Parte I. Depresiones derivadas del frente Intertropical (Capítulo IX)

Nota de la RAM. La RAM tratará, en la medida de lo posible, recuperar textos históricos meteorológicos antiguos, que por su importancia serán expuestos en la revista. Se presenta este artículo realizado por Inocencio Font Tullot. “Condiciones normales de la circulación general de la atmósfera y factores dominantes del clima y tiempo en Canarias. Parte II. Servicio Meteorológico Nacional”. Se han mantenido los apartados del autor adaptándolos a los formatos de la RAM. Nótese las alusiones a las antiguas posiciones de España en el continente africano.

Las Islas Canarias se encuentran situadas en latitudes subtropicales, áreas de transición donde las irrupciones de perturbaciones de latitudes altas o polares y de latitudes más bajas o tropicales pueden causar fenómenos adversos, especialmente asociados a precipitación y viento. Uno de estos casos lo constituyen las perturbaciones ciclónicas que se derivan de la Zona de Convergencia Inter Tropical, ZCIT, y que se dan únicamente en las latitudes Canarias por sus características geográficas y meteorológicas.

En la circulación general de la atmósfera se distingue una zona que circunda la Tierra a bajas latitudes hacia la que convergen desde ambos hemisferios las corrientes de aire de la troposfera inferior. En las regiones predominantemente oceánicas dichas corrientes convergentes están constituidas por los alisios, pero sobre los continentes una de ellas está sustituida por una masa de aire continental de movimiento más bien lento, mientras que la otra es ahora una corriente monzónica, formada por los alisios del hemisferio opuesto que han sido desviados por la rotación de la Tierra. En los océanos, la zona de convergencia de ambos alisios queda entre los 10º y los 15ºN., pero sobre los continentes el límite de separación entre la corriente monzónica y la masa de aire continental puede desplazarse en verano hasta los 20º ó los 30º N.

Una zona semejante de convergencia es favorable para la formación de un frente, si las masas de aire de ambas corrientes presentan distintas propiedades. En los océanos, las diferencias de temperatura y humedad entre los alisios de ambos hemisferios son pequeñas por lo que es difícil que pueda establecerse entre ellos una auténtica superficie de discontinuidad; pero sobre los continentes puede haber realmente importantes diferencias entre las propiedades de la masa de aire continental y la de la corriente monzónica. Además, dada la posibilidad de que sobre los continentes dicha zona de convergencia quede muy alejada del ecuador, la relación del viento geostrófico podrá mantenerse con la suficiente aproximación para permitir el desarrollo de una auténtica superficie frontal.

La estructura de dichas superficies frontales sobre los continentes presenta características propias. A bajos niveles, el aire continental es notablemente más caliente que el aire del monzón por lo que aquél se remontará sobre éste; en cambio, a niveles por encima de los 3.000 metros el aire continental es más frío que el monzónico, por lo que será éste el que remonte a aquél. Por lo tanto, en el límite continental del aire del monzón ?posición del frente intertropical sobre la superficie- las nubes forman una capa más o menos continua de estratocúmulos que se extiende bajo la inversión de temperatura, debida a la yuxtaposición del aire continental más caliente; mientras que las masas nubosas de gran desarrollo vertical, propicias a generar lluvias importantes, se presentan en el límite de penetración del aire continental en la masa monzónica. Las lluvias tienen carácter convencional y a menudo van acompañadas e fenómenos tormentosos. La zona de lluvias suele estar situada desde 300 a 800 kilómetros del frente intertropical.

La sección de frente intertropical que más se acerca a las islas Canarias es la que cruza el continente africano durante la mitad estival del año. En la figura 32 (1 en este texto) se tienen las posiciones normal y extrema de dicha sección del frente intertropical que marcan, respectivamente, los límites de las penetraciones normal y extrema del monzón del SW. en el continente. El límite normal queda lo suficiente alejado del Sahara español para que esta región quede prácticamente libre de las lluvias directamente asociadas al frente intertropical. El límite extremo casi alcanza Villa Cisneros, y tierra adentro se extiende bastante hacia el N.; pero, dada la distancia que separa del frente a la zona de lluvias, ésta sólo rara vez alcanza el extremo suroriental del Sahara español. Por consiguiente, la acción directa del frente intertropical en la meteorología del Sahara español y del archipiélago canario es prácticamente nula; la verdaderamente importante es la acción indirecta mediante las perturbaciones que se originan en dicho frente y que luego siguen trayectorias que cruzan el Sahara español y más raramente las islas Canarias.

