Factores físico meteorológicos que influyen en la intensidad de las lluvias intensas de corta duración en Cuba a partir del modelo SISPI

Factores físico-meteorológicos que influyen en la intensidad de la lluvia

Doswell et al. (1996)Doswell, C. A.; Brooks, H. E. & Maddox, R. A. (1996). “Flash Flood Forecasting: An Ingredients-Based Methodology”. Weather and Forecasting, 11, 560-581. https://doi.org/10.1175/1520-0434(1996)011%3C0560:FFFAIB%3E2.0.CO;2 estableció que la cantidad de lluvia por unidad de área depende de la intensidad con la que cae y de la duración de la lluvia. La intensidad de la lluvia proveniente de una nube de tormenta depende de diferentes factores y procesos termodinámicos que ocurren en los niveles medios troposféricos, dentro de los que se pueden mencionar:

Masa de agua precipitable

Los procesos de condensación, deposición y congelamiento se efectúan cuando hay un desprendimiento de energía, disminuyendo la energía interna y la temperatura de las partículas que cambian de fase, lo que provoca que los enlaces de las moléculas se fortalezcan, acercando y compactando las mismas. Con ello ocurren las transformaciones de vapor a líquido, de vapor a sólido y de líquido a sólido (Stull, 2015Stull, R. (2015). “Practical meteorology: An algebra-based survey of atmospheric science”. Dept. of Earth, Ocean and Atmospheric Sciences, University of British Columbia. 939 pp. ISBN-13: 978-0-88865-176-1, Available: http://www.eos.ubc.ca/books/Practical_Meteorology/). Cualquier lluvia en una región es producida por el vapor de agua que se condensa, por lo que, la intensidad de la lluvia puede ser medida a través de la tasa de calor latente liberado durante la condensación.

Organización de las corrientes ascendente y descendente

“En el caso especial de la lluvia localmente intensa de corta duración (con muy baja frecuencia de ocurrencia con respecto a los otros eventos severos dentro de las TLS), el proceso de formación de la corriente descendente dentro de la nube convectiva parece ser algo diferente. En vez de organizarse la corriente descendente a un lado de la ascendente, deberá ocurrir sobre la misma, ya sea por el debilitamiento de la que asciende, o por un incremento excesivo de la masa de agua, de los granizos y del hielo dentro de la nube, o ambas causas a la vez” (Carnesoltas, 2019Carnesoltas, M. (2019). “Tormentas locales severas. Tres condiciones necesarias”. Revista Cubana de Meteorología. Vol. 15, No. 1, 2019. E-ISSN: 0864-151X).

Con un valor de cizalladura igual a cero la corriente descendente arrastrará las gotas de lluvia sobre la misma corriente ascendente experimentando una resistencia en este movimiento, provocada por la misma. Con un valor de cizalladura del viento mayor que cero y menor que cierto valor crítico, la corriente ascendente estará poco inclinada con respecto al eje vertical de la tormenta y la corriente descenderá verticalmente a un lado y muy cerca de la ascendente, provocando una mayor advección de gotas de lluvia hacia la superficie, sin experimentar la resistencia de la corriente ascendente durante la caída. Si la cizalladura vertical supera cierto valor crítico, valor que depende del entorno y de factores termodinámicos, la corriente descendente estará muy separada de la ascendente y las gotas de lluvia se dispersarán en un radio muy grande provocando que la intensidad de la precipitación disminuya.

