Interpretando los mapas meteorológicos de velocidades verticales

RAM

Palabras clave: mapa meteorológico, velocidad vertical, ascenso, descenso, nivel depresión, advección de temperatura, vorticidad.Artículo de junio de 2012. Recuperado en agosto de 2013

Introducción

Desde el punto de vista meteorológico es muy importante saber los mecanismos que tiene la atmósfera para generar movimientos ascendentes y descendentes tanto a nivel sinóptico, amplios, como a nivel mesoescalar, más reducidos y condicionados por los efectos locales y desarrollos propios de la atmósfera, como la convección profunda. Este artículo trata de analizar unos mapas disponibles en Internet que permiten estimar las corrientes verticales a nivel sinóptico a partir de modelos numéricos de predicción. Hay que hacer notar que como complemento se debería abordar los mecanismos amplios y teóricos que generan dichas corrientes verticales, básicamente la advección de vorticidad, de temperatura y de espesores. Para abordar estos últimos temas y mapas de forma rigurosa habría que introducir un formulismo matemático de la dinámica de fluidos, pero el tema se ampliaría y está lejos del artículo, particularmente, y de la filosofía de la revista, en general. Nos centraremos sólo en los mapas de velocidades verticales.

Empezaremos por discutir los conceptos de las corrientes verticales en la troposfera, a un nivel de presión y algunas consideraciones tridimensionales. Seguiremos con el análisis y usos de los propios mapas, y terminaremos con algunas preguntas comunes y sus respuestas.

En buena lógica, y como se indicó anteriormente, se debería analizar los mapas de transporte (o advección) de vorticidad y de temperatura, y ver cómo estos parámetros son trasladados por el aire o mejor aún, son advectados por el flujo aéreo (mejor es hablar de advección de temperatura o del parámetro relacionado). Ellos son, en última instancia y en una primera aproximación, los responsables de los forzamientos amplios a escala sinóptica. Por último, no debe olvidarse que en zonas de orografía compleja como ocurre en la Península y en las Islas Canarias, otros mapas para inferir indirectamente corrientes verticales lo constituyen la intensidad y dirección del viento en capas bajas respecto a la orientación y altura del obstáculo.

Las corrientes verticales: ideas básicas

La atmósfera tiene mecanismos para generar corrientes verticales, tanto ascendentes como descendentes, todo ello como consecuencia de los desequilibrios verticales y horizontales de humedad y, sobre todo, de temperatura generados básicamente, y en última instancia, por el sol. Estas corrientes se dan en diferentes escalas espaciales y temporales desde la planetaria a la microescala pasando por las corrientes sinópticas y de mesoescala.

Si nos circunscribimos a la troposfera, existen dos capas que actúan como verdaderas condiciones de contorno o fronteras donde se desarrollan dichas corrientes verticales: el suelo y la tropopausa. Entre ellas se desarrollan la gran mayoría de fenómenos meteorológicos, siendo tapaderas casi infranqueables para los flujos sinópticos.

Las corrientes verticales como un problema 3D, tridimensional (ó 4D, si incluimos el tiempo cronológico)

Un concepto que se debe tener en cuenta es que el estudio o análisis de las corrientes verticales es un problema tridimensional, es necesario conoce qué pasa desde niveles bajos hasta niveles altos para entender si hay o no corrientes verticales desde el suelo hasta la tropopausa o un nivel dado. En otras palabras, no podemos deducir que existan corrientes verticales en la troposfera si sólo analizamos un nivel, o una capa limitada de la troposfera. Puede ocurrir que existan ascensos o descenso a un nivel, digamos en 700 hPa, y por ello no podemos decir o deducir que de por si existen en toda la troposfera. Sólo en determinadas condiciones podremos inferir de que si hay ascensos en 700 hPa lo habrá en toda la troposfera: cuando haya una situación similar a la dada por la siguiente figura.

Figura 1: En un sistema ideal de altas y bajas, o convergencias y divergencias, como el de la figura superior y limitada por la superficie terrestre y la tropopausa, las velocidades en 700 hPa en una zona determinada SÍ representan lo que ocurre en la vertical del punto, tanto por arriba como por abajo.