Esta denominación se debe a los meteorólogos franceses y tiene su motivo en el hecho de ser el Sudán y luego el Sahara las regiones que dichas perturbaciones cruzan en su recorrido. Estas depresiones son de naturaleza análoga a la de los ciclones tropicales, tales como los huracanes de las Antillas, aunque diferenciándose de ellos por ser muchísimo menos intensos.

También sus trayectorias siguen un curso semejante al de los ciclones tropicales: después de desplazarse en el Sudán de este a oeste tuercen hacia el N. y en seguida hacia el NE., cruzando el Sahara. Si al aproximarse al Mediterráneo no han desaparecido aún, pueden llegar a seguir un camino hacia el E. asociados o no a depresiones europeas subsidiarias del frente polar. Si el sentido de la trayectoria llega a tener una componente S., la depresión se rellenará rápidamente al penetrar de nuevo en el Sahara.

Las trayectorias alcanzan latitudes más septentrionales en verano que en invierno, por ser entonces cuando más desplazado hacia el norte se encuentra el frente intertropical. En pleno invierno, sólo pueden alcanzar el Sahara meridional no sólo por lo muy alejado del frente hacia el S., sino también por la frecuencia de las altas presiones en el noroeste de África las cuales bloquean el paso a las depresiones.

Un hecho interesante de las trayectorias de las depresiones sudano?saharianas, es el de girar alrededor de las regiones de altas temperaturas de las capas bajas de la atmósfera sobre el Sudán y el Sahara, las que quedan a la derecha de las trayectorias. Otra característica también muy notable es la de quedar el tramo de la trayectoria que se dirige hacia el N. o el NE. en el lado oriental de masas de aire frío procedentes de altas latitudes.

En la figura 32 (1) también se han trazado los tipos principales de tales trayectorias, indicándose en cada una de ellas la época de mayor frecuencia, según lo establecido por J. Dubief, ver bibliografía. Las más frecuentes son precisamente las más occidentales, lo cual tiene que ver con la circunstancia mencionada de presentarse estas perturbaciones en el borde oriental de masas de aire frío septentrionales, las cuales irrumpen en el Sahara occidental con mucha más frecuencia que en el resto del desierto. Según dicha masa de aire, relativamente frío, se extienda más o menos hacia el E., serán más o menos orientales las trayectorias de las perturbaciones.

Las depresiones que siguen las trayectorias más occidentales son de extraordinario interés en el tiempo del Sahara español, donde la mayor frecuencia tiene lugar al final del verano y comienzo del otoño, principalmente en septiembre. Las perturbaciones que siguen trayectorias del tipo indicado en la figura 39 (no mostrada en este texto) como de otoño, son responsables de las lluvias más importantes del Sahara español.

Respecto al archipiélago canario sólo es alcanzado por dichas depresiones en aquellos casos, poco frecuentes, en que la trayectoria sea tan occidental que llegue a penetrar en el océano; entonces suelen repercutir notablemente en el tiempo de Canarias.

Aunque a las latitudes del Sahara español el desplazamiento más importante de aire relativamente frío en el sentido N?S corresponda a la circulación del alisio, la masa de aire de este viento no parece mostrarse efectiva en el desarrollo de las depresiones sudano?saharianas, si la circulación del alisio mantiene sus características normales. Pero cuando la situación general evoluciona de forma que la masa de aire frío provenga de latitudes más nórdicas y presente un espesor mayor que el normal del alisio, entonces las condiciones se manifiestan más propicias para el desarrollo de dichas depresiones. En pleno verano, como ya vimos anteriormente, no suelen darse las condiciones requeridas en la masa de aire frío, lo cual está de acuerdo con la ausencia de depresiones tropicales en dicha época del año; mientras que en septiembre se dan ya con cierta frecuencia y como por entonces el frente intertropical se encuentra aún bastante al norte, se explica que sea precisamente en dicho mes cuando más frecuentes son las depresiones sudano?saharianas en el Sahara español y en Canarias.

