viernes, 31 de enero de 2014

Una profunda borrasca dejará olas de más de 9 metros en Galicia y un desplome de las temperaturas.

Buenas noches. Me propongo realizar este pequño análisis o comentario de la situación que se presenta para la jornada de mñana. Como siempre empezarmos por comentar la configuración general de la atmosfera: presiones y temperaturas a niveles medios y altos.
























En el anterior "frame" del modelo GFS podemos observar una profunda borrasca situada al W de las Británicas, con una presión mínima central que ronda los 940hPa, lo cuál nos puede dar una idea del intenso proceso ciclogenético por el que ha pasado la depresión. En el Atlántico Central, observamos un área de altas presiones que va a ser en cierta medida, uno de los factores causantes de la adversa situación dada en las Islas Británicas por viento y mar (que llegará a las costas del N peninsular en forma de mar de fondo como luego veremos), pues lo que hará es aumentar el gradiente de presión en el corredor de vientos y por tanto alterará si cabe más la situación.

Pasando ahora al campo térmico de la atmosfera cabe destacar una intensa irrupción fria que entrará por el NW. Y es que esta borrasca viene arrastrando una masa de aire muy fría desde la zona norte de los EEUU, como podremos apreciar en la siguiente imagen:
























Ese aire frío se irá aproximando y acabará por llegar mañana sábado a la zona del Cantábrico, provocando como podemos suponer un descenso térmico y cosnigo un descenso de la cota de nieve. Pero hemos de saber que cuando una masa de aire se desplaza rápidamente, a lo largo de  la trayectoria va sufriendo importantes cambios (la temperatura del mar varía, llegada a un continente...) lo que la hace mucho mas inestable, por lo que en la zona Cantábrica (y no solo allí) no echarán de menos las lluvias (y la nieve por encima de 500m en muchos puntos).
























Finalmente, veamos la situación que se presenta en el mar, pues todo ese gradiente de presión importante se traducirá en vientos muy fuertes (de más de 150km/h al W de UK) y esto a la vez en oleaje intenso en toda la zona, que inclus podría llegara superar los 15-17m al SW de Reino Unido. Aquí a la península llegará en forma de mar de fondo en torno a los 8-10m en Galicia y 7 a 8m en el Cantábrico más occidental.

Prestaremos mucha atención a los datos que nos vayan proporcionando las boyas en las costas de la península. Como no iré informando en mi twitter @SsenthorP realizando un detallado seguimiento de la situación.

Sin más, un saludo y precacución!


sábado, 25 de enero de 2014

Análisis e interpretación de radiosondeos

Buenas noches! Hoy uno de mis seguidores de Twitter me ha preguntado por los radiosondeos o tefigramas. Pues bien, a continuación vamos a diferenciar cada una de sus indicaciones y como calcular los parámetros más importantes. Para ello nos apoyaremos con unas imágenes, las cuales han sido cedidas por mi compañero Alvaro Oliver, el cuál ya había publicado un artículo acerca de los radionsodeos. Vamos entonces:

springfield

Para empezar vamos a centrarnos en cada uno de los parámetros que aparecen en ambos ejes del radiosondeo. En el eje "Y" podemos ver sucesivos valores numéricos, que corresponden a la presión a diferentes alturas. Vemos que a mayor altura, menor presión, lo cuál es totalmente lógico si recordamos que la acción de la atracción gravitatoria tiende a apelmazar el aire cerca de la superficie. Con esto, también podemos deducir que el aire en capas bajas es más denso que el niveles altos, razón por la cuál la presión desciende de forma más brusca en niveles bajos que en medios y altos (vemos como las distancias entre dos valores de presión se va acrecentando a medida que subimos en la columna de aire). Justo a la derecha el radiosondeo nos indica la altura correspondiente a cada valor de presión.

En el eje "X" aparecen los distintos valores de temperatura que en concreto van desde los -40 a los 45ºC aproximadamente. Estas temperaturas están asociadas a las líneas de color malva inclinadas ligeramente a la derecha. Si nos fijamos en el resto de líneas, vemos como poseen una desviación que se acentúa a medida que ascendemos. Esto se debe a que las variables que representan se ven sometidas a variaciones a lo largo de la columna de aire.