Figura 2: Un caso más próximo al real. Se dan ascensos en 700 hPa, pero dichos movimientos no se corresponden o representan con lo que ocurre en niveles bajos o altos.

Pueden existir ascensos en un nivel determinado, digamos en 700 hPa, y descensos por debajo de dicho nivel, predominando los descensos desde la tropopausa hasta capas bajas. En la anterior figura se observa que el sistema complejo de convergencias y divergencias generan velocidades verticales ascendentes a nivel de 700 hPa, pero no ocurre lo mismo en las capas superiores y en las cercanías a superficie. La complejidad de la estructura vertical puede ser notoria y variada. Veamos algunos ejemplos.

Uno lo tenemos con la baja térmica peninsular durante los meses de verano. En muchas ocasiones el anticiclón de las Azores condiciona el tiempo en la Península con subsidencias generalizadas pero por el calentamiento diurno se forma la baja térmica con ascensos convectivos sólo en capas bajas. Globálmente hay descensos sobre la península aunque en capas bajas se produzcan ascensos que redistribuyen el equilibrio térmico.

Otro ejemplo característico son los ascensos forzados orográficamente por las Islas Canarias sólo en niveles bajos en condiciones de estabilidad generadas por el anticiclón de las Azores. El flujo horizontal en capas bajas choca con las islas y se ve obligado a ascender hasta el nivel de la inversión de los alisios. En niveles superiores la subsidencia es generalizada. Por lo tanto, pueden existir corrientes verticales descendentes a 700 hPa y ascendentes en superficie ó 950 hPa.

En la mayoría de las ocasiones es más importante saber qué mecanismos están generando ascensos o descensos a nivel sinóptico frente a qué velocidades verticales se dan a un nivel de presión dado. Pero este es otro tema que no será tratado aquí.

Mapas de velocidades verticales

Unas de las salidas explícitas que generan los modelos de predicción meteorológica y en un instante dado es el viento (vectorial), V, con sus dos componentes: la componente horizontal, V_h, y la vertical comúnmente representada como w.

Estrictamente hablando una partícula que ascienda en la atmósfera pasaría de un nivel o altura z₀ a otro nivel z₁ superior, deforma que:

w =dz/dt (la velocidad es el cambio de altura por unidad de tiempo, t, z₁-z₀/t)

Si w >0 ascensos en m/s

Si w <0 en los descenso en m/s

La velocidad es positiva al ascender y pasar de un nivel inferior z₀ otro superior, z₁, con alturas creciendo hacia arriba. El eje vertical de alturas z crecientes está orientado hacia arriba.

PERO….

En Meteorología se utiliza muy a menudo los niveles de presión como referencia de ascensos (descensos), esto es, una partícula asciende (desciende) cuando pasa de un nivel de presión p₀ , por ejemplo y fijando ideas de 700 hPa (650) a otro superior, 650 hPa (700) de forma que la velocidad de ascenso en niveles de presión sería:

w= dp/dt

(variación o cambio de presión en la vertical por unidad de tiempo)

Referido a niveles de presión:

w <0 para los ascensos, ya que la partícula pasa de un nivel dado de presión a otro de nivel inferior de presión.

w >0 para los descensos en unidades de presión, por el motivo contrario.

Las presiones decrecen con la altura de forma que cuando una partícula asciende, la presión disminuye, (el eje de presiones de menos a más va dirigido hacia abajo). Por dicho motivo las variaciones de presión en los ascensos es negativa (p₁ - p₀ < 0) de forma que una partícula asciende con velocidades negativas si nos estamos refiriendo a su variación de presión con el tiempo.

En otras palabras: las velocidades ascendentes son negativas y descendentes son positivas si utilizamos la presión como referencia en el eje vertical, que está orientado hacia abajo.

