Evolución del ambiente sinóptico

A las 0000 UTC del 28 de Noviembre, el cuarto frente frío de la temporada invernal 2013-2014 cruzaba la provincia de Sancti Spíritus, transitando lentamente al este hasta ubicarse a las 0600 UTC sobre la provincia de Camagüey. La onda polar asociada al mismo se amortiguaba en 850 y 700 hPa por debajo de los 25ºN; en 500 hPa y 200 hPa aparecía fraccionada, con un segmento sobre la costa oriental de los EE.UU hasta la Florida y otro segmento sobre el golfo de México. Esta situación en la altura, propició que el sistema en superficie tuviera poco movimiento al este, con tendencia a quedar casi-estacionario en las inmediaciones de las provincias de Camagüey y Las Tunas, donde mantuvo las áreas de nublados y algunas lluvias, mientras el anticiclón migratorio invadía todo el sur de los EE.UU, el Atlántico adyacente, el golfo de México y Centroamérica. A las 0000 UTC del 29 de Noviembre, el sistema anticiclónico migratorio de origen continental estaba representado por dos centros de 1035 hPa sobre los estados de Alabama y Carolina del Norte; imponiendo sobre Cuba y mares adyacentes un fuerte gradiente de presión, principalmente entre la Florida y la región occidental del archipiélago cubano, y marcadas condiciones invernales en la mitad occidental de la mayor de las Antillas. El anticiclón subtropical del Atlántico norte se retiraba al este disminuyendo su influencia en el Caribe, típico en este mes de transición.

La onda polar asociada al frente frío perdía identidad en el aire superior sobre el Atlántico, favoreciendo la penetración o extensión de una amplia dorsal de alto valor geopotencial en los 700 y 500 hPa, desde el Atlántico occidental hasta Las Bahamas, el noroeste del mar Caribe y el golfo de México, provocando que el sistema frontal comenzara a retroceder hacia las provincias centrales de Villa Clara y Cienfuegos. En 850 hPa, una vaguada invertida tenía su eje cruzando la porción oriental del golfo de México, la provincia de Artemisa y el mar Caribe, interactuando con una onda corta en los 500 y 200 hPa que se desplazaba en el flujo del oeste sobre la Florida y el estrecho del mismo nombre.

Una faja de humedad con valores superior al 70 % asociado con el sistema frontal, se extendía sobre la provincia de Matanzas hasta Ciego de Ávila, mientras en el occidente predominaba una masa de aire seca asociado con la marcada influencia continental. La intensidad del viento en 925 hPa con valores entre 12 y 14 m/s (43 y 50 km/h) sobre Las Bahamas, el estrecho de La Florida y Cuba, indicando la existencia de un chorro de bajos niveles. A las 1200 UTC el sistema frontal se había desplazado al oeste, forzado por la penetración de la amplia dorsal anticiclónica en los niveles medios, orientada zonalmente que provocó el levantamiento de la zona frontal en su porción sur, retrocediendo hacia la región occidental de Cuba y quedando el sector cálido oscilando sobre el estrecho de La Florida, entre las provincias de Mayabeque y Matanzas hasta la isla de la Juventud. La franja de humedad en los niveles bajos también avanzaba hacia el oeste y extendiéndose a la región occidental cubana, el estrecho de La Florida y sudeste del golfo de México.

La interacción como un todo, del sistema frontal, la onda corta en niveles medios profundizando sobre el golfo y la vaguada invertida en los 850 hPa, propició una atmósfera más inestable, dando continuidad al evento de grandes precipitaciones que se iniciaba en horas de la madrugada del día 29 de noviembre.

