MONOGRAFÍA TÉCNICA

Dinámica convectiva, cumulonimbos y tormentas

Fundamentos físicos, conceptos principales, organización, fenómenos adversos y predicción, con especial atención a la península ibérica

Segunda edición, ampliada y revisada · Octubre de 2026

Notación y convenciones

Se emplea el Sistema Internacional, con las excepciones habituales en meteorología (hPa para la presión, km/h o nudos para el viento cuando así se citan las fuentes, mm o l/m² para la precipitación). Los vectores se escriben en negrita cuando se tratan como tales en el texto; en las ecuaciones se usa la notación compacta habitual.

Tabla 1. Símbolos principales usados a lo largo del libro.

Parte I. Fundamentos

1. La convección profunda en el sistema atmosférico

1.1. Qué entendemos por convección

En física, la convección es el transporte de calor por el movimiento de un fluido. En meteorología el término se reserva, sobre todo, para los movimientos verticales impulsados por la flotabilidad: porciones de aire menos densas que su entorno que ascienden y porciones más densas que descienden. La convección se distingue de los movimientos verticales de gran escala (ascensos sinópticos de centímetros por segundo, asociados a la advección de vorticidad y temperatura) por su escala horizontal pequeña, comparable a su escala vertical, y por sus velocidades verticales de metros a decenas de metros por segundo, que la sitúan fuera del equilibrio hidrostático.

Se distingue entre convección somera, limitada a la capa límite o a los primeros kilómetros (cúmulos de buen tiempo, estratocúmulos), y convección profunda, que atraviesa la mayor parte de la troposfera y da lugar a cúmulos congestos y cumulonimbos. También conviene separar la convección seca, propia de la capa límite diurna sobre suelos recalentados, de la convección húmeda, en la que el cambio de fase del agua es el combustible principal. La convección profunda es siempre húmeda: sin el calor latente liberado por la condensación, las parcelas no podrían alcanzar la alta troposfera, porque la atmósfera real es estable para el aire no saturado en casi toda su extensión.

Este compendio se centra en la convección profunda húmeda (en la literatura anglosajona, deep moist convection, DMC), cuyo producto visible es el cumulonimbo y cuya manifestación más popular es la tormenta.

1.2. El papel de la convección en el sistema climático

La superficie terrestre recibe más energía solar en los trópicos que en las latitudes altas, y más en el suelo que en la troposfera. La atmósfera redistribuye ese exceso mediante dos grandes mecanismos: la circulación general, que transporta calor y cantidad de movimiento hacia los polos, y la convección, que los transporta en la vertical. Si el perfil de temperatura de la troposfera estuviera determinado solo por el equilibrio radiativo, el gradiente vertical sería muy superior al adiabático seco cerca de la superficie. La convección actúa como un mecanismo de ajuste que impide ese estado: elimina la inestabilidad en cuanto se crea y mantiene la troposfera tropical cerca de un perfil adiabático saturado. Este concepto, el equilibrio radiativo-convectivo, es la base de los primeros modelos climáticos y sigue siendo una referencia teórica fundamental (Emanuel, 1994).

La convección profunda es además el principal sumidero de vapor de agua en la baja troposfera, la principal fuente de calor latente en la troposfera media y alta en los trópicos, un mecanismo esencial de transporte vertical de aerosoles, gases traza y cantidad de movimiento, y la fuente de buena parte de los cirros que regulan el balance radiativo. Los grandes sistemas convectivos tropicales organizan además oscilaciones intraestacionales de escala planetaria. En latitudes medias, la convección es responsable de una fracción muy importante de la precipitación estival y de la mayoría de los fenómenos meteorológicos adversos de escala local.

Un orden de magnitud ayuda a valorar su peso: los detectores ópticos embarcados en satélites han permitido estimar que en el planeta se producen 44 ± 5 descargas eléctricas por segundo (sumando las intranubosas y las de nube a tierra), unos 1.400 millones al año, con una relación aproximada de diez a uno entre continentes y océanos (Christian et al., 2003). Es una cifra muy inferior al valor de cien por segundo que se aceptó durante gran parte del siglo XX, basado en registros de días de tormenta, y refleja a la vez la ubicuidad de la convección profunda y su concentración sobre tierra firme.