Ya por último, en el margen derecho podemos ver la escala correspondiende a la intensidad de viento a distintos niveles de la atmosfera. Las direcciones de viento e intensidad del mismo no se ven condicionadas por la orografía o por la fuerza de rozamiento, pues hablamos de vientos geostróficos (movimientos del aire generados a partir del equilibrio entre la fuerza del gradiente y la centrífuga) En el extremo derecho de la imagen podemos ver los valores de distintos parámetros, de los que hablaremos posteriormente (no todos, pues alguno reviste cierta dificultad).

Después de haber visto las distintas partes del radiosondeo, centrémonos ahora en todo el conjunto de líneas que este mismo propone. Pues bien, nos llama la atención desde un principio dos líneas negras que se hacen ver desde un primer momento. La de la izquierda corresponde a la temperatura de rocío y la de la derecha a la temperatura del aire. Ambas líneas son la base de la interpretación de un tefigrama, pues, con ellas, podremos conocer múltiples parámetros tales como humedad, cobertura nubosa... Para conocer la Temperatura de rocío o la Temperatura del aire, hemos de seguir la línea de color azul que se dirige de izquierda a derecha en un sentido ascendente (totalmente recta).

Otras líneas de mucha importancia a la hora de interpretar un radiosondeo son las adiabáticas: por un lado la adiabática seca y por otro, la saturada.

La adiabática seca se corresponde con la línea de color verde. En cambio la saturada esta representada por una líne de color azul oscuro, la cual, señalamos en la siguiente imagen;





























Pero no dejaremos la descripción de las principales líneas sin hablar un poco de estas dos últimas , pues conviene conocer el significado de ambas, ya que son la base de cualquier explicación termodinámica.

Digamos pues, que estas líneas representan el recorrido de una burbuja o parcela de aire, dependiendo de su estado en humedad, es decir, saturadas o no saturadas/secas. Las saturadas, es decir las que poseen un 100% de humedad relativa, han de seguir la adiabática saturada, en donde la temperatura descendera 0,5ºC/100m (si ascendemos). En cambio una parcela de aire que no contenga ese 100% de HR, no seguirá esa misma trayectoria, y la costante térmica se acentuará algo más (1,0ºC/102m). Y nos preguntaremos, por qué estas variaciones? Pues bien, para entenderlo, debemos irnos a un término importante en el mundo de la termodinámica, que es el calor latente, el cuál representa la cantidad de energía calorífica que un cuerpo desprende al cambiar de estado. En este caso hablamos de condensación y es por ello que el descenso térmico sea más atenuado en las parcelas de aire saturado, en donde se libera ese calor latente.

Visto por encima, todas y cada una de las líneas del radiosondeo, pasemos ahora a conocer el cálculo de distintas variables, que nos harán comprender mejor distintos procesos que ocurren en la atmósfera.

Razón de mezcla de saturación/Ws

En si, esta variable, no nos indica nada, más que la cantidad de vapor de agua puede contener sin llegar a condensar. Esta variable se expresa en g/kg y a continuacíon veremos como se calcula:





























Lo que tendremos que hacer para llegar al valor que queremos conocer es, descender por la paralela de la línea de color violeta y al final del recorrido llegaremos a un determinado valor escrito en color violeta.. En el ejemplo, se calcula la cantidad de vapor de agua a un nivel de 700hPa, o lo que es lo
mismo, 3181m aproximadamente. Calculo que resulta en 10g/kg.

Razón de mezcla

Otro parámetro que de por si no nos hace conocer nada en concreto, pero como veremos posteriormente si lo interpretamos de manera conjunta con la razón de mezcla de saturacíon llegaremos a una variable muy conocido en el campo de la meteorología.




























Podríamos pensar que ambas variables se consiguen de la misma manera, pero no. Esta vez realizaremos el mismo proceso de forma análoga, pero desde la curva de temperatura de rocío que como sabemos es la situada a la izquierda entre las dos más destacadas.

