Una ciclogénesis de Génova poco típica

Situación de inicios de noviembre de 2017

Las predicciones a medio plazo de los modelos globales, para el día 6 de noviembre de 2017 apuntaban, parecía, a una ciclogénesis de Génova típica, habitual. Al acercarse el momento, no obstante, la evolución resultó distinta, a pesar de conducir a un resultado final muy semejante, al menos en los niveles atmosféricos más bajos. En la figura 1 se comparan los mapas previstos a nivel del mar, 850 hPa y 500 hPa, para el día 6 a las 00 UTC, por el modelo GFS, en la presentación de Ogimet.com, a 120 horas vista (izquierda) y a 12 horas vista (derecha).

Pese a que 120 y 12 horas son dos plazos de predicción muy distintos (medio plazo largo y plazo muy corto, respectivamente, en ambas pasadas, para las 00 UTC de día 6 de noviembre de 2017, se ha previsto, a nivel del mar, una bien definida borrasca (o depresión, o ciclón, como se prefiera) en el Mediterráneo, con situación semejante (centrada hacia el golfo de Génova o Mar Ligur) y profundidad también semejante (1004 hPa es la isobara cerrada más cercana al centro de la depresión). Aparentemente es, en ambas predicciones, la típica borrasca de Génova, inducida en gran parte por los Alpes (más adelante nos referiremos, en general, a las borrascas típicas de Génova). Pero hay diferencias entre ambas predicciones.

La primera diferencia aparece ya en los mapas a nivel del mar, concretamente en la distribución de precipitación: a 120 h vista hay una ondulación marcada de la banda de precipitación asociada a la borrasca mediterránea, apuntando hacia su centro, que a 12 horas vista no se ve. De algún modo esa ondulación puede estar sugiriendo una ondulación paralela de una zona frontal (o baroclina). De hecho, en 850 hPa se ve, a 120 horas vista, una marcada ondulación de la franja de más rápido cambio de temperatura o zona frontal, con aire cálido sobre todo el norte de Italia, a sotavento de los Alpes, y aire frío a barlovento de los Alpes, extendiéndose sobre el Mediterráneo occidental. Esta ondulación está mucho menos clara en la predicción a 12 horas vista.

Los mapas más diferentes, en cualquier caso, son los de 500 hPa. En ambos rangos de predicción hay un largo eje de vaguada, en posiciones no muy diferentes, pero con intensidad y estructura claramente distintas. En la predicción a 12 horas vista (presumiblemente la más fiable, por cercana a la realidad), la vaguada es mucho más compacta y profunda, particularmente en la zona que atraviesa el golfo de León. De hecho, en esa zona hay un mínimo de geopotencial de unos 5430 m, mientras en la predicción a 120 h vista no se bajaba de los 5560 m. Las temperaturas también están en correspondencia: unos -22°C en la predicción a 120 h vista, en la zona del golfo de León, frente a -28/30°C en la predicción a 12 h vista. A pesar de que el resultado, en términos de morfología de la depresión resultante, no sea muy distinto, factores ligados a una potente perturbación en altura parecen haber sido, en la realidad (o a plazo muy corto), más importantes para la ciclogénesis que la ondulación de la franja frontal o baroclina, que la predicción a plazo más largo hacía pensar que iba a ser el factor clave, como se considera que ocurre en las ciclogénesis de Génova más típicas.

Ciclogénesis de Génova y otras ciclogénesis mediterráneas

Conviene no olvidarlo: ciclogénesis significa, simplemente, proceso de formación (génesis) de un ciclón, entendido en su sentido más genérico. Ciclón es lo mismo que depresión o zona de bajas presiones relativa; borrasca, si es lo bastante intenso como para llevar asociado tiempo revuelto. Cuando se dice ciclón, genéricamente, no hay que pensar en huracanes o tifones, es decir, en ciclones tropicales de gran intensidad.

Resulta que la zona con más concentración de ciclogénesis en el mundo, en invierno, es el Mediterráneo occidental, por obra y gracia, particularmente, de las ciclogénesis de Génova. Al menos eso es lo que dice el mapa construido por Sverre Pettersen, en 1956, en base al estudio de miles de mapas de superficie, analizados subjetivamente, a gran escala. No quiere ello decir que en el Mediterráneo haya más borrascas que en el Atlántico, en su conjunto, sino que en el Mediterráneo occidental está el nido de borrascas más activo, donde se generan más ciclones por unidad de superficie.