El anticiclón continental migratorio se intensificaba a medida que se desplazaba en el flujo del Oeste hacia las inmediaciones de los Grandes Lagos con un valor de1036 hPa; imponiendo un régimen de vientos fuertes del nordeste al este sobre el archipiélago cubano. El viento en 925 hPa mostraba valores sobre Cuba entre 11 y 12 m/s (42 y 44 km/h). A las 0000 UTC del día 30 (Anexo V), el frente casi-estacionario mantenía su influencia sobre el área de estudio, aunque mostraba una tendencia a curvarse anticiclónicamente a medida que el centro del anticiclón migratorio transitaba hacia la porción norte-oriental de los Estados Unidos. Se intensificaba el chorro de bajos niveles (925 hPa) del nordeste al este entre 13 y 15 m/s (46 y 54 km/h) desde Las Bahamas septentrionales hasta el mar Caribe occidental, con altos valores de humedad de 80 % en 850 hPa, la que disminuyó sobre las provincias de Matanzas y Mayabeque, mientras la zona frontal se curvaba o levantaba hacia el estrecho de La Florida. La dorsal de alto valor geopotencial estaba mejor estructurada desde 850 hPa hasta 500 hPa, y aparecía una vaguada inducida en los 700 hPa sobre la región oriental hasta Jamaica y una onda corta mejor definida en los 500 y 200 hPa sobre La Florida y el sudeste del golfo de México, generando un flujo inestable del suroeste en la rama ascendente de la vaguada.

Los sistemas que a escala sinóptica intervinieron en la génesis del evento hidrometeorológico extremo estudiado se debilitaban a partir de las 1200 UTC del día 30. La vaguada inducida en los 700 hPa se desplazó hacia las provincias centrales, profundizándose hasta los niveles bajos y la onda corta avanzaba al este con su eje orientado nordeste-suroeste sobre La Florida. El sistema frontal se disipaba sobre el estrecho de La Florida, disminuyendo de manera gradual el contenido de humedad en la capa baja, pero persistía la rapidez del viento en el nivel de 925 hPa entre 11 y 12 m/s (42 y 44 km/h).

Comportamiento del perfil termodinámico

En ambos perfiles pronóstico de la estación de Casablanca del 29 de noviembre a las 0900 UTC y 1200 UTC (figura 2a y b), se observa como el viento cambia de dirección y fuerza entre los niveles bajos y medios, del nordeste al este en la tropósfera baja (1000-850 hPa) al suroeste y oeste en la tropósfera media (700-500 hPa), con un debilitamiento de la intensidad con la altura y apreciándose una moderada a fuerte cizalladura vertical del viento en los primeros 6 km.

En la capa baja, el viento presentó máximos de velocidad de 10 m/s (37 km/h), lo que se puede asumir como la presencia de un chorro de los bajos niveles inducido por forzamiento o empuje del intenso anticiclón continental migratorio, lo que desempeñó un rol decisivo en el constante aporte de humedad sobre el estrecho de la Florida y la costa norte occidental de Cuba; mientras en la capa media el giro del viento al tercer cuadrante disminuyendo su intensidad a 1 m/s (4 km/h) estuvo asociado con la presencia de la onda corta en 500 hPa alejada al oeste sobre la región central del golfo de México.

El aumento de la temperatura ambiental cerca del nivel de 750 hPa, generó una inversión térmica de tipo frontal que inhibió el desarrollo de las tormentas en la vertical, dado por el levantamiento de la porción sur del sistema frontal sobre el occidente y quedando el sector cálido sobre el área de estudio, lo que provocó el ascenso de una masa de aire más cálida por encima de una masa de aire más fría y densa cerca del suelo. Sin embargo, la nube convectiva ya existente pero con valores significativos de humedad en la capa baja (850 hPa) superior al 90 %, pudo desarrollar tormentas próximas a la superficie, es decir, convección poco profunda donde el tope de la nube solo alcanzaba la altura de la inversión. A esta capa húmeda se le superpuso una capa muy seca en los niveles medios con valores inferiores al 30 %; estas diferencias significativas y cambio brusco del contenido de humedad entre 850 hPa y 700 hPa favorecieron los movimientos descendentes y forzó al entorno circundante a liberar toda la energía y humedad almacenada en la tropósfera baja, desarrollando núcleos convectivos de forma explosiva.