Magnitud de la corriente descendente. Capa seca en niveles medios

Una gran magnitud de la corriente que desciende de la nube de tormenta arrastrando gotas de lluvia, aire y granizos provocará una mayor advección de estos hacia la superficie. Se conoce que “la fuerza de la corriente descendente se fortalece por la existencia y/o advección de aire relativamente seco con el consiguiente enfriamiento por evaporación; así como por el refuerzo por la gran cantidad de agua líquida por unidad de volumen, el tamaño pequeño de la gota, un gradiente vertical fuerte” (Kamburova & Ludlam, 1966Kamburova, P. L. & Ludlam, F. H. (1966). “Rainfall evaporation in thunderstorm downdraughts”. Amer. Meteor. Soc., (92):510–518.; Srivastava, 1985Srivastava, R. C. (1985). “A simple model of evaporatively driven down draft: Application to microburst downdraft”. J. Atmos. Sci., (42):1004–1023. DOI: http://doi.org/10.1175/1520-0469(1985)0422.0.CO;2.) y además por la absorción de calor latente por evaporación y fusión (Moncrieff & Green, 1972Moncrieff, M. W. & Green, J. S. (1972). “The propagation of steady convective overturning in shear”. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, (98):336-352.).

Según Carnesoltas (2019)Carnesoltas, M. (2019). “Tormentas locales severas. Tres condiciones necesarias”. Revista Cubana de Meteorología. Vol. 15, No. 1, 2019. E-ISSN: 0864-151X “si ocurren los procesos de enfriamiento evaporativo con diferentes intensidades, y simultáneamente actúa el simple efecto de la gravedad por debajo de la altura de la isoterma de 0 °C del bulbo húmedo (wbz), actuarán ambas velocidades descendentes provocando una advección mayor de gotas de lluvia, o de granizos, o de masa de aire frío, aunque nunca las tres al mismo tiempo”.

Altura de la isoterma de 0 °C del bulbo húmedo

“Los granizos permanecen en equilibrio con la tensión del vapor de agua a temperaturas inferiores a 0 °C del bulbo húmedo, o sea, cuando se encuentran por encima del wbz, y en su descenso al atravesar este nivel, comenzarán un gradual cambio de fase con la energía del entorno, hacia gotas de nube y de lluvia. Simultáneamente, el agua líquida sufrirá durante la caída otro cambio de fase hacia vapor de agua. A un mayor wbz, menor probabilidad existirá que los granizos alcancen la superficie de la tierra sin haberse derretido totalmente alcanzándola en estado líquido y una mayor cantidad de lluvia llegará a la superficie aún sin evaporarse” (Carnesoltas, 2019Carnesoltas, M. (2019). “Tormentas locales severas. Tres condiciones necesarias”. Revista Cubana de Meteorología. Vol. 15, No. 1, 2019. E-ISSN: 0864-151X). Las profundas nubes que se extienden por encima de la isoterma de 0ºC del bulbo húmedo incentivan el proceso de colisión coalescencia, lo que implica mayor intensidad de la lluvia y mayor eficiencia de la precipitación.

Teniendo en cuenta los antes planteado y para avanzar en un futuro pronóstico de las lluvias localmente intensas de corta duración en las TE esta investigación tiene como objetivo principal: Identificar cuáles son los factores físico-meteorológicos que interaccionan y generan un acumulado igual o mayor a 30 mm en una hora de duración en superficie y, en consecuencia, una lluvia localmente intensa de corta duración.

Herramientas y metodología a utilizar en la investigación

Para definir las configuraciones sinópticas que produjeron lluvias localmente intensas de corta duración, se emplearon las series del archivo mundial de datos del Centro Nacional de Investigaciones Atmosféricas (NCAR, por sus siglas en inglés) y del Centro Nacional de Predicción del Tiempo (NCEP, por sus siglas en inglés), disponibles en el sitio web: https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/omposites/hours. Se escogieron los campos de presión al nivel medio del mar y de alturas de geopotencial en 850 hPa, 700 hPa, 500 hPa y 200 hPa en forma de una matriz limitada horizontalmente entre los 60º y 100º W y los 10º y 40º N que abarca toda el área correspondiente a Cuba y mares adyacentes.

Para determinar las condiciones a mesoescala bajo las cuales se formaron las tormentas que generaron lluvias localmente intensas de corta duración se emplearon las imágenes del satélite GOES 13 en los canales visible e infrarrojo, en dependencia de los horarios en que se produjeron las tormentas. Las imágenes se extrajeron del sitio web: https://www.bou.class.noaa.gov/saa/products/welcome con una resolución temporal de 10 min.