Estas perturbaciones son tanto más efectivas cuanto más fuerte sea el flujo de aire húmedo hacia su seno; al principio, cuando la depresión empieza a desarrollarse en la región del frente intertropical la fuente de aire húmedo la constituye la masa de aire del monzón, presente en el lado sur del frente. Pero a medida que la depresión se vaya internando en el Sahara, de no haber nuevas aportaciones de aire húmedo, llegará un momento en que las lluvias cesarán por completo, quedando entonces la perturbación reducida a un vórtice de aire seco que en los momentos de mayor intensidad puede originar tempestades de arena.

En el Sahara occidental, la presencia de la capa húmeda sobre el vecino océano constituye una fuente en potencia de aire húmedo, de la que se pueden beneficiar tales depresiones de seguir trayectorias lo suficientemente occidentales. Esto explica que las que siguen trayectorias del tipo de otoño se muestren durante una gran parte de su recorrido efectivas en producir lluvias, las cuales, ocasionalmente, pueden llegar a ser bastante intensas, aunque generalmente de corta duración.

Por otra parte, cuanto mayor sea el flujo de aire húmedo, más aumentará la posibilidad de desarrollo de la depresión, debido a la entrada en juego de la energía desprendida al condensarse el vapor de agua. Pero, aun en el caso más favorable de que la trayectoria llegue a correr sobre el mismo océano, la depresión sólo podrá alcanzar una profundidad de unos pocos milibares. Aquí, las circunstancias son muy distintas de, por ejemplo, en las Antillas, donde, al igual que en todas las demás partes del mundo en que los ciclones tropicales adquieren gran intensidad, juegan un gran papel las altas temperaturas de las superficies de los mares sobre los que se desarrolla el ciclón, al hacer factible la presencia de masas de aire extraordinariamente ricas en vapor de agua. Pero en la superficie de las aguas que bañan la costa occidental del Sahara la temperatura es baja, de forma que la depresión que penetre en el, océano por la costa del Sudán y se dirija luego hacia el Norte, se irá desarrollando sobre una superficie marítima en la que la temperatura disminuya rápidamente al principio, hasta alcanzar los 21º C, aproximadamente, y luego muy lentamente. Bajo esas condiciones, el contenido en vapor de agua de la masa húmeda nunca puede llegar a alcanzar los altos valores propios de las regiones de aguas calientes, existiendo además una tendencia a aumentar la estabilidad de la masa de aire húmedo a medida que ésta alcance mayores latitudes. No obstante, en Canarias la acción del relieve contrarresta dicha última circunstancia, siempre que la circulación en torno de la depresión sea lo suficientemente intensa.

Dada la poca profundidad y extensión de las depresiones sudano-saharianas, normalmente, no es fácil identificarlas en los mapas sinópticos, a menos que la depresión cruce una región en que la red de estaciones de observación sea lo suficiente densa para que la circulación ciclónica quede de manifiesto bien por los cambios de dirección en el viento, o mediante el trazado de las isobaras, cuando éste pueda hacerse con un intervalo de separación de uno o dos milibares. No obstante, en el caso de depresiones occidentales bien desarrolladas pueden darse ejemplos en los que la perturbación quede bien de manifiesto incluso en los mapas corrientes, donde el intervalo entre las isobaras sea de cuatro o cinco milibares. Entre estos casos vamos a examinar el de la depresión tropical del mes de septiembre de 1951, cuyo centro cruzó el archipiélago canario.

En la figura 33 (2 en este texto), correspondiente a la situación sinóptica del día 18, la depresión queda bien definida entre las islas de Cabo Verde y la costa del continente. En la figura 34 (3 en este texto), además de la situación del día 20, se han fijado también las posiciones del centro, de la depresión a las 12,30 TMG de los siete días que van desde el 15 al 21, las cuales determinan una trayectoria característica de esta clase de perturbaciones.

Al principio, la velocidad de traslación de la depresión es de unos seis nudos, y luego, a partir del día 19, de once nudos y medio, aproximadamente. El día 20 es cuando la depresión ha alcanzado su máximo desarrollo; el día 21, al cruzar las islas Canarias aun estaba bien definido, pero su intensidad había ya decrecido; y el día 22, prácticamente había dejado de existir.