El gráfico de precipitación de la estación automática de Casablanca del día 29 (figura 3) refleja el incremento de las lluvias a intervalos desde la madrugada, con una mayor intensidad de 2 mm por minuto en las primeras horas de la mañana entre 1300 UTC y las 1400 UTC (las 8 am y las 9 am hora local).

Los datos obtenidos por las predicciones de los radiosondas en el horario vespertino 2100 UTC del día 29 y 0000 UTC del día 30 muestran con claridad la evolución temporal de los parámetros e índices termodinámicos con respecto a la madrugada y la mañana. La inversión térmica desapareció en el sondeo de la tarde (figura 4a) mostrando cambios en los índices de inestabilidad. Si se comparan los parámetros entre las 0900 UTC (figura 2a) y las 2100 UTC (figura 3a), se puede apreciar que el índice de levantamiento (LI) pasó de 2 a -1, el índice K aumentó de 13 a 27 y la Energía Potencial Convectiva Disponible (CAPE) aumentaba a 526 J/Kg, pero no era suficiente para generar tormentas convectivas de fuertes corrientes ascendentes, lo cual se demuestra en la altura de los topes máximos de las nubes obtenidos por el radar meteorológico. El contenido de agua precipitable de 29.9 mm a las 0900 UTC se incrementó a 34.2 mm a las 2100 UTC, estos valores no eran significativos, pero mostraban un incremento de la probabilidad de lluvias en la tarde, registrándose entre las 1700 UTC-2100 UTC (12:00 pm-4:00 pm) las lluvias más intensas, alcanzando los 3 mm por minuto (figura 3).

En el sondeo de la noche se produce nuevamente la inversión frontal, con un ligero aumento de la temperatura en el nivel de 700 hPa (figura 3b), indicando la oscilación de la zona baroclínica entre el estrecho de La Florida y la costa norte occidental de Cuba, donde se ubica La Habana. El chorro de bajo nivel se superponía por encima del sistema frontal, haciendo que ascendiera el aire cálido y húmedo sobre el más seco y fresco, mientras el viento en los 500 hPa se incrementó girando al oeste a medida que la onda corta en este nivel se desplazaba sobre La Florida y el este del golfo de México, muy próxima o sobre el área de estudio. Este ambiente tan inestable provocó la rápida desestabilización de la atmósfera y favoreció la persistencia de la precipitación.

Análisis de las observaciones de radar e imágenes de satélite

En la secuencias de observaciones de radar analizadas del día 29 (figura 5a) aparecen ecos de reflectividad fuerte sobre el área de estudio (48-53 dBZ), con algunos núcleos de máxima intensidad (55 dBZ) afectando principalmente los municipios costeros de la capital (Playa, Plaza de la Revolución, Centro Habana, Habana Vieja y Habana del Este). Los ecos mencionados se fueron formando en el mar (estrecho de La Florida) y trasladándose hacia la zona del litoral habanero, desarrollados en una estructura cuasi estacionaria y generando en su desplazamiento Nordeste-Suroeste el llamado “Efecto de tren convectivo”, que afectó a determinadas zonas de la capital de forma casi continua con numerosas e intensas lluvias, como si fuera una tormenta cuasi estacionaria en un mismo lugar, siendo en realidad diferentes ecos convectivos, similar a lo encontrado por Quintero y Suarez (2016)Quintero P. D y D.M. Suárez (2016): “Estudio de la situación de precipitaciones intensas de los dis 22 y 23 de octubre de 2015 en Canarias” Agencia Estatal de Meteorología (AEMET). Madrid.
. En las secuencias de imágenes de satélite (figura 5b), se observa predominio de nubosidad en capas en todo el occidente de Cuba y los mares al norte, con el desarrollo de una línea de nubes bajas y algunas celdas empotradas de convección moderada, la cual se extendía directamente sobre La Habana, asociada con una zona de discontinuidad debido a la oscilación del frente casi-estacionario.

La constante regeneración de celdas de convección y la propagación de éstas desde el estrecho de la Florida hacia la costa norte occidental de Cuba, en la misma dirección que las celdas primarias, estuvo estrechamente relacionado a la persistencia del chorro de los bajos niveles casi estacionario que mantuvo la intrusión húmeda en los niveles inferiores de la tropósfera y a lo largo del sistema frontal, alimentando las estructuras convectivas organizadas que se desarrollaban en un entorno tan inestable.