Nivel seleccionado

Es muy común presentar las velocidades verticales a un nivel dado. Se suele tomar como referencia un nivel medio de la troposfera donde se desarrollan la mayoría de los sistemas nubosos de tipo frontal y convectivo, el nivel es el de 700 hPa. Será el que se vea aquí. En él se representa:

• En líneas continuas en blanco (negro): es el geopotencial en 700 hPa, las bajas presiones tendrán zonas de mínimos de altura de geopotencial, y las zonas de altas presiones tendrán zonas con máximos. Son útiles identificar vaguadas u ondas en estos mapas y dorsales. La línea de referencia en nuestras latitudes es la de 3000 m geopotenciales, en el caso de estos mapas es la de 300 decámetros de mgp, que se representa en negro.
• Las zonas coloreadas: son zonas donde se están produciendo ascensos y descensos atmosféricos medidos en hPa por hora. Ya que los valores de presión decrecen con la altura, una partícula que ascienda pasará de una presión p1 a p2, siendo p1>p2, como el ascenso se mide en variaciones de presión por unidad de tiempo, en una hora la diferencia p2-p1 será negativa. Por lo tanto los ascensos en aparecerán en valores negativos y con colores cálidos, según la escala adjunta, los descensos en valores positivos y colores fríos.

Pero es posible disponer de mapas de velocidades verticales a otros niveles de presión, desde 1000 hasta 200 hPa o más.

¿Por qué se coge el nivel de 700 hPa?

El nivel de 700, o incluso el nivel de 500 hPa, se le denomina nivel de los vientos rectores o nivel de conducción o referencia en latitudes medias donde los sistemas de tiempo más importantes son conducidos por el flujo medio rector a dichos niveles. Estos flujos son responsables del transporte o advección de las masas nubosas, del desarrollo de nubes o de su disipación.

¿Es indicativo de ascensos generalizados en TODA la vertical de la troposfera?

La respuesta es que NO, pero desde el punto de vista sinóptico podemos considerarlo como una aproximación grosera que la intensidad de las corrientes ascendentes y descendentes en toda la vertical de la troposfera es en primera instancia similar o parecida a las velocidades que encontremos en dicho nivel.

Ruido y necesidad de suavizado

En muchas ocasiones los mapas de velocidades verticales poseen mucho ruido y necesitan ser suavizados. Incluso así pueden ser difíciles de interpretar en espacial en algunas zonas y explicar el porqué.

Algunos comentarios más

• Allí donde la velocidad vertical en 700 hPa es negativa/ascenso ¿hay siempre formación de precipitación o nubes?

No tiene que haber necesariamente la formación de nubes o precipitación, basta por ejemplo que no haya humedad suficiente para la formación de nubes o que haya corrientes descendentes generalizadas en el resto de los niveles de la troposfera.

• ¿Puede haber precipitación y nubes sin necesidad de velocidades verticales ascendentes?

Efectivamente y siguiendo la primera pregunta, además de las corrientes verticales las nubes y las zonas de precipitación pueden ser transportadas o advectadas por el viento horizontal a diferentes niveles por lo que en una zona puede llover sin más que sean advectadas las precipitaciones. Por otra parte, las lluvias convectivas se dan en zonas de descendencias, lógicamente antes debe haber habido ascensos para el desarrollo de la convección.

Tenga en cuenta que los mapas de velocidades verticales son instantáneos en un momento determinado y los de precipitación en superficie son acumulados en periodos de tiempo, 3, 6 ó 12 h. No trate de comparar unos con otros pues en muchas ocasiones NO están relacionados.

Desde el punto de vista convectivo, y antes de que se desarrolle la convección, puede ser interesante analizar la presencia de vaguadas en 500 hPa y compararlo con la intensidad de las corrientes verticales en la parte delantera de la vaguada para evaluar el grado de forzamiento dinámico de dicha vaguada. Pero como siempre “eso” ya lo está viendo el modelo numérico dentro de sus tripas y lo debe tener en cuenta a la hora de genera la precipitación: el modelo debe ser consistente consigo mismo y las ecuaciones que maneja.

