Evaluación preliminar del modelo MM5 frente a experimentos numéricos en “terreno complejo”, para la isla de Tenerife, durante la Tormenta Tropical Delta

Leopoldo Álvarez Instituto de Estudios Meteorológicos y Oceánicos - IDEMOC [email protected]

Rafael Vernière Instituto Tecnológico y de Energías Renovables - ITER [email protected]

Palabras clave: onda de gravedad, onda de montaña, Energía Cinética Turbulenta (TKE), Brünt Väisällä, turbulencia, tormenta tropical Delta, capa límite planetaria (PBL).

En la primera parte de este trabajo, evaluábamos la elección de diferentes capas límites e introducíamos el esquema “Tropical Cyclone Bogussing” para la localización del centro de la Tormenta Tropical Delta en el tiempo y en el espacio. A partir de los primeros resultados, pudimos mostrar con diferentes cortes verticales la generación de ondas de gravedad o montaña en el transcurso de la perturbación.

INTRODUCCION

Es objeto de este trabajo conectar o ligar un fenómeno fundamentalmente de origen dinámico (ondas de montaña) con los efectos en la intensificación del viento que se dieron lugar en el valle de Güimar (Tenerife), a través de análisis y salidas previstas de diferentes parámetros extraídos del modelo MM5.

Asimismo, creemos que la intensificación del viento sujeta a efectos orográficos locales y debidos a la morfología del terreno (cordilleras, barrancos, costas,…) no sugieren una gran contribución en su intensificación, en una primera aproximación.

En esta segunda parte, queremos hacer hincapié en la actuación de la orografía compleja de Tenerife como elemento modelador del flujo incidente, así como la posible sinergia que la topografía, estabilidad vertical de la atmósfera e intensidad de viento a barlovento de la isla, causó sobre la intensificación del viento a sotavento del relieve.

Por un lado, es posible explicar por medio de la ecuación de continuidad las aceleraciones del flujo por estrangulamiento de éste en los barrancos y estrechamientos del relieve. Sin embargo, no ha sido del todo posible explicar el porqué la Tormenta Tropical Delta en fase de rápida transición a Borrasca extratropical, cuando se localizaba al norte de Tenerife, hizo estragos en determinadas zonas del Valle de Güimar, sin presentar una compleja topografía y lejos de salidas de barrancos que lo justifique a través de la continuidad del flujo.

Finalmente, haremos una descripción de las diferentes respuestas que ofrece el propio relieve de Tenerife ante el flujo incidente y finalmente nos centraremos en el fenómeno conocido comúnmente como “Onda de Montaña” (formalmente, onda de gravedad), como factor fundamental en la generación de golpes de viento, en la zona de estudio (Valle de Güimar). La estructura e intensidad de estas ondas son investigadas en esta segunda parte del estudio.

Objetivo final

- Analizar el comportamiento del flujo a sotavento de la isla, a través de los análisis y salidas previstas de MM5.

- Estudio de la estabilidad de la atmósfera: análisis preliminar del diagrama termodinámico de las 12z del día 28.

- Caracterizar los efectos de las ondas de montaña por medio de cortes verticales de velocidad horizontal, vertical y TKE; detectando las zonas de máxima intensidad de viento y turbulencia mecánica en la troposfera baja.

- Verificación de los resultados del modelo frente a los datos de varias estaciones meteorológicas terrestres y del área de estudio.

CARACTERIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO (TENERIFE – GÜIMAR)

Tenerife es la mayor de las siete islas que componen el archipiélago Canario; está situada entre los paralelos 28º y 29º N y los meridianos 16º y 17º W, ligeramente al norte del Trópico de Cáncer, y ocupa una posición central entre las islas de Gran Canaria, La Gomera y La Palma.

Fig 1a. Isla de Tenerife. Detalle del perfil topográfico entre el valle de La Orotava y el valle de Güimar (línea azul y cuadro inferior izquierdo).