Sistema de Pronóstico Inmediato

Otra herramienta utilizada en esta investigación fue las salidas numéricas proporcionadas a partir del Sistema de Pronóstico Inmediato (SisPI). Con estas salidas se obtuvieron las variables primarias, a partir de las cuales se determinaron otras secundarias que fueron utilizadas en la determinación de los valores de los factores físico-meteorológicos. Este sistema fue desarrollado por el Centro de Física de la Atmósfera del INSMET y tiene como objetivo esencial la predicción a corto plazo de los diferentes procesos atmosféricos. Según Sierra et al. (2017)Sierra, M.; Borrajero, I., Ferrer, A.; Morfa, Y.; Morejón, Y. & Hinojosa, M. (2017). Estudios de sensibilidad del SisPI a cambios de la PBL, la cantidad de niveles verticales y las parametrizaciones de microfísica y cúmulos, a muy alta resolución. Informe Científico de resultado, Instituto de Meteorología, La Habana, Cuba, 26 p., DOI: http://doi.org/10.13140/RG.2.2.29136.0005, Available: https://www.researchgate.net/publication/325050959_Estudios_de_sensibilidad_del_SisPI_a_acmbios_de_la_PBL_la_cantidad_de_niveles_verticales_y_las_parametrizaciones_de_microfisica_y_cumulos_a_muy_alta_resolucion, [Consulted: August 10, 2022].: “el SisPI tiene en su base el modelo atmosférico WRF en su versión 3.5. Este sistema es inicializado con los datos del Global Forecast System (GFS) de 0.5 grados de resolución espacial y tiene cuatro actualizaciones diarias (0000, 0600, 1200 y 1800 UTC) de su pronóstico con una actualización trihoraria de las condiciones de frontera laterales. Cuenta con tres dominios de simulación con resoluciones de 27, 9 y 3 km (figura 1), con un horizonte de pronóstico de 24 horas para el dominio de 3 km y de 72 horas para los dominios de 27 y 9 km”.

En la presente investigación se utilizó el dominio de 3 km. Se dispuso de datos horarios con inicializaciones a las 0000 UTC para los días en que las tormentas ocurrieron en horas de la tarde hasta las 0000 UTC del día posterior y a las 1200 UTC para aquellos días en que las tormentas ocurrieron después de las 0000 UTC del día posterior. Estas condiciones se tomaron para evitar que el horario de evolución de la tormenta que generó los eventos de lluvia intensa se encontrara en el tiempo de acople del modelo numérico que es de 12 horas según Sierra et al. (2017)Sierra, M.; Borrajero, I., Ferrer, A.; Morfa, Y.; Morejón, Y. & Hinojosa, M. (2017). Estudios de sensibilidad del SisPI a cambios de la PBL, la cantidad de niveles verticales y las parametrizaciones de microfísica y cúmulos, a muy alta resolución. Informe Científico de resultado, Instituto de Meteorología, La Habana, Cuba, 26 p., DOI: http://doi.org/10.13140/RG.2.2.29136.0005, Available: https://www.researchgate.net/publication/325050959_Estudios_de_sensibilidad_del_SisPI_a_acmbios_de_la_PBL_la_cantidad_de_niveles_verticales_y_las_parametrizaciones_de_microfisica_y_cumulos_a_muy_alta_resolucion, [Consulted: August 10, 2022]..

A partir de estas salidas se obtuvieron las variables primarias: temperatura potencial (K), componentes del viento zonal, meridional y vertical (m/s), razones de mezcla del vapor de agua, del agua líquida y del hielo (g/Kg) para todos los niveles verticales antes mencionados. Con ellas se determinaron otras variables secundarias que fueron utilizadas en la determinación de los factores físico-meteorológicos que influyeron en la intensidad de la precipitación, las cuales se mencionan a continuación:

Donde rt es el promedio de la razón de mezcla en la columna, ρl es la densidad del agua líquida que es 1000 kg/m³ y la aceleración de la gravedad es g igual a 9,81 m/s². Para una columna donde rT varíe con la altura, se determinan los promedios de razón de mezcla de cada capa y se suman.