Desde el punto de vista geográfico, los ambientes favorables a tormentas severas no se distribuyen de manera uniforme. Brooks et al. (2003), a partir de reanálisis globales, mostraron que la coincidencia frecuente de CAPE elevada y cizalladura fuerte se concentra en unas pocas regiones del mundo: las grandes llanuras de Norteamérica, el sureste de Sudamérica (cuenca del Río de la Plata), el norte de la India y Bangladés, partes de Sudáfrica y Australia y, en menor medida, Europa central y meridional. Fuera de esas regiones, las tormentas son frecuentes pero raramente se organizan en supercélulas. Europa ocupa una posición intermedia: sus ambientes de tiempo severo son menos extremos que los norteamericanos, pero se traducen con relativa frecuencia en tormentas severas (Taszarek et al., 2020b).

1.3. Escalas espaciotemporales

Los fenómenos convectivos abarcan desde el tornado, de decenas a cientos de metros, hasta los sistemas convectivos de mesoscala, que cubren cientos de miles de kilómetros cuadrados (figura 1.1). La duración característica crece con la dimensión, como ya formalizó Fujita (1981): un microrreventón dura minutos; una célula ordinaria, entre media y una hora; una supercélula, varias horas, y un sistema convectivo de mesoscala, en ocasiones, más de un día.

La clasificación de Orlanski (1975) divide la mesoscala en meso-α (200–2000 km), meso-β (20–200 km) y meso-γ (2–20 km). Las células convectivas son fenómenos meso-γ; las supercélulas y las líneas de turbonada, meso-β; los grandes sistemas convectivos, meso-α. Dos números adimensionales separan regímenes dinámicos:

• El número de Rossby, Ro = U/(fL), compara la aceleración advectiva con la de Coriolis. Para una célula convectiva (U ≈ 10 m s⁻¹, L ≈ 10 km, f ≈ 10⁻⁴ s⁻¹) vale del orden de 10, de modo que la rotación terrestre es irrelevante en su dinámica interna. Para un sistema de mesoscala de 300 km que persiste muchas horas, Ro se acerca a la unidad y la rotación terrestre empieza a influir.

• El radio de deformación de Rossby, LR = NH/f, del orden de varios cientos de kilómetros en la troposfera, indica la escala a partir de la cual el calentamiento convectivo es «retenido» por la rotación en lugar de dispersarse mediante ondas de gravedad. Los sistemas que superan esa escala generan circulaciones equilibradas, como los vórtices convectivos de mesoscala que pueden sobrevivir a la tormenta que los creó (Houze, 2004).

1.4. Breve historia del estudio de las tormentas

La observación de las tormentas es tan antigua como la humanidad, pero su estudio científico es reciente. Benjamin Franklin demostró a mediados del siglo XVIII la naturaleza eléctrica del rayo. A finales del siglo XIX ya se había descrito la nube de tormenta con su yunque característico y, en 1888, Gustavus Hinrichs propuso el término derecho para distinguir los temporales de viento en línea recta de los tornados (Corfidi et al., 2016). En la primera mitad del siglo XX, C. T. R. Wilson describió la estructura dipolar de carga de las tormentas, Bergeron y Findeisen explicaron la formación de precipitación en nubes frías y se desarrollaron los diagramas termodinámicos que aún usamos, como el emagrama, el tefigrama y, en 1947, el diagrama oblicuo de Herlofson (Skew-T).