La isla se encuentra a algo más de 300 km del continente africano y a unos 1.000 km de la península Ibérica. Tiene una superficie de 2.034 km2 y forma triangular. Si trazamos una línea que vaya desde el macizo de Anaga, que está al Noreste, hacia las Cañadas, que está en el centro, y de aquí enlazamos con el macizo de Teno, al Noroeste, hemos logrado señalar la trayectoria del espinazo de la isla donde por un lado y otro se descuelgan las vertientes Norte y Sur. Desde esta gran divisoria parten todos los barrancos que llegan a las costas de ambas vertientes (fig1a). Partiendo de la Cordillera Dorsal, antes de Izaña, se abren dos depresiones, una hacia el Norte y otra hacia el Sur, que forman los valles de La Orotava y Güímar (fig1b), respectivamente, son los más importantes de la isla.

Fig 1b. Detalle Valle de Güimar.

Güímar está situado en un valle o depresión que, de acuerdo con la mayoría de los geólogos, es producto de un derrumbe de material volcánico al mar (fig1c y d). El municipio de Güímar tiene dos partes bien diferenciadas cuya separación física es la Ladera de Güímar, precisamente el límite del derrumbe marino, estas dos partes son el propio Valle de Güímar y la Comarca de Agache.

Fig 1c. Valle de Güimar, isla de Tenerife. Mirando desde el NW aproximadamente.

Fig 1d. Valle de Güimar, isla de Tenerife. Mirando desde el ESE aproximadamente.

TURBULENCIA INDUCIDA A CAPAS BAJAS ASOCIADA CON ONDAS DE MONTAÑA

Hasta ahora, a partir de los resultados preliminares del modelo MM5, se ha podido explicar la intensificación del viento por causas ligadas fundamentalmente a la orografía. Sin embargo, aún quedan algunas incógnitas sobre los efectos de la perturbación sobre el Valle de Güimar, Tenerife.

- Breve introducción

Si imaginamos un flujo que incide sobre una barrera montañosa, por una parte, el flujo se puede ver forzado a superar el obstáculo por encima, rodeándolo, canalizándose por pasos existentes en la barrera, o incluso se puede quedar bloqueado a barlovento (fig2). Los factores fundamentales que determinan el comportamiento del flujo frente a un accidente orográfico son:

- La estabilidad del flujo incidente sobre la barrera orográfica (estabilidad vertical de la atmósfera).

- La velocidad del flujo incidente.

- Las características topográficas del terreno.

Fig 2. Perturbación orográfica de un flujo (Bougeault et al., 1990).

Cuando el flujo supera la barrera montañosa por encima, se produce en determinadas circunstancias, un fenómeno meteorológico conocido con el nombre de “ondas de montaña”, fenómeno, que centrará gran parte de esta segunda parte del estudio preliminar.

Este fenómeno es bastante importante debido a la turbulencia que lleva asociada en niveles mesoescalares y microescalares. Asimismo, muchos autores han estudiado la influencia de la montañas sobre el flujo atmosférico, Smith (1979), Smolarkiewivz and Rotunno (1989), Queney (1948), Hoinka (1985), Miranda (1990). Otros han destacado la importancia de éste, a los problemas que plantea en la navegación aérea.

- ONDAS DE MONTAÑA

Un flujo tiende a superar una barrera orográfica por encima en lugar de rodearla cuando la longitud del accidente orográfico es importante, la velocidad normal a la barrera es elevada y la atmósfera presenta una estratificación generalmente estable, o condicionalmente estable

Se distinguen dos tipos de ondas de montaña: las ondas de gravedad y las ondas de sotavento (fig3):

Las ondas de gravedad se forman encima de las montañas y se propagan verticalmente pudiéndose extender por toda la troposfera, e incluso por la estratosfera. La presencia de nubes lenticulares, en la troposfera media-alta, es normalmente el indicador de la formación de la onda de gravedad.