Donde u y v son las componentes zonal y meridional del viento, respectivamente y z la altura de cada capa.

Donde zNDL es la altura del NDL, que no es más que el nivel donde el aire que rodea la precipitación comienza a tener flotabilidad negativa comparado con el aire del entorno y desciende, θvp es la temperatura potencial virtual de la parcela, θve es la temperatura potencial virtual del entorno y z la altura de cada nivel.

La DCAPE también se puede determinar por el área entre el perfil de temperatura y la adiabática saturada de la parcela que desciende. En este caso, se determinó como nivel de descenso libre aquel en los niveles medios (300 - 600 hPa) donde la humedad relativa era mínima, ya que constituye el nivel donde se produce la mayor evaporación e inyección de flotabilidad negativa.

La velocidad máxima de la corriente se puede estimar mediante:

Para el cálculo de la altura de la isoterma de 0°C de la temperatura del bulbo húmedo (wbz) fue necesario calcular la temperatura del bulbo húmedo en cada nivel de presión por un método lineal a partir de la expresión determinada por Carnesoltas (2019Carnesoltas, M. (2019). “Tormentas locales severas. Tres condiciones necesarias”. Revista Cubana de Meteorología. Vol. 15, No. 1, 2019. E-ISSN: 0864-151X), a partir de las tablas psicrométricas que se usan en el INSMET, y que a su vez están calculadas a partir de las tablas Smithsonianas de 1953.

La altura de la isoterma 0°C del bulbo húmedo (wbz) se puede calcular a partir de la siguiente fórmula:

Donde h(1) es la altura del nivel 1 con tw(1) y h(2) es la altura del nivel 2 con tw(2).

Comprobación de los posibles factores que influyen en la intensidad de la precipitación

Se calcularon para cada caso de estudio de TEC y TES los factores físico-meteorológicos expuestos anteriormente y se realizó una comparación gráfica entre ellos. En la figura 2 la línea negra horizontal representa el valor crítico de la intensidad media de la precipitación, teniendo en cuenta los casos analizados, que tiene un valor de 30 mm/h.

Los primeros factores analizados fue el contenido total de agua precipitable (figura 2a) y altura de la isoterma de 0°C del bulbo húmedo (figura 2b). Ninguno de estos factores discriminó correctamente la generación de lluvias localmente intensas de corta duración. Los valores del contenido de agua precipitable en todos los casos analizados (tanto los de lluvia intensa como los que no) oscilaron entre 52.9 y 96.2 mm, valores muy superiores a los acumulados de precipitación registrados en superficie. Esto evidencia que todas las tormentas fueron capaces de contener grandes acumulados de agua líquida, producto a las fuertes corrientes ascendentes que transportaron las gotas de agua a las porciones superiores de la nube y tuvieron suficiente contenido total de agua precipitable para generar acumulados significativos en superficie.

En el caso de la altura de la isoterma 0°C del bulbo húmedo, en todas las tormentas analizadas esta se encontró encima a los 3 551,5 m, como se observa en la figura 2b. Hasta estas alturas las gotitas nubosas alcanzan un tamaño relativamente grande mediante el proceso de condensación, porque la tasa de aumento del radio de las gotitas decrece con el tiempo. Las gotitas nubosas calientes crecen y forman precipitación a través del proceso de colisión y coalescencia. Las gotitas más grandes caen por gravedad a través de las gotitas pequeñas y crecen a medida que chocan y se incorporan a ellas. A través de este proceso se favorece la eficiencia de la precipitación, lo que permite que se incremente también los acumulados en superficie. Sin embargo, no se determinó un valor crítico de este factor para la generación de lluvias localmente intensas de corta duración.

La organización de las corrientes ascendente y descendente se determinó a partir del análisis de la cizalladura vertical del viento horizontal. Para ello, se calcularon los valores de cizalladura para cada nivel desde 1000 hasta 100 hPa en intervalos de 50 hPa. Se graficaron estos valores en los casos de TEC junto a los casos de TES. Los resultados correspondientes a los casos de los días 20 y 18 de abril de 2017, así como a los del 4 y 5 de abril de 2019 se muestran en la figura 3a y 3b, respectivamente.