Vaguadas y dorsales en altura

Si tomamos como referencia un mapa de geopotencial en 500 hPa, es usado una regla práctica que dice: delante de una vaguada u ondas suele haber ascensos, velocidades verticales negativas, y detrás, descensos con valores positivos. Lo contrarío, ocurre con las dorsales, delante descensos y detrás ascensos.

Está regla del “dedo gordo” es una aproximación grosera y se basa en que delante de una vaguada, por ejemplo, hay una advección de vorticidad o giro ciclónico, que genera potencialmente ascendencias a dicho nivel. Pero otros mecanismos sinópticos pueden generar efectos contrarios en otros niveles y anular los efectos de dicha advección, como por ejemplo cuando hay un transporte o advección de aire frío en capas bajas.

Por lo tanto, las reglas aproximadas que “delante de una vaguada hay ascensos” no deja de ser una aproximación grosera.

Ejemplo del 21 de diciembre de 2009

Un sistema de bajas presiones casi estacionaria se situaba al oeste de la Península enviando sucesivas masas nubosas que la cubrían y generaban precipitaciones que entraban por el oeste y suroeste. Más al norte y sobre las Islas Británicas otra borrasca condicionaba el mal tiempo en dicha zona. Se muestran los campos básicos meteorológicos, PSL y 500 hPa, y la imagen IR10.8 del MSG de las 00 UTC.

Figura 3: Mapa de presión en superficie, en hPa y línea negra, sobre impuesto sobre la imagen IR. L y H representan bajas y altas, respectivamente. Fuente: Satrep-on line.

Figura 4: Mapa de 500 hPa, en decámetro y línea verde, sobre impuesto sobre la imagen IR. Fuente: Satrep-on line.

Lógicamente, y según lo comentado anteriormente, toda la zona nubosas y de precipitación por radar, no mostrada aquí, no se corresponden con una zona de corrientes ascendentes generalizadas. Las nubes tienen una historia y propagación consecuencias de efectos anteriores. Veamos los campos.

Figura 5: Mapa de velocidades verticales en 700 hPa de la fecha y hora señalada. Valores negativos ligados a ascensos y en azul discontinuo, positivo a descensos y naranja continuo. Fuente: GFS.

Nótese que un flujo adecuado en las Islas Canarias no tiene por qué verse reflejado en el anterior mapa. Para ciertos modelos de baja resolución las islas son vistas con una orografía muy suavizada y algunas no existen. Pero aún más, esos ascensos-descensos sólo quedan circunscritos a niveles bajos.

Recuerde que los campos de velocidades verticales son instantáneos para un momento dado, y los de precipitación son acumulados en un periodos de tiempo indicado, 3, 6 horas … etc.

Figura 6: Mapa de presión en superficie para la fecha y hora señalada en azul. Precipitación acumulada en 3 horas escalada en mm, según escala inferior izquierda. Fuente: GFS-weatheronline.co.uk

Figura 7: Ídem que la imagen anterior pero para 6 h acumuladas. Fuente: GFS-weatheronline.co.uk

Otros mapas populares

La misma información se puede presentar de otra manera, muy popular entre los aficionados. La fuente es el portal de www.wetterzentrale.com y más concretamente en los mapas de modelos: http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsavneur.html

El segundo de ellos es el mapa de velocidades verticales en 700 hPa.

Recuerde ascensos representados con valores negativos en una escala de amarillos-naranja-rojo-magenta. Lo opuesto para descensos.

Figura 8: Mapa de 500 hPa, geopotencial en colores según escala adjunta y temperatura en línea discontinua, y presión en superficie en línea blanca, de la fecha y hora señalada. Valores negativos ligados a ascensos y colores “cálidos”, positivos a descensos y colores “fríos”, según escala adjunta. Fuente: GFS-wetterzentrale.

Figura 9: Mapa de velocidades verticales en 700 hPa de la fecha y hora señalada. Valores negativos ligados a ascensos y colores “cálidos”, positivos a descensos y colores fríos, según escala adjunta. Fuente: GFS-wetterzentrale.

Fuente de mapas e imágenes:

• Wetterzentrale.de
• Satreponline.org
• Weatheronline.co.uk