Cuando se produce ondulación en el flujo a sotavento de la montaña se habla de desarrollo de ondas. Normalmente, las ondas a sotavento se encuentran confinadas en la vertiente de sotavento del obstáculo. En este caso, la presencia de nubes lenticulares en la troposfera baja-media, espaciadas regularmente, es el indicador de la formación de ondas a sotavento confinadas. Los dos tipos de ondas de montaña se pueden producir simultáneamente, observándose un solapamiento de ambos fenómenos.

Fig 3: Onda de gravedad (izq,) y onda de gravedad a sotavento (dcha,) (Whitemann, 2000).

PERO... ¿POR QUÉ SE ONDULA EL FLUJO?

Fundamentalmente, cuando una parcela de aire es desplazada desde su posición inicial, debido a un obstáculo mecánico, una fuerza de restauración hace que vuelva a su posición inicial. A continuación esta parcela debido a la inercia, generalmente, tiende a sobrepasar su nivel de equilibrio inicial y se mueve en dirección opuesta al desplazamiento inicial impuesto, creándose una oscilación alrededor de la posición de equilibrio, hasta que consiga finalmente volver a su posición de equilibrio o reposo (fig4).

Fig 4. Evolución de una parcela de aire (cuadrado en violeta). En el estado: (a) la partícula se encuentra en reposo, (b) la partícula interacciona con la montaña y comienza un movimiento oscilatorio, (c) la partícula comienza a perder energía y tiende al equilibrio y (d) partícula nuevamente en reposo. Fuente Comet.

De este modo se constituye una onda que se propaga desde su fuente o región de formación (habitualmente cadenas montañosas). La fuerza de restauración y el medio de propagación son dos de los elementos fundamentales.

Las características físicas de la onda de montaña dependen de las variaciones en la velocidad y la estabilidad del flujo incidente (fig5). Cuando un flujo estable se ve forzado a superar un obstáculo orográfico se pueden producir tres patrones distintos en función de las características del perfil de vientos:

• Vientos débiles y constantes en altitud: Formación de ondas a sotavento poco desarrolladas y estrechas.

• Vientos más intensos y con un incremento moderado de la velocidad en altitud: Se forma un remolino a sotavento que no se propaga con su eje paralelo al obstáculo orográfico.

• Vientos fuertes y con incremento en altitud: Formación de ondas a sotavento con elevada amplitud e importante propagación a sotavento.

Fig 5. Tipos de flujos sobre la montaña: (a) flujos débiles y constantes; (b) flujo mas intenso; (c) flujo fuerte y con incremento en altitud. Los vectores de la izquierda indican el perfil vertical del viento horizontal. (After Förchgott, 1949).

En determinadas situaciones de estabilidad, velocidad del flujo y características del flujo se puede producir velocidades elevadas a sotavento en los niveles más bajos, mientras que en altitud se forma una región donde se rompe la onda de montaña con elevada turbulencia, y un repentino salto en las líneas de corriente asociado a un salto hidráulico.

- BREVE FORMALISMO MATEMÁTICO

Como hemos mencionado anteriormente, si una masa de aire se encuentra en una atmósfera establemente estratificada, al separarla verticalmente de su posición de equilibrio comenzará a oscilar como consecuencia de la existencia de fuerzas de inercia y de gravedad.

La naturaleza de la oscilación natural fue analizada por Brünt (1927), demostró que para una oscilación vertical simple en la atmósfera el periodo del desplazamiento de una partícula en la vertical es:

donde ? es el “laptse rate”, que es positivo cuando la temperatura (T) disminuye con la altura. En una atmósfera isoterma (? = 0) y el periodo de oscilación para T=300 K es de menos de 6 minutos.

Si una partícula de aire se mueve horizontalmente con una velocidad U, entonces la forma de la longitud de la onda vendrá dada por

Con valores de T= 250 K, ?= 0.006 K m^-1 y U = 20 m/s, l ? 10 km es el valor observado frecuentemente en la onda a sotavento. l es conocida como “longitud de onda natural” de la corriente de aire. Se observa en la ecuación anterior que la longitud de onda es función de la estabilidad vertical y la velocidad del viento en la horizontal. En situaciones de fuerte es abilidad y velocidades débiles favorece longitudes de onda cortas, mientras que en entornos de pequeña estabilidad y fuertes vientos encontraremos longitudes de ondas mayores.

