norte, así que su etiqueta de "subtropical" es merecida. Longitudes favorables para la génesis suelen ser 35º a 85º oeste. Pero una vez más las reglas y limites en la atmosfera casi no existen y dependiendo de los patrones de tiempo, incursiones de sistemas extratropicales a latitudes más bajas, SST, etc., los CS se podrán desarrollar, además, en zonas alejadas de la “clásica”, por lo tanto esta zona varía en el espacio y tiempo cada año.

Un buen ejemplo de formación de un CS fuera del periodo anual de junio-noviembre lo tenemos en el ejemplo siguiente, ya citado de Ana en abril, ver figura siguiente. Nótese como llega el centro de Ana a separarse de la zona frontal, desarrollar un centro de rotación alejado y a un crecimiento llamativo de la convección cuando comenzó a intensificarse.

Volvamos a la climatología base. Se ha tomado como referencia uno de los últimos trabajos disponibles y en ellos se comienza, como es lógico, por definir qué es un CS, cómo se detecta y se sigue, qué datos se utilizan, etc. Estas referencias sobre las climatologías se hayan al final, en la bibliografía final del trabajo presentado aquí, Guishard et al,( 2009).

La climatología a analizar de CS abarca un periodo de 45 años y los datos de partida arrancan de los análisis de los modelos globales del CEPMP, europeo, y del NCEP, americano, que garantizan los mejores análisis de datos a partir de modelos numéricos de alta resolución. El primero con una resolución de 1,125ºx 1,125º y el segundo de 2,5ºx2,5º.

La climatología se inicia con la forma de detección y de seguimiento de los CS en un periodo de 45 años (septiembre 1957- agosto 2002). Dicha herramienta detectó 197 ciclones subtropicales. A medida que una base de datos más amplia se disponga, mejor y más robusta será la climatología de los CS y el conocimiento de su comportamiento medio.

Definición de ciclón subtropical

Partiendo de las definiciones técnicas de un CS, se tiene como un sistema de bajas presiones en superficie que posee características mixtas tanto de un ciclón tropical como de uno extratropical. Típicamente el sistema está soportado por una estructura sinóptica, de carácter o núcleo frío, en capas medias-altas, una vaguada o baja fría, preferentemente, con una circulación que se extiende a niveles bajos con vientos sostenidos máximos y que ocurren en un radio de 100 millas o más. Véase las notas en los apartados I, II y III.

Comparándolos con los ciclones tropicales, estos sistemas subtropicales tienen vientos sostenidos en una zona más amplia y localizada, lejos de su centro, menos intensos y poseen menos simetría en el campo de viento y en la distribución de la convección (US National Weather Service, OFCM 2007).Cuando el CS supera los 34 kt, se le denomina tormenta tropical.

Método de identificación

Los fundamentos del método se basan en los campos obtenidos a partir de los modelos numéricos de predicción aplicados a la obtención del diagrama o espacio de fase de los ciclones. Para ello se utiliza dicha herramienta descrita en “Cyclone Phase Space,CPS” de Hart 2003, y usando los análisis de los modelos numéricos de campos específicos (ciclón definido en superficie, vientos en capas bajas, espesores de niveles bajos y altos) de los modelos globales. Una vez identificado se utilizan las imágenes de satélite, si existen, para analizar en detalle al ciclón detectado. Queda fuera de estas notas profundizar en la metodología, pero basta indicar que se persigue identificar un sistema de bajas presiones en superficie con vientos sostenidos y que posea una anomalía cálida en capas bajas.

Una vez detectado, un procedimiento de seguimiento de la baja en superficie y de sus características anteriores, se aplica (tracking) y así estudiar su desplazamiento, ciclo de vida, características medio ambientales hasta su disipación.

Para mayor detalle de los usos y limitaciones de los diagramas de fase, se pide al lector que consulte las referencias finales o en la misma RAM con la opción de búsqueda de la revista.

Los diagramas de fase de un ciclón tratan de destacar la estructura simétrica (tropical) o asimétrica (extratropical) del ciclón, su intensidad y, sobre todo, su extensión vertical de la anomalía cálida de su núcleo centrado en la baja presión de superficie. Combinado esta herramienta con otras (satélite, campos de viento en superficie, datos de sondeos por satélite, etc.) se puede llegar a disponer de una visión muy completa del ciclón a estudiar.

Un ciclón era incluido en la base de datos climatológica sí:

• el viento en 925 hPa alrededor de la baja alcanzaba una intensidad de más de 17 m/s o 61 km/h en algún momento de su ciclo de vida.
• Exhibe una estructura hibrida/subtropical en su diagrama de fase, ver figura 22, - abs (V^L_T )> -10 y –abs (V^U_T )< -10, que vendría a decir que: posee un núcleo cálido en capas bajas pero frío en niveles altos, en la vertical de la baja en superficie.
• La persistencia del sistema identificado es de al menos 36 h.
• Los vientos sostenidos intensos (> 61 km/h) ocurren en una zona entre 20-40º N de latitud para reducir que un sistema tropical o extratropical se introdujera en la base de datos.
• Llega a ser subtropical dentro de las 24 h primeras, si es identificado como sistema de núcleo frío o de núcleo calido.