El análisis de la cizalladura vertical del viento arrojó valores de máxima cizalladura vertical en niveles muy bajos de la tropósfera hasta los 850 hPa, tanto en las TES como en las TEC, lo que pudo influir en el flujo de entrada de las celdas convectivas. Otros niveles de gran cizalladura se encontraron entre 450 hPa y 200 hPa en las TEC y entre 550 hPa y 250 hPa para los casos de TES. Esto estuvo relacionado con la presencia de fuertes corrientes en niveles superiores de la tropósfera que posibilitaron cierta estabilidad en las capas bajas de la misma. Los valores mínimos de cizalladura vertical del viento tanto en casos de TEC como de TES se encontraron en niveles entre 850 hPa y 400 hPa.

El comportamiento anterior de la cizalladura vertical del viento fue favorable para la formación de celdas ordinarias, en las que la corriente descendente rápidamente interaccionó con la ascendente, reemplazándola y disipando la tormenta. Esta débil cizalladura vertical del viento posibilitó que las corrientes ascendentes estuvieran poco inclinadas con respecto a los ejes verticales de las tormentas y las corrientes descendieran verticalmente a un lado y muy cerca de las ascendentes, provocando una mayor advección de gotas de lluvia hacia la superficie, sin experimentar las resistencias de las corrientes ascendentes durante la caída. Sin embargo, este factor no resultó discriminante en la generación de lluvias localmente intensas.

Un factor que pudo provocar una mayor advección de gotas de lluvia hacia la superficie terrestre fue que la corriente descendente tuviera una gran magnitud. Por esto, se analizó la relación de esta velocidad, obtenida a partir de la DCAPE, con la intensidad media de la precipitación para una hora. Este factor no resultó discriminante igualmente para la ocurrencia de lluvia localmente intensa de corta duración (figura 4). Las velocidades de las corrientes descendentes en las tormentas analizadas tuvieron valores desde 11,5 m/s hasta 37,3 m/s.

Distribución vertical de la humedad relativa

A partir de los datos del SisPI, se realizaron cortes verticales zonales y meridionales de la variable humedad relativa en los puntos donde se produjeron las TEC y las TES. A partir del análisis de la humedad relativa se encontró un marcado contraste entre los niveles bajos y medios de la tropósfera en todos los casos, predominando valores superiores a 80 % desde superficie hasta 700 hPa en cuatro casos de TEC, condición necesaria para la formación de convección profunda e incluso severidad dentro de ella (Carnesoltas et al., 2013Carnesoltas, M.; Sierra, M.; Rabelo, D. & Fernández, E. (2013). “Factores físicos que influyen en la caída de granizos y en las aeroavalanchas sobre Cuba”. Informe de Resultado. Instituto de Meteorología, 65 pp.). Por otra parte, una extensa capa seca estaba presente desde los 600 hPa hasta los niveles superiores, con valores de humedad relativa inferiores a 50%, alcanzando en tres casos valores de hasta prácticamente 0% en un área extensa. Estos bajos valores de humedad relativa en una profunda capa de la tropósfera favorecieron la absorción de calor latente por evaporación y fusión, lo que aceleró las corrientes descendentes y provocó una mayor advección de gotas de agua hacia la superficie. En contraste con los otros cuatro casos de TEC, el día 10 de julio de 2019, esta capa seca se extendió a partir de los 400 hPa. Esta TEC correspondió a la de menor velocidad de la corriente descendente, sin embargo, generó una lluvia localmente intensa de corta duración.

En los casos de TES la capa seca se extendió también desde los 600 hPa, con valores de humedad relativa por debajo de 50%. En solo un caso esta capa seca se extendió a partir de los 500 hPa y en solo dos casos alcanzaron valores de 0% en un área extensa. Los cortes verticales de dos ejemplos, que corresponden a una TEC y una TES, respectivamente, se muestran en la figura 5 y 6.