Los sistemas convectivos que producen inundaciones súbitas, como es este caso de estudio, no necesariamente tienen que estar asociados a los que generan tiempo severo debido a que los sistemas convectivos que producen lluvias intensas, presentan un bajo centroide de ecos de máxima reflectividad (LEC), según plantea Caracena (1979)Caracena, F. et al. (1979): “Mesoanalysis of the Big Thompson storm. Monthly WeatherReview, pp 1-17, 107 pp.
. En una sección transversal o corte vertical de varias celdas vista con el radar de Casablanca (figura 6a, b y c), se aprecia que los topes del sistema convectivo de mesoescala solo alcanzaban los 5 km de altura, con un centroide de ecos de máxima reflectividad (LEC) en la capa baja de la nube entre 1 y 2 km de altura, cuando a éstos lo caracteriza su ubicación por encima del nivel de congelación (HEC); por tanto, los núcleos convectivos tenían gran cantidad de gotas de agua por debajo de la isoterma de 0 ºC que se localizaba en el nivel 600 hPa (ver sondeos termodinámicos), predominando los procesos de colisión-coalescencia que favoreció la intensidad y eficiencia de la precipitación y dio lugar a la inundación súbita en La Habana.

Las observaciones de radar del día 30, mostraron ecos de reflectividad fuerte (45-50 dBZ) con núcleos convecticos bien organizados que se desplazaban desde el Nordeste hacia el Suroeste (figura 7a), conectados unos con otros y formando una estructura convectiva lineal y cuasi estacionaria que se extendía desde el mar hasta la provincia La Habana, otra característica similar a la encontrada por Quintero y Suárez (2016)Quintero P. D y D.M. Suárez (2016): “Estudio de la situación de precipitaciones intensas de los dis 22 y 23 de octubre de 2015 en Canarias” Agencia Estatal de Meteorología (AEMET). Madrid.
. Este ordenamiento convectivo quedaba dentro de una zona de confluencia en los bajos niveles (figura 8) que se generó en el estrecho de La Florida debido a la interacción entre el flujo sinóptico del nordeste al este y el flujo de salida a mesoescala (terral) del norte nordeste durante la madrugada y la mañana en la porción sur de la península de La Florida.

En las imágenes de satélite se aprecia que el sistema frontal ya se había disipado, quedando la línea de convección moderada sobre el estrecho de La Florida (figura 7b), asociada a la zona de confluencia antes descrita, extendida casi zonal y tangente a la costa norte occidental con mayor incidencia de los municipios costeros de la provincia La Habana, dando continuidad a las persistentes precipitaciones que se había iniciado en la madrugada del 29 de noviembre. El evento lluvioso finalizó cerca de las 1600 UTC del día 30 cuando disminuye la humedad en la capa baja y desaparece el chorro de los bajos niveles.

Efectividad del modelo de predicción numérica WRF

En su conjunto, los modelos numéricos muestran o expresan la probable existencia de áreas de lluvias para una región o dominio extenso, donde los campos meteorológicos acoplan valores altos de humedad relativa en la tropósfera baja y media, índices de estabilidad elevados o críticos y valores adecuados de movimientos verticales. Sin embargo, aún no son capaces de resolver algunos problemas que pueden conllevar a la predicción desacertada de determinadas situaciones meteorológicas complejas. En la gran mayoría de los casos, los modelos no indican o estiman el desarrollo de eventos lluviosos extremos de pequeña escala “mesoescala“ y no son capaces de mostrar con exactitud la cantidad de lluvia caída en períodos muy cortos de tiempo producidas generalmente por nubes convectivas, o mostrar la existencia de eficientes precipitaciones por nubes de poco desarrollo vertical, las cuales pueden sobrepasar los 100 o 200 mm en 24 horas e incluso alcanzar acumulados con valores significativos, como ocurrió en la zona de Jaimanitas, municipio de Playa (costa Norte de la provincia La Habana) los días 29 y 30 de Noviembre de 2013, donde el total de lluvias fue superior a los 300 mm.