Respecto a la situación en altura, los mapas de 500 milibares mostraban sobre la región interesada una amplia zona prácticamente sin gradiente, encontrándose el anticiclón atlántico muy alejado hacia ?el W., y el africano debilitado y muy desplazado hacia el E.

El efecto del paso de esta depresión por el Sahara español se notó principalmente por un aumento general de la nubosidad (altostratos y altocúmulos) y por chubascos aislados de intensidad moderada; el día 20 se recogieron en Villa Cisneros 12 milímetros de lluvia en un intervalo corto de tiempo.

Los efectos en las islas Canarias fueron mucho más notables, quedando el paso de la depresión perfectamente registrado en las observaciones de Izaña. El día 18 en dicha estación soplaba un viento moderado del NW.; el día 19, el giro en el viento ponía en evidencia que una depresión se estaba acercando por el S.; por la mañana el viento giró al NNE., luego al E., y por la tarde al ESE., siendo la fuerza débil durante todo el tiempo. El día 20, al principio soplaba flojo del SE., arreciando al atardecer y llegando a haber rachas de más de 20 m/s durante la noche. El día 21, al acercarse el vórtice durante la mañana seguía el viento fuerte del SE.; pero por la tarde, después del paso de la depresión, se restableció el viento normal del cuarto cuadrante. En las estaciones situadas a bajos niveles únicamente se registraron vientos en general flojos, con sólo algunas rachas moderadas del E., al acercarse el vórtice.

La nubosidad empezó a experimentar un aumento el día 18, al aparecer por el S. bancos de altostratos y altocúmulos, los cuales el día 19 se traducen en una capa de altostratos que, por la tarde del día 20 cubre todo el cielo. El paso del vórtice tuvo lugar el día 21 por la mañana, mientras se desarrollaban grandes cúmulos y cumulonimbos, que a ratos envolvían la estación de Izaña. Estas nubes convectivas cesaron poco después del paso del vórtice, quedando sólo la capa de altostratos, la cual el día 22 había desaparecido por completo, quedando el cielo despejado en Izaña y reapareciendo a niveles inferiores el clásico mar de nubes del alisio.

Las lluvias registradas en las distintas estaciones del archipiélago fueron de carácter convectivo y de intensidad muy variable dada la importancia del papel jugado por el factor orográfico. En los lugares más favorecidos los totales recogidos fueron del orden de 75 a 100 milímetros.

Los cambios en la temperatura del aire apenas se notaron en los niveles inferiores; pero, en cambio en Izaña experimentó un descenso de cinco grados durante el paso de la depresión, debido a haber sido destruida la inversión de temperatura sobre la capa húmeda, estableciéndose un gradiente vertical medio notablemente mayor que el que había antes de que llegara la perturbación.

Este ejemplo demuestra la importancia de esta clase de perturbaciones tropicales en el tiempo de Canarias. Aun en el caso de depresiones más débiles que las de este ejemplo, siempre se muestran efectivas en generar lluvias convectivas muy notables. Los vientos suelen ser siempre débiles a bajos niveles pero a la altura de Izaña se muestran bastante más fuertes.

- Swayer,J. S.: Memorandum on the intertropical front, «Meteorological Reports», núm. 10, Met. Office, Londres, 1952.

-Dubief, 1. Essai sur l’hydrologie superficielle au Sahara (chapitre II: Facteurs climatiques), Direct. du Serv. de la Colonit. et de PFlidraulique, Argel.

- Font, I.: Perturbaciones tropicales del tiempo en la región de Canarias y Sahara español, «Revista de Geofísica», núm. 54, Madrid, 1955.

- Synoptic Weather Maps, U. S. Weather Bureau.

Condiciones normales de la circulación general de la atmósfera y factores dominantes del clima y tiempo en Canarias. Parte II. Servicio Meteorológico Nacional.

Un ejemplo reciente de estas situaciones se presenta en la Parte II de este número.

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Esta entrada se publicó en Reportajes en 07 Sep 2013 por Francisco Martín León