En el ejemplo vemos como el valor se correspondiera a unos 3,5-3,7 g/kg.

Humedad relativa (HR)

Como decía hace escasas líneas, estos anteriores cálculos serían de suma importancia para hallar una de las variables más conocidas en meteorología. Se trata de la humedad relativa que relaciona la cantidad de vapor de agua en un momento determinado y de alguna manera lo compara con la cantidad que podría albergar estando saturado.

Pero para conocer esta humedad relativa, será imprescindible memorizar esta sencilla fórmula:

HR=100· (w/ws)

Como podremos deducir, simplemente habrá que dividir la razón de mezcla entre la razón de mezcla de saturación y multiplicar por 100 el valor obtenido, pues este se expresara en tanto por ciento.

Pongámoslo en práctica y calculemos la HR en capas medias altas, en concreto a 600hPa.



























Después de haber obtenido los dos únicos datos que debemos emplear en la fórmula, solo queda aplicarlos.

HR= 100· (4/6)

HR = 66,67%

Debemos tener en cuenta que se trata de un cálculo hecho de forma manual, por lo que no es demasiado exacto.

Nivel de Condensación por Ascenso (NCA)

Procedamos ya a calcular distintos parámetros relacionados con la formación de nubosidad por convección. Empecemos entonces con el NCA que es la altura o nivel a la que una parcela de aire condensa, lo que se corresponderá con la altura de la base nubosa de algunas formaciones.




























Para llegar al valor de dicho NCA debemos partir desde la temperatura en superficie y trazar una línea paralela a la adiabática seca que como ya sabemos es la línea verde. Posteriormente dibujaremos una línea desde la temperatura de rocío en superfície en paralelo a la línea de razón de mezcla. En el punto de intersección de ambos segmentos se hallará el Nivel de Condensación por Ascenso, que en este caso se sitúa a unos 1544m o lo que es lo mismo, 850hPa aproximadamente.

Nivel de Condensación por Convección

Este nuevo parámetro evalúa la altura a la que una parcela de aire condensa después de haber ascendido gracias a un disparo termoconvectivo, siguiendo por tanto la adiabática seca hasta dicho momento.

El proceso a seguir es muy sencillo, pues solo tendremos que ascender desde la temperatura de rocío de manera paralela a la linea de razón de mezcla hasta que este mismo trazado se corte con la línea de temperatura del aire.





























En este caso el Nivel de Condensación por Convección se sitúa a más de 3100m. Esta será la altura a la que se forme la nubosidad si solo ha sido generada por un disparo termoconvectivo. Si han intervenido otro tipo de ascensos, debemos fijarnos en el NCA.

Temperatura equivalente (Te)

Es la temperatura en el nivel en que toda la humedad de una muestra de aire se condensa cuando asciende siguiendo un proceso pseudoadiabático, es decir, un proceso en el que se elimina toda la humedad condensada de la muestra de aire. Luego el calor latente de condensación calienta la muestra de aire. Debemos conocer la T del aire y la de rocío para este cálculo.

Para hallar la Te debemos empezar por calcular el NCA, que ya hemos explicado anteriormente. A partir de ese mismo punto seguiremos la adiabática saturada (pues al sobrepasar el NCA la parcela de aire residirá saturada). En el punto en el que la adiabática saturada y la seca se sitúan paralelas (el aire a esos niveles pierde su humedad y la línea que representa la adiabática saturada, se ve obligada a bascular hacia la seca, pues esta esta parcela de aire ha perdido  gran parte de su humedad absoluta) se traza una línea paralela a la adiabática seca hasta el nivel deseado,en este caso 750hPa. Esta será la Temperatura Equivalente.





























Para una Temperatura de unos 14ºC y una T de rocío de 0º aproximadamente, obtendremos una Te de unos 32ºC aproximados.

Temperatura de convección

Esto es, la Temperatura que se debe alcanzar para poner en marcha la convección. Para ello debemos conocer previamente el NCC que ya hemos visto anteriormente.

A partir de ese NCC, seguiremos una adiabática seca en sentido descendente hasta la superficie, y daremos entonces con la T de convección.





