El modelo atmosférico WRF está disponible de forma operativa en el Centro de Pronósticos del Tiempo, constituyendo una de las principales herramientas de trabajo en la práctica operativa, el cual es alimentado por el modelo global GFS, por tanto la evaluación realizada es válida para la combinación de ambos modelos. Aunque su resolución ha ido mejorando con el paso del tiempo, no está exento de las desventajas antes mencionadas, por lo que continúa siendo insuficiente para simular el desarrollo y evolución de sistemas convectivos a mesoescala, pues a pesar de mostrar determinadas condiciones de inestabilidad mediante la salida de los sondeos antes explicados (chorro en los bajos niveles, alta humedad en la capa baja, cizalladura vertical necesaria en los primeros 6 km de altura, entre otros), y simular con un alto grado de confiabilidad los sistemas que a escala sinóptica influían sobre Cuba y mares adyacentes, no pudo ubicar o mostrar adecuadamente la zona de precipitación ni la intensidad alcanzada.

En las salidas del modelo válidas para las 1200 UTC y 2100 UTC del día 29 se puede observar que indicaba abundante nubosidad (figura 9) extendida sobre las regiones occidental y central de Cuba y los mares adyacentes, manifestando el desplazamiento al oeste de la banda frontal.

La franja de humedad en el nivel de 850 hPa también fue bien reflejada por el modelo sobre el área de estudio y el estrecho de la Florida con valores superior al 90 % (figura 10a y b), a la que se le superpuso una diferencia significativa en los 500 hPa donde los valores eran inferior al 70 % (figura 10c y d).

Máximos de reflectividad de moderados a fuertes entre 35 y 45 dBZ se observan sobre Las Bahamas centrales y al nortede la provincia de Villa Clara, con algunas núcleos más dispersos hacia la costa norte de Artemisa y Pinar del Río, sin embargo sobre La Habana y el estrecho de la Florida no se reflejaba la existencia de máximos de reflectividad (figura 10a) y por tanto el modelo no predecía la cantidad de lluvia caída el 29 de Noviembre, solo mostraba alguna lluvia con valores entre 2 y 6 mm en 3 horas sobre las regiones de máxima reflectividad (figura 10b). Una predicción muy similar se observaba en la salida del modelo en el horario de la tarde (figura 11a y 11b).

Considerando los errores que pueden reflejar los modelos de pronósticos ante situaciones meteorológicas de rápida evolución en el tiempo y de esta magnitud, como fue en este caso de estudio analizado, los pronosticadores del estado del tiempo disponen de otras herramientas de trabajo ante situaciones de este tipo, como los datos de las observaciones de las estaciones de tierra, las observaciones de la nubosidad mediante los satélites meteorológicos y la información recibida por los radares meteorológicos.

La teledetección, facilita la vigilancia de eventos de tiempo severo e intensas lluvias y la rápida evolución de sistemas convectivos, su ciclo de vida y la intensidad de la precipitación en un momento y lugar determinado. De ahí la importancia de mantener el seguimiento de eventos hidrometeorológicos extremos y sus predicciones a muy corto plazo (nowcasting) a través del uso y explotación en la práctica operativa del radar y el satélite meteorológico, pero teniendo en cuenta que realizan observaciones en tiempo real y los pronósticos quedarían reducidos a plazos muy cortos, siendo esto una limitante o desventaja, pues no permite brindar una respuesta más oportuna a los tomadores de decisiones para mitigar las pérdidas y daños que puedan provocar determinadas situaciones de intensas lluvias a escala local. Por tal motivo, continuar profundizando en los estudios de estos fenómenos meteorológicos peligrosos sigue siendo una necesidad, con el fin de mejorar la efectividad de los pronósticos de abundantes precipitaciones a plazos de 24 a 72 horas, que permitan emitir Alertas Tempranas y Avisos Especiales más certeros y adecuados.