• Longitud de onda

Las ondas individuales de sotavento, pueden ser descritas en términos de longitud (l) y de amplitud (A) de onda. La longitud de onda se define como la distancia entre dos valles o dos crestas de estas (fig6).

Fig 6. Amplitud y longitud de onda

La siguiente figura, fig7, muestra cuales son la relación entre la longitud de onda de 26 casos de ondas a sotavento y la correspondiente velocidad media medida en las capas que contribuyen a la longitud de onda analizada (Corby 1957a).

Fig 7. Relación entre el viento medio de la troposfera y la longitud de onda de las ondas a sotavento. Los puntos corresponden a los datos de Corby (1957a). Los triángulos están referidos a datos procedentes de imágenes de satélites. La línea 1 representa la recta de regresión de la longitud de onda sobre el viento medio; la línea 2 es la recta de regresión del viento medio sobre la longitud de onda. (After Anderson, 1966.)

En base a las salidas gráficas del MM5 (fig8), podemos destacar que la longitud de onda (l) caracterizada por el modelo es del orden de 0.15º (l = 16.7 km).

Teniendo en cuenta que la velocidad media estimada por el Centro Nacional de Huracanes para Delta era de 60kt (unos 30 m/s) de vientos sostenidos (día 28 a las 18z), podemos hacer una analogía en base a los resultados de Corby (1957) (fig7), Fritz (1965) y Andersen (1966) y suponer esa misma relación lineal entre el viento medio de la troposfera y la longitud de onda a sotavento, obteniendo un resultado entorno a los 15 km de longitud de onda, según la gráfica anterior.

Podemos concluir por tanto, que la longitud de onda que propone el modelo es coherente con los resultados experimentales de Corby et al,. No obstante, más adelante se cruzarán con datos objetivos y procedentes del satélite GOES-12 (fig17).

Fig 8. Corte vertical de la isla de Tenerife a la latitud 28.35ºN. Salida prevista para las 0100z del 29 de noviembre, correspondiente al análisis del día 28 de Noviembre a las 12z. Se pone de manifiesto la generación de ondas de montaña a sotavento de la isla. Líneas de color negro representan líneas de corriente (streamlines), las velocidades verticales (en m/s) asociadas a las ondas vienen representadas en isotacas (en colores).

• Amplitud

Asociada a la longitud de onda encontramos la amplitud de esta; la cual se define como la mitad de la distancia vertical entre una cresta y un valle. (fig6). El rango de la amplitud de onda está comprendido desde pocos centenares de metros hasta sobre los 2 km. Normalmente los máximos valores de amplitud son de 0,3-0,5km.

Según la siguiente salida gráfica del MM5 (fig8), podemos comprobar que para una de las ondas, su amplitud está en el rango aproximando de A » 0,34km.

Similarmente a la longitud de onda, la amplitud de las ondas también varía con la altitud, pero no necesariamente en la misma relación como lo hace la longitud. Bajo determinadas condiciones atmosféricas, las cuales establecen la longitud de onda natural, la amplitud es la mayor cuando la longitud de onda está más cercana a la forma del obstáculo. Según los estudios de Starr y Browning (1972) para varios casos de estudio sobre el Sur de Gales, las máximas amplitudes de 0.3-0.5km se encuentran en una altitud de unos 2km, con valores inferiores de ésta por encima y por debajo de esta altura (la altura de la inversión, es una importante característica como se muestra más adelante) (fig9).

Fig 9. Diagrama esquemático de las características observadas de las ondas a sotavento; frente a al perfil vertical de temperatura y de viento. Características de las ondas por medio de su longitud y amplitud (Wallington's. 1960). (a) Föehn; (b) nube rotor; (c) altocúmulo lenticular y (d) cirros.

• Velocidades Verticales

Los valores normales de velocidad vertical dentro de las ondas son del orden de 2-6m/s, pero en casos extremos pueden ser de hasta 15m/s. En el estudio de Corby (1957a), proporciona una relación preliminar entre la longitud de onda y las máximas velocidades verticales medidas.