La temperatura de convección en este radiosondeo, ronda los 33ºC.

Nivel de Convección Libre (NCL)

Es la altura a la que una parcela de aire que asciende se torna más calida que el aire que le rodea y por tanto sufre un empuje convectivo. La parecela de aire ascendera por la adiabática seca hasta el NCA donde se condensará y seguirá la saturada.

Primeramente calcularemos el NCA. A partir de este mismo nivel seguiremos la adiabática saturada hasta cortar con la la curva de Temperatura. Ese sera el NCL.





























En este caso se sitúa a unos 1528m aproximadamente.

Nivel de Equilibrio y CAPE

El CAPE no es más que la energía disponible en la atmosfera para generar un movimiento convectivo. Este parámetro tendrá mucha importancia a la hora de predecir tormentas, pues de el depende la intensidad del fenómeno tormentoso.

Para hallar la cantidad de energía disponible hemos de aprender previamentea a encontrar el Nivel de Equilibrio, el cual encontraremos siguiendo a partir del NCL la adiabática saturada hasta cortar con la curva de temperatura.





























Con este método podremos de forma gráfica tener una idea aproximada de la cantidad de energía disponible en la atmósfera. Este indice expresado en J/kg tendrá su valor exacto en el extremo derecho del radiosondeo, que como vemos esta entorno a 1125J/kg.

El CAPE será muy importante a la hora de determinar la virulencia de la precipitación, pues a mayor CAPE, mayor intensidad de corriente ascendente y por tanto mayor cohesion entre las gotitas de agua durante dicho ascenso.

Capa de Inhibición Convectiva (CIN)

Este índice, determinará la intensidad con la que la capa de inhibición convectiva aparece en la atmosfera dificultando así la convección. A mayor CIN mayor dificultad para que se produzca una fuerte corriente ascendente. Para calcularlo desde el NCA se sigue la adiabática saturada hasta el NCL y así obtendremos el CIN. Este parámetro es igualmente expresado en J/Kg.


 De forma sencilla, hemos de comparar la porción de CAPE (rojo) y CIN (azul) para, de manera aproximada, saber si el ascenso vencera esa capa de inhibición o no. En este caso la CIN no permitirá la gestación de tormentas importantes. El valor exacto del CIN está determinado al igual que el CAPE a la derecha del radiosondeo.

Indice Showalter (SSI)

En el SSI una parcela de aire se eleva de 850hPa a 550hPa y posteriormente en ese último nivel se resta la temperatura de la parcela de la temperatura del sondeo. Cuanto mayor sea el valor negativo de este mismo índice, mayor inestabilidad.




























Si efectuamos la resta el valor es -6 lo que prácticamente coincide con el valor indicado a la derecha del tefigrama (-5,84).

Espero que les haya gustado este artículo. De nuevo agradecer la colaboración de Alvaro Oliver por cederme cada una de las imágenes utilizadas en esta entrada.

Un saludo!!

sábado, 11 de enero de 2014

Conceptos: Convergencias y divergencias

En la atmósfera todos los movimientos se encuentran relacionados entre si, de forma que todo movimiento horizontal conducirá uno vertical y a la inversa. Esta estrecha relación es debida al hecho de que en ella se verifica la ecuación de la continuidad, según la cual la masa atmosférica debe permanecer constante en todo movimiento.

Uno de los mecanismos dinámicos del aire para responder a esos movimientos horizontales o verticales es la divergencia y la convergencia, entre los que existe por supuesto una estrecha relación.

Empecemos, por qué no con la divergencia. Este término hace referencia a la ausencia de aire en un determinado punto de la atmósfera, el cuál podrá llevarse a cabo mediante dos mecanismos distintos: La propia divergencia en la cual una masa de aire delante circula a mayor velocidad que la trasera, de modo que entre ellas se dá un vacío...

y la disfluencia (una masa de aire "escapa" en distintas direcciones de un punto A de forma que en el se observará una ausencia de aire)
 Si la situación es propicia podríamos incluso encontrar movimientos conjuntos de disfluencia y divergencia, lo cual generaría una fuerte divergencia general, que como veremos posteriormente se ha de compensar con una serie de movimientos atmosféricos.