Aunque el trabajo de Pettersen tiene poca resolución espacial, podemos anticipar –como resultado de otros muchos trabajos posteriores, que no citaremos,- que, dentro del Mediterráneo occidental, la mayor frecuencia de ciclogénesis corresponde a la zona del golfo de Génova, sur de los Alpes o Mar Ligur. A esa ciclogénesis, normalmente llamada de Génova, también se la conoce como ciclogénesis alpina. Las ciclogénesis de Génova, no sólo son las más frecuentes del Mediterráneo occidental, sino que suelen ser las más intensas (salvo excepciones contadas, pero importantes). La preponderancia de la ciclogénesis de Génova o alpina en el Mediterráneo es tan grande que, durante muchos años, cuando se hablaba de ciclogénesis mediterránea o de ciclones mediterráneos, se pensaba en las bajas de Génova, frecuentemente extendidas al Tirreno después de su formación.

Dicho sea de paso, las borrascas de Génova son la clave más frecuente del sistema de vientos más importante de todo el Mediterráneo, que incluye el Mistral provenzal, la Tramontana rosellonesa, ampurdanesa y balear, el Cierzo de Aragón y el Mestral del sur de Catalunya.

¿Cómo se forman y porqué son tan frecuentes e importantes las ciclogénesis de Génova? Podríamos empezar diciendo que son, esencialmente, ciclogénesis frontales (o baroclinas), típicamente extratropicales, aunque muy conducidas y condicionadas por la orografía (alpina), con influencia sólo secundaria de la liberación de calor latente de condensación.

Cabe recordar, viendo la figura 5, la génesis y evolución de los ciclones frontales, según el modelo conceptual desarrollado por la Escuela Noruega de Meteorología, en los años veinte del siglo pasado. El crecimiento espontáneo de las ondulaciones inicialmente pequeñas de una zona frontal o baroclina es a lo que llamamos ciclogénesis frontal o baroclina y se puede interpretar como la manifestación de la llamada inestabilidad baroclina, la inestabilidad que supone la yuxtaposición de dos masas de aire diferentes. La ciclogénesis es tanto más rápida y profunda como lo sea el contraste de masas de aire, llamado baroclinidad.

Cabe añadir a lo dicho en el pie de figura que el Frente Polar no suele ser una línea continua y recta, sino que suele presentar ondulaciones, discontinuidades y, a veces, duplicaciones. Por la discontinuidad tierra-mar y por la orografía, que suponen separación de masas de aire, se podría decir que en el Mediterráneo no es raro que haya una duplicación del Frente Polar (a la que Josep Maria Jansà llamó frente mediterráneo. Normalmente está al sur de la línea frontal principal. El frente mediterráneo hace de esa región una zona candidata a generar ciclones baroclinos. Si el que llega es el frente principal, su baroclinidad puede intensificarse.

Hay varias maneras de que en un punto de una zona frontal se inicie una ondulación. Una de esas maneras da lugar a la que se conoce desde antiguo como ciclogénesis secundaria: una nueva ondulación empieza en un punto de una zona frontal en la que ya existe una ondulación previa (principal o primaria), por ejemplo, por interacción con la orografía. La Escuela Noruega (Bjerkness y Solberg, 1922) no dudó en calificar la ciclogénesis mediterránea (de Génova) como ciclogénesis secundaria de los grandes ciclones atlántico-europeos, producida en el extremo sur del frente frío asociado a la borrasca principal, cuando éste choca con las montañas (los Alpes) en su avance hacia el interior de Europa. Según los noruegos, el proceso sería análogo al de la generación de los ciclones de Skagerak. En las ciclogénesis de Génova los Alpes jugarían el papel que juegan los Alpes Escandinavos en las ciclogénesis de Skagerak, incluso con más eficiencia, dada la potencia de los Alpes.