Este estudio sugiere que para esta particular área, los máximos valores de viento vertical se encuentran en el rango de longitudes de onda de 13 km (fig10). Por debajo y por encima de este valor de longitud de onda se registran velocidades verticales de viento inferiores a este máximo. Corby sugiere que esto debe ser debido probablemente a una clase de efecto de resonancia que ocurre entre la longitud natural del flujo combinado con la dominante longitud de onda de la componente topográfica.

Suponiendo una relación similar a la del estudio de Corby (1957a), quizás pueda ser explicado los vientos máximos pronosticados de 15 m/s debido a un efecto de resonancia.

Fig 10. Relación entre las máximas velocidades verticales y la longitud de onda.

• Condiciones atmosféricas adecuadas para la formación de ondas

Muchos estudios de observaciones en distintas partes del mundo dejan claro, que dado un obstáculo adecuado, la generación de ondas de montaña cuenta con dos características atmosféricas: la estabilidad vertical y el viento. De muchas de las observaciones se extrae que es necesario, al menos para fuertes ondas, una marcada estabilidad en los niveles donde el flujo está perturbado por la topografía (fig13). Las máximas amplitudes de las ondas de montaña se alcanzan normalmente en algún sitio cerca de las capas de mayor estabilidad, por tanto, en el siguiente apartado analizaremos el sondeo termodinámico, de la estación del Valle de Güimar.

• Sondeo

Fig 11. Sondeo de Güimar. 28 de Noviembre de 2005 a las 12UTC.

Es una lástima que la estación de radiosondeos no estuviera localizada a barlovento, de esta manera se hubiera evitado una parte del perfil vertical “empañado” por la presencia de montañas y barrancos.

La mayor parte del sondeo oscila entre lo absolutamente estable o lo condicionalmente estable. Se percibe la masa de aire tropical relacionada con la perturbación Delta, debido a la proximidad de los perfiles de temperatura (línea roja continua) y de humedad (línea roja discontinua) (fig11).

La fuerte inversión localizada en capas bajas, pudo estar motivada bien por un calentamiento adiabático o compresión adiabática si interaccionó parte de la estructura descendente de la onda sobre la estación de radiosondeos de Güimar (efecto local) o por la diferencia de temperaturas entre la masa de aire tropical en niveles medios/bajos y las temperaturas frescas oceánicas de niveles bajos.

Asimismo, se advierte que se trata de una advección cálida por el sentido de giro del viento con la altura. Pero las temperaturas tampoco son particularmente cálidas, por lo menos para esta hora del día.

El software utilizado en el análisis del sondeo ha sido la herramienta: RAOB (RAwinsonde OBservation Program) en su versión 5.6.

TKE: ENERGÍA CINÉTICA TURBULENTA

La Energía Cinética Turbulenta (en adelante, TKE) es una de las variables más importantes en meteorología aeronáutica, ya que representa una medida de la intensidad de turbulencia. Está directamente relacionada con el transporte de momento, calor y humedad. Así los flujos se evalúan a través de la TKE.

De las opciones disponibles para la parametrización de la capa límite planetaria (en adelante, PBL) en el MM5, sólo las que resuelven la ecuación para la TKE son las de Burk Thompson, la Eta y la Gayno-Seaman.

En la atmósfera existen escalas espaciales en las que se crea energía y otras en las que se disipa en forma de calor. Van del orden de metros (microescala) hasta kilómetros (mesoescala). La energía que mantiene el régimen turbulento se toma de los fenómenos a mayor escala, es decir, las escalas temporales y espaciales turbulentas máximas son comparables a las fuentes energéticas.

Por ejemplo, un edificio puede crear turbulencias con una escala temporal de segundos y una escala espacial de decenas de metros. El movimiento turbulento se desarrolla en forma de cascada de remolinos, de forma que la energía no se acumula en las grandes escalas, sino que los remolinos turbulentos de mayor tamaño se van transformando en remolinos cada vez más pequeños hasta alcanzar un tamaño comparable al molecular, momento en el que ceden toda su energía a las moléculas que la disiparán en forma de calor.