Vamos a continuación con la convergencia que al igual que la divergencia puede llevarse a cabo mediante dos mecanismos. La convergencia en si, en la que esta vez, el viento trasero rápido alcanzará al delantero más lento, lo cual causará una zona de compresión del aire

y también por confluencia, que no es más que lo contrario de disfluencia, de forma que los vientos se dirigen a un mismo punto causando al igual que en el primer mecanismo un agolpamiento de aire.

Pues bien, después de haber visto por encima los movimiento de convergencia y divergencia vamos a ver que forma de compensación propone la atmósfera para ellos.

Como decíamos anteriormente la convergencía genera un apelmazamiento de aire, el cual va a ser compensado con un movimiento ascendente del aire (ascendencia) que a su vez generará acumulará mucho aire en capas altas formando ahora un área de divergencia, tal y como se muestra en el siguiente esquema.

Así pues, los procesos de divergencia en superficie se compensarán con convergencia en altura, la cual ocasionará una corrientes descendente (subsidencia) que al llegar al suelo se traducirá en divergencia (ya que, de nuevo, el aire se apelmazaría).

Todos estos procesos permiten que en el conjunto del volumen del aire ni se gane ni se pierda masa, cumpliendose así la ecuación de la continuidad.




Como podemos observar en el anterior esquema, esta serie de descendencias, ascendencias y demás movimientos en la atmosfera, son los responsables de la gestación de los principales centros de acción: los anticiclones y las borrascas o depresiones.

En los anticiclones esa divergencia creada en superficie se ve alimentada por la subsidencia del aire (la cual en cierta medida es la causante del aumento de presión en los anticiclones), consecuencia a la vez de una convergencia en capas altas. Al llegar al suelo dicha divergencia junto con la fuerza de gradiente (el aire circula desde los A hasta las B) hace que el aire adquiera un giro anticiclónico, formandose por tanto un centro de altas presiones.

En las depresiones o borrascas ocurre todo lo contrario de forma que en superficie el aire confluye en un punto x (el cual será posteriormente el centro de la B) generando así una corriente ascendente que resolvera en divergencia en capas altas.


Pero claro, como en todo, existen excepciones y esque si analizamos las corrientes de un A cálido y uno frío las diferencias serán notables en su estructura dinámica (ocurre lo mismo entre una B fría y cálida).

El Anticilón cálido consta de una columna de aire descendente en todo el nivel troposférico (lo cuál garantiza estabilidad) que va generando diferentes zonas de divergencia pero sin interrumpir la subsidencia. Estos Anticiclones son los más potentes pues la estabilidad reina en toda la columna de aire.
Anticiclón Cálido
En las Borrascas frías ocurre todo lo contrario, de forma que el aire converge en superficie y crea un ascenso potente y que a la inversa del Anticilón consta de distintas regiones de convergencia.

Borrasca fría

Pero que pasa entonces con los Anticiclones fríos y las Borrascas cálidas? En los anticiclones fríos la columna de aire descendente no cubre todo el nivel troposférico, propiciando así que en capas altas se registre un área de convergencia y por tanto se geste una depresión o borrasca. Estos Anticiclones como se puede suponer, no aportan tanta estabilidad como los cálidos.

Anticilón frío
Por último ya, hablemos de las Borrascas cálidas, en las que la estructura dinámica del sistema es totalmente inverso al Anticiclón frío, pues, la corriente ascendente solo afecta a los primeros km de la atmósfera lo cual propicia que se genere un área de altas presiones en altura, como vemos en el siguiente esquema. Estas Borrsacas , no suelen presentar un grado de actividad excesivo.

Borrasca cálida

Nada más por hoy!

Un saludo y espero que les haya gustado!!

viernes, 3 de enero de 2014

Inestabilidad destacada mañana en Galicia

Buenas tardes, la situación que en un principio se presentaba lejana a la hora de analizar los modelos numéricos, vemos como poco a poco se aproxima, y por tanto, la fiabilidad de la predicción asciende.