De esta forma los autores se aseguraban disponer de una base de datos estrictamente de ciclones subtropicales, CS. Además de identificar si un sistema era o no CS, se diseñaron un sistema de seguimiento del sistema objeto de estudio mediante los análisis de alta resolución de modelos numéricos.

Los autores se centraron en un conjunto de parámetros que caracterizan los desarrollos y el mantenimiento de estos CS. Varios parámetros se presentan como los más relevantes en el estudio realizado:

• la SST,
• la cizalladura vertical del viento zonal en una capa de 900-200 hPa, y
• el parámetro de crecimiento baroclino, ?, mide el potencial de desarrollo en latitudes medias para las borrascas.

Cuanto mayor sea, mayor será la baroclinidad ambiental y por tanto favorecer el desarrollo de un ciclón extratropical y menor será la posibilidad de crecimiento y desarrollo de un CT. Está definido como:

?= 0.31f (? u/ ? z)/N

Donde f es el parámetro de Coriolis

N es la frecuencia de Brunt-Vaisala en 700 hPa y ? u/ ? z en derivadas parciales es la cizalladura vertical del viento centrada en 700 hPa (entre 900 -500 hPa)

Zonas muy baroclinas de latitudes medias se caracterizan por la fuerte variación del viento con la altura y bajos valores de N. Presentamos los resultados obtenidos

Resultados

Las gráfica son bastante elocuentes por si mismas.

Ya que los CS pueden desarrollarse eventualmente en ciclones tropicales, las temperaturas superficiales del mar (SST) y las condiciones de la cizalladura vertical del viento para el ciclogenesis tropical se ponen en contraste con las condiciones para la génesis del CT identificada aquí.

Alrededor 60% de los 197 CS se formaron sobre SST superior a 25°C en una región de estabilidad estática débil, aunque otros lo hacían con temperaturas inferiores, llegando incluso a temperaturas de 17-19 ºC . Además, la cizalladura vertical del viento media ambiental en la formación de estas tormentas era de 10.7 m/s, una magnitud considerada generalmente desfavorable para la ciclogénesis tropical, pero no así para la subtropical.

Los CS tienen una estructura mixta a la hora de desarrollarse y mantenerse, como se ha comentado en el apartado sinóptico y clasificatorio en la RAM. Muchos se forman bajo la influencia de una vaguada en altura o bajo la presencia de una baja fría en niveles altos, ambos sistemas baroclinos, así que el potencial para el desarrollo baroclínico y termodinámico se explora a través de la zona baroclínica (caracterizada por ? tasa de crecimiento baroclino de Eady) y del campo de SST. La evolución estacional en la localización y la frecuencia de la formación de los CS en la cuenca atlántica norte se muestra que se corresponde bien en la región cambiante donde se solapa la SST> 25°C y de ? > 0.1 día?1.

Los CS, además de la convección y de la energía de flujos de intercambio aire-mar, tienen otra fuente adicional de desarrollo: la presencia de sistemas sinópticos de niveles medios altos. Sin ellos, un CS no se puede desarrollar aunque la SST sea alta. Las estructuras sinópticas ayudan al desarrollo del ciclón aportando el ascenso necesario a gran escala en un entorno de baja estabilidad estática formando la convección inicial que ira desarrollándose tomando energía del mar relativamente cálido, para ir erosionando posteriormente el ciclón de niveles altos que los soportó inicialmente. La convección puede llegar a ser autosostenida, generando una anomalía cálida en capas bajas que va ascendiendo hacia arriba, pudiendo al final, si toda la erosión y debilitamiento de la anomalía fría existe, a pasar a ciclón tropical. Si ambas anomalías persisten sin ser erosionada la anomalía fría de niveles medios altos, el ciclón llega a ser un sistema híbrido (ver apartados anteriores)

La posición y número de ciclones tropicales depende, a groso modo, de la posición de las zonas baroclinas (sistemas atmosféricos en la troposfera media-alta) y del forzamiento termodinámico, caracterizado en primera instancia de la distribución de la SST.

Las zonas baroclinas se pueden caracterizar por la tasa de crecimiento de onda baroclina de Eady (?), que a está relacionado con la cizalladura del viento en la vertical. Patrones de tiempo a escala global que tiendan a compaginar relativamente altas con valores de ? adecuados darán una estación.