Cuando el frente frío de una gran borrasca atlántico-europea llega a los Alpes, una parte del aire frío postfrontal queda bloqueado en las montañas y se desvía hacia el sur, entrando en el Mediterráneo, mientras otra parte remonta la cordillera, cayendo a sotavento, en cascada cálida. El aire a sotavento resulta ser una burbuja cálida, que, ya de por sí, implica una depresión incipiente (o germen de borrasca). Además, la banda frontal queda deformada (ondulada) y estrechada, con aumento de baroclinidad, lo que supone un potencial ciclogenético típicamente baroclino hacia el Mar Ligur.

La borrasca formada en esa zona tiende a expandirse hacia el nordeste, interaccionando con la depresión alpina de sotavento, previa, e intensificándose. Ese planteamiento, que incluye la idea de una ciclogénesis en dos fases, explícitamente expuesta por los científicos italianos Buzzi y Tibaldi, en 1978, y la idea de una ciclogénesis asociada con la deformación frontal, ya avanzada por la Escuela Noruega y que había sido redefinida, en base a nuevas ideas sobre la ciclogénesis, por el profesor serbio Djuro Radinovic, en 1959, explica mucho sobre la ciclogénesis de Génova, sobre cómo se forma y la frecuencia con que se forma.

La compleja orografía mediterránea y las discontinuidades térmicas o de flujo térmico entre tierra y mar tienden a crear, deformar o intensificar frentes, generando potenciales ciclogénesis baroclinas, muchas veces sobre gérmenes previos o depresiones incipientes, en otras zonas del Mediterráneo. Son conocidas las ciclogénesis de Mar Balear o golfo de León o las de la zona entre Palos y el mar de Argelia. El hecho de que los Alpes sean un relieve más potente que los otros que circundan el Mediterráneo occidental y que, por latitud, sobre ellos es más probable que pasen frentes que sobre otras zonas de la región, hace que las ciclogénesis de Génova sean las preponderantes.

Un célebre trabajo publicado por el gran Bryan Hoskins, en colaboración con McIntyre y Robertson, en 1985, revolucionó conceptos en materia de ciclogénesis baroclina. El modelo conceptual establecido por los citados autores asociaba muchas ciclogénesis con la superposición de un “embudo de rotación”, normalmente asociado a un hundimiento de la tropopausa, (una anomalía de vorticidad potencial, en otras palabras) y un frente (o franja baroclina), favoreciéndose una ondulación (o rotación) inicial en el frente. Una y otra perturbaciones interactuarían, potenciándose mutuamente, hasta formar toda una columna de vorticidad (o rotación), es decir, un ciclón o borrasca tridimensional, completo. Mejor aún si sobre la zona frontal, o delante de ella, hubiera un germen de depresión, una depresión somera inicial, tal vez orográfica, tal vez térmica.

Las costas mediterráneas son frentes en potencia o zonas donde los frentes pueden intensificarse, además de ser nidos de gérmenes de depresión. La llegada de una anomalía de vorticidad potencial (una vaguada o una baja cerrada en altura) es fácil que genere ciclogénesis al llegar al Mediterráneo. Dado el desplazamiento probable de las depresiones formadas, no es difícil que una depresión nacida en el Mar Balear, o en el golfo de León, o en el Mar de Argelia acabe convergiendo hacia el Mar Ligur, o el gofo de Génova o el Mar Tirreno, aparentando ser un ciclón de Génova, simplemente trasladado, o recrecido por acumulación de factores.

En el Mediterráneo hay muchos gérmenes depresionarios. Algunos se convierten en ciclones importantes y profundos. Ello puede ocurrir en la zona del Mar de Argelia o hacia el Mar Balear o golfo de León o en Génova y Mar Ligur.

La figura 11 muestra un ejemplo: una anomalía de vorticidad en altura (embudo de rotación) se superpone a una depresión incipiente en el Mar de Argelia y da lugar a una borrasca profunda.

Lo que parece haber sucedido justo antes del 6 de noviembre de 2017 es que una ciclogénesis del golfo de León se anticipó a lo que podía haber sido una ciclogénesis de Génova, porque la superposición entre el núcleo de vorticidad en altura y el frente asociado a la borrasca europea ocurrió justo antes de que el frente llegara a los Alpes: sobre la zona del golfo de León y mar de Provenza. De ahí, la borrasca nueva, mediterránea, formada pasó a la zona de Génova y Mar Ligur, donde estaba situada el 6 de noviembre a las 00 UTC.

Agustí Jansà Clar, meteorólogo