La jornada más inestable de las venideras será sin duda la más inestable, más que nada por la estabilidad efímera que podríamos presenciar de cara a la jornada  del 5 de este mismo mes, sin subestimar por supuesto, la posible intensidad con la que se de el evento de mañana.

Parece que uno de los meteoros, y no tan meteoro a destacar durante los próximos días será el oleaje, mar de fondo principalmente ya que mañana mismo superará los 7m y el Lunes incluso podría alcanzar los 10-11 en zonas expuestas, lo cual quedará confirmado en futuras actualizaciones del modelo encargado de este pronóstico, el WW3.

La nieve también hará acto de presencia en cotas medias o relativamente bajas, por tanto, la precipitación también será destacada en esta misma jornada. Destacable será también el viento en gran parte de la comunidad, que podrá superar los 90km/h e incluso los 110-120km/h en puntos expuestos y en la franja costera.

Vamos ya con un analisis más detallado en el que me apoyaré en distintos modelos numéricos. Para empezar observemos la situación general:

Vemos un centro de bajas presiones dominante el Atlántico Norte y otra borrasca más saliendo de Terranova, la cuál causará esa fuerte erosión en la superficie marina que luego veremos. Al noroeste de la peninsula se percibe un gradiente de presión importante y una zona de geopotenciales bajos (color azul) lo cual, en muchas ocasiones nos indica la presencia de aire frío en capas altas de la atmósfera, el cual queda totalmente reflejado si nos vamos al mapa de temperatra a 500hPa o 5500m e incluso también al de 850hPa (1500m)


























En ambos modelos podemos observar una bolsa de aire frío descolgandose tanto a niveles medio como en capas altas, lo cuál propiciará un descenso abrupto de la cota de nieve y obviamente de las temperaturas en superficie.
Por ello, en esta jornada, podría nevar, una vez pase el frente, momento en el que aire frío entra por completo, en torno a los 600 m, pero ojo, momentaneamente podra bajar de los 500m y continuación explicaremos por que.

Pues bien, el aire frío que se encontrará una vez pasado el frente en capas altas, propiciará un contraste térmico entre la superficie y dicha capa (la temperatura disminuye a medida que ascendemos si el gradiente térmico no es alterado por ninguna advección o movimiento externo) y propicia entonces las conocidas corrientes ascendentes, que, ayudados por un disparo hidrostático (valores convectivos adecuados  tales como CAPE, CIN) podrán adquirir mayor altura y por tanto mayor intensidad de precipitación y de corriente descendente, es decir, de viento asociado al chubasco.

CAPE (Energía Pontencial Convectiva Disponible) 


























Los valores de CAPE será altos en torno al frente por lo que su actividad convectiva será destacable y puede incluso dar lugar a alguna tuba o manga marina en la zona de las Rias Baixas!




































En la anterior imagen vemos como en principio el modelo no parece mostrar precipitaciones muy muy destacables pero si relevantes, y lo peor, es que caerán de forma virulenta con posible granizo en muchas zonas.

En cuanto al mar como decía, la situación estará complicada mañana Sábado día 4, con oleaje incluso llegando los 8-9m en zonas de la Costa da Morte:






























Pero atención, porque esa profundísima borrasca que veíamos gestandose en Terranova (si, en proceso de ciclogénesis explosiva) generará vientos de más de 150km/h en el mar haciendo así que el oleaje llegue hasta nuestras costas (sin efectos en tierra por parte de dicha B) con una altura incluso superior a los 10m!! Mucha precaución pues, ya que en estas próximas jornadas las mareas se mantendrán aún vivas por lo que el nivel del mar puede ser un problema para muchos paseos marítimos.






























Para las jornada de la Cabalgata de Reyes es posible que las precipitaciones sean no muy abundantes, pero si podrá registrarse alguna que otra lluvia más frecuente en la mitad oeste. Atención también al noroeste de la comunidad de Galicia ya que el viento irá aumentando y puede ser un impedimento para la correcta realización del evento.

Mucha precaución con la situación de esta próxima madrugada del Sábado en tierra y mar!!

Un saludo!