En el Atlántico Norte, a comienzo de junio las zonas de forzamiento baroclino (? > 0.1) están lo bastante lejos de la zona sur donde se alcanzan valores de la SST de 25 ºC. A medida que la transición verano-otoño comienza la zona baroclina migra hacia a sur y la zonas más cálidas de SST migran hacia el norte, con retraso respecto a la posición del Sol que las calienta, ambas zonas se solapan en los meses de SON, septiembre-octubre y noviembre.

Aunque estos son los valores asociados más frecuentes, no deja de sorprendernos que un ciclón tropical o subtropical se pueda desarrollar en entornos con SST más bajas que los que indican los umbrales normales medios, como las que ocurren en latitudes canarias y en el este del Atlántico Norte.

La climatología expuesta señala que las zonas más probables y frecuentes en la formación de CS lleva un retraso en la evolución del calentamiento solar, máximo en verano, y son las aguas oceánicas con su inercia las que retrasan a septiembre, octubre y noviembre dichos máximos para crear los entornos favorables. Durante ese periodo la baroclinidad de la atmósfera aumenta en el Hemisferio Norte, pasando del dominio de las altas presiones veraniegas a las incursiones iniciales a finales de agosto y sobre todo en el periodo SON, con irrupciones de sistemas polares hacia latitudes más bajas de tipo subtropical: vaguadas, DANA, bajas frías, etc.

Como se puede ver en esta figura comparativa de tres cuencas marinas, la mayoría de los CS en el Atlántico Norte se desarrollan en el periodo de SON, finales de verano y otoño, cuando la SST del mar se encuentra relativamente más cálida en las aguas del HN, en un desfase claro con el calentamiento solar y cuando la actividad sinóptica en niveles medios comienza a recuperarse, de forma que vaguadas, DANA y bajas frías profundas comienzan a sobrevolar el mar más calido, como se comentó con anterioridad.

El breve repunte de la actividad en mayo y junio no se ve seguida en julio que marca un mínimo en los meses cálidos. El remonte claro se produce en septiembre para al cuenca atlántica del HN.

Es interesante analizar la posición de los CS cuando comenzaron a alcanzar vientos de 17 m/s (inicio) en los diferentes meses del año, para varios parámetros: SST, ? y vector cizalladura.

En abril las SST frías y la alta cizalladura crean un entorno poco favorable para el desarrollo y mantenimiento de los CS, sólo cuatro se formaron en dicho mes.

Figura 29. Medias a lo largo de octubre según los reanálisis del NCEP-NCAR para la cizalladura media 925-200 hPa (vectores en ms-1) y SST (sombreado, en ºC). Las cruces indican el inicio de los CS en octubre cuando el viento en superficie alcanza valores intensos (> 61 Km/h). Fuente: Guishard et al, 2009

La SST sigue elevándose en octubre en gran parte de la cuenca subtropical atlántica, y retrasada respecto a la evolución del Sol que ya está en su posición otoñal en dichas latitudes, por la inercia del agua del mar al enfriamiento y calentamiento solar. Las incursiones de vaguadas y ondas extratropicales en un mar relativamente más cálido hace expandir la zona del inicio de los CS hacia el centro del Atlántico, sin abandonar los máximos occidentales entre el norte de Cuba y las costa de norte America, que se mantiene a lo largo de noviembre y decae posteriormente con la llegada de diciembre. A la vez, el viento desplaza hacia zonas más orientales las estructuras así formadas. Patrones atmosféricos y marinos pueden alargar la estación de CS más allá de lo esperado si la SST se mantiene alta y las incursiones extratropicales se mantienen en latitudes más bajas.

De esta climatología de 45 años de CS del Atlántico Norte se puede concluir que el 62% de ellos se forman sobre SST de más de 25 ºC. La formación de CS se puede garantizar incluso a SST más bajas, siempre y cuando el sistema baroclino extratropical pueda desarrollar convección y organizarla de forma apropiada. Bajo la ausencia de vaguadas, DANA u otro sistema baroclino, los CS no suelen formarse.

El número de CS está condicionado por la SST y la baroclinidad del sistema sinóptico que lo dispara y mantiene. En mayo y junio la zona baroclina está muy al sur pero no sobrevuela aguas cálidas, y pocos CS se forman. En los meses cálidos veraniegos la zona baroclina se retrae muy al norte, a la vez que la SST más cálida comienza a aumentar y progresar lentamente hacia latitudes más altas, por lo que el solapamiento es reducido, pocos CS se forman salvo algunos en la zona occidental atlántica. Cuando la estación de transición verano-otoño se acerca, las zonas cálidas con SST elevadas siguen estando muy al norte por la inercia térmica del agua del mar, a la vez que las incursiones de sistemas baroclinos aumentan, fomentando la posibilidad de ciclogénesis de CS en el Atlántico Subtropical Central y Norte, y algunos en la zona este de dicha cuenca.