La medida del valor de la TKE supone una medida de la intensidad y efectividad de la turbulencia.

La turbulencia y velocidades verticales asociadas a las ondas de montaña pueden ser tan intensas como las encontradas en las corrientes ascendentes y descendentes de tormentas activas; pudiéndose llegar a medir aceleraciones del orden de 6 veces la de la gravedad.

Predicción de turbulencia en niveles medios y bajos

La forma más común de evaluar la turbulencia, es estimando su energía cinética. La mayor parte de los modelos de predicción numérica, han de manejarla para considerar la cantidad de energía cinética del movimiento atmosférico que se disipa a escalas sub-rejillas, pues de otro modo, el modelo se puede convertir en inestable.

La TKE, formalmente se define como la energía cinética debida a las fluctuaciones de la velocidad del movimiento medio. La ecuación de equilibrio que gobierna su existencia presenta la siguiente forma:

Dentro de la PBL, las fuentes principales de TKE son la inestabilidad o presencia de grandes gradientes de temperatura, la insolación y la existencia de fuertes vientos perturbados por los obstáculos de la superficie terrestre; en suma, la turbulencia térmica originada por flotabilidad y la mecánica asociada a cizalladura. Esta energía cinética puede ser transportada a otros niveles y finalmente se disipa por fricción molecular con una velocidad proporcional a TKE3/2.

El uso de este parámetro no queda limitado a la PBL, pues toma también valores notables en niveles superiores cuando existe fuentes turbulentas, asociadas generalmente a números de Richardson bajos, o lo que es lo mismo, a zonas de cizalladura en entornos estables (frecuencias de Väisällä altas) (fig14).

SALIDAS GRÁFICAS

Fig 12. Esquema de la localización de vientos máximos registrados en la isla de Tenerife al paso de la perturbación (flechas rojas).

En la siguiente “animación” se muestra la formación y posterior evolución de las Ondas de Montaña, que afectaron al valle de Güimar, en la noche del día 28 prolongándose hasta la madrugada del día 29 de Noviembre. Representación de los streamlines (líneas de corriente, en negro) y velocidades verticales (en m/s) en un corte de la isla de Tenerife a la latitud de 28.35ºN. La animación comienza el día 28 de Noviembre a las 1930z y finaliza el día 29 a las 0330z.

Fig 13. Representación del campo de viento horizontal (m/s – líneas de colores) y líneas de corriente (color negro). Corte vertical de la isla de Tenerife a la latitud de 28.35ºN. Nótese como el flujo es perturbado por la presencia de lo orografía. Pulsar aquí para ampliar.

Fig 14. Representación del parámetro TKE (energía cinética turbulenta). Corte vertical de la isla de Tenerife a la latitud de 28.35ºN. La TKE encontrada precisamente en el área de análisis donde se encuentra la topografía más compleja, nos revela la presencia de turbulencia de origen mecánico. Pulsar aquí para ampliar.

Para localizar la formación de ondas se han propuesto distintos métodos. Koch and O´Handley (1997) introducen un índice de análisis (DF) que ayuda a determinar el área óptima en la formación de ondas.

Dicho índice se basa en el cálculo diferencial de la temperatura potencial y potencial equivalente en varios niveles de presión. Este índice localiza la formación de ondas en el área de interés, valle de Güimar (Tenerife) (fig15).

Fig 15. Índice DF, indica zonas favorables para la formación de ondas de montaña (valores positivos presencia de ondas de montaña, negativos inhibición de estas), nótese como en la imagen de la derecha, se aprecia una alta probabilidad de ondas de montaña. Pulsar aquí para ampliar.

Fig 16. En la siguiente figura podemos observar varios máximos de viento a modo de barras equidistantes (arriba a la izq). Estos máximos corresponden con los observados también en el corte vertical que se presenta en la misma imagen (abajo drcha). En otras palabras, los puntos a, b y c, corresponden a máximos de vientos que se inducen hacia la superficie y que se encuentran ligados a las ondas de montaña generadas por el relieve de Tenerife.

La imagen corresponde a la salida prevista del día 28 a las 23z.

La presencia de nubes lenticulares en la troposfera baja-media, espaciadas regularmente, es el indicador de la formación de ondas a sotavento confinadas.

Si realizamos un análisis objetivo de la imagen de satélite siguiente (fig17), se llega a la siguiente conclusión. Por un lado si usamos la escala anexa en ésta: 2º de longitud corresponden a 130 unidades de dicha escala, por otra, del tren de ondas (rectas de color rojo y amarillo alternadas) se puede deducir la longitud media en 10 unidades de dicha escala (tomamos la media: l=30unidades/3). Por tanto, la longitud de onda media captada por la imagen de satélite es de l=0.15º; es decir: l=16.7km. Esta longitud está bien simulada por el modelo (ver fig8), si tomamos la primera onda que se forma a sotavento de Tenerife (valle de Güimar).

Fig 17. Imagen de satélite GOES-12, en su canal visible del día 29 a las 8.45 UTC. Se observa perfectamente el “tren de ondas” generado a sotavento de la isla de Tenerife.

A modo de ejemplo hemos seleccionado dos estaciones de Agrocabildo (www.agrocabildo.com), situadas en los municipios de Arico (estación Arico-01) y Granadilla (estación SMIG), contrastándose sus medidas de viento con las salidas del modelo durante los días 28 a las 00z y finalizando el 30 Noviembre a las 00z.

Fig 18: Estación Arico-01, medidas de estaciones: (+) frente a las salidas previstas de MM5: (?)

Fig 19: Estación SMIG, medidas de estaciones: (+) frente a las salidas previstas de Salidas de MM5: (?)

El modelo reproduce con bastante fiabilidad, el incremento de la velocidad del viento ocurrido durante la perturbación (últimas horas del día 28). La correlación en el descenso (primeras horas del día 29) no es tan buena, pero sí se reproduce el comportamiento del parámetro (fig18 y 19).

Podemos concluir que el comportamiento del modelo, a muy alta resolución, ante un horizonte de predicción de 24 horas, es satisfactorio.

CONCLUSIONES FINALES

1.- Después de la realización de varios experimentos numéricos, con distintas configuraciones, el MM5 pronostica la generación de ondas de montaña a sotavento de la isla de Tenerife, captando una longitud de onda l = 16.7 km y amplitud del orden de 0.34 km. A través de la imagen de satélite, se ha podido comprobar la bondad del modelo ante la generación de dichas ondas, como la longitud de éstas. En otras palabras, modelización y observación satelital coinciden.

2.- Las altas velocidades horizontales (40m/s) y verticales (15m/s) pronosticadas por el MM5, en el Valle de Güimar, nos da una idea de la posibilidad de un efecto de resonancia generado por el relieve de la isla y del porqué de los efectos de la perturbación en esa zona (destrozos).

3.- La turbulencia mecánica (TKE) prevista sobre el Valle de Güimar y ligada a la onda de montaña, da una idea de la existencia de fuertes vientos perturbados por los obstáculos de la superficie terrestre.

4.- Por último, podemos concluir, que la consistencia del modelo ha sido evaluada satisfactoriamente a través del formalismo matemático y estudios en otras partes del mundo, así como a través de la imagen de satélite (GOES-12) en su canal visible del día 29 de noviembre. Todo esto apoya y sustenta el pronóstico del MM5 sobre la generación de las ondas de montaña.

A la espera del estudio final, concluimos esta segunda y última parte del estudio resaltando vientos intensos del orden de 160 km/h (44 m/s) (29 de noviembre a las 0240z), ligados a una estructura fundamentalmente dinámica (onda de montaña), que además coincide en el espacio, esto es, Valle de Güimar (Tenerife), nuestra área de estudio.

El estudio final, se encuentra en periodo de revisión.

REFERENCIAS

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