El punto de inflexión llegó tras la Segunda Guerra Mundial con el Thunderstorm Project, un programa conjunto de la Fuerza Aérea, la Marina, el NACA y el Servicio Meteorológico de los Estados Unidos que, dirigido por Horace Byers desde la Universidad de Chicago, estudió tormentas en Florida (1946) y Ohio (1947). Con aviones que atravesaban las tormentas a distintas alturas, radares militares reconvertidos y redes densas de estaciones de superficie, el proyecto obtuvo por primera vez una imagen tridimensional del interior de un cumulonimbo. Su monografía final (Byers y Braham, 1949) estableció el modelo de las tres etapas del ciclo de vida de una célula, que sigue siendo la base de la enseñanza actual (NWS Wilmington, s. f.).

Las décadas de 1950 y 1960 fueron las del radar. Browning (1964) describió las tormentas que se desplazaban a la derecha del viento medio y acuñó, con Ludlam, el término supercélula; Browning y Ludlam documentaron la región de ecos débiles bajo la corriente ascendente. Fujita, desde Chicago, desarrolló en 1971 la escala de intensidad de tornados que lleva su nombre y, en la década siguiente, descubrió los reventones (Fujita, 1985). El radar Doppler, a partir de los años setenta, permitió observar directamente la rotación de los mesociclones; el tornado de Union City (Oklahoma) de 1973 fue el primero documentado sistemáticamente con radar Doppler y equipos de campo.

La revolución teórica llegó con los modelos numéricos tridimensionales de nube. Las simulaciones de Klemp y Wilhelmson (1978), Weisman y Klemp (1982, 1984) y Rotunno y Klemp (1982) explicaron por qué la cizalladura del viento determina la forma de organización de las tormentas, cómo se dividen y por qué se propagan hacia la derecha. Davies-Jones (1984) formalizó el papel de la vorticidad longitudinal y la helicidad. Rotunno, Klemp y Weisman (1988) propusieron su teoría de las líneas de turbonada. Las campañas VORTEX (1994–1995) y VORTEX2 (2009–2010) llevaron radares móviles hasta pocos kilómetros de los tornados.

Hoy, la combinación de radares de doble polarización, satélites geoestacionarios con detectores de rayos, redes de observadores y modelos de predicción que resuelven explícitamente la convección ha transformado la vigilancia y el aviso de fenómenos adversos. En Europa, el detector de rayos del satélite Meteosat de Tercera Generación (MTG-I1) comenzó su servicio operativo el 31 de octubre de 2024 (EUMETSAT, 2024), y el Laboratorio Europeo de Tormentas Severas (ESSL), fundado en 2006, mantiene la base de datos europea de tiempo severo (ESWD).

1.5. Terminología básica

• Célula convectiva: región compacta de corriente ascendente y, más tarde, descendente, que constituye la unidad dinámica básica de una tormenta. En radar aparece como un núcleo de reflectividad.

• Tormenta: cumulonimbo o conjunto de cumulonimbos que producen rayos y truenos. En el uso cotidiano el término se aplica también a la lluvia intensa o al viento fuerte, pero en sentido estricto la actividad eléctrica es el criterio definitorio. Se considera día de tormenta en un lugar aquel con al menos una descarga a menos de 10 km (AEMET, 2019).

• Tormenta severa: la que produce granizo de al menos 2 cm de diámetro, rachas de al menos 25 m s⁻¹ (90 km/h), tornados o precipitaciones extremas, según los criterios del ESSL y su base de datos ESWD. En Estados Unidos se usan umbrales de 1 pulgada (2,54 cm) para el granizo y 50 nudos (≈ 93 km/h) para el viento.

• Modo convectivo: forma de organización de la convección (células aisladas, multicélulas, supercélulas, líneas, sistemas de mesoscala). El modo convectivo condiciona qué fenómenos adversos son más probables.

• Iniciación convectiva: momento y lugar en que una parcela alcanza su nivel de convección libre y se desarrolla una nube convectiva profunda. Es uno de los aspectos más difíciles de predecir.

• Convección de base superficial y convección elevada: según la parcela que alimenta la corriente ascendente proceda de la capa en contacto con el suelo o de una capa por encima de una inversión.

2. Ecuaciones del movimiento convectivo

2.1. Por qué hacen falta aproximaciones

Las ecuaciones completas de la dinámica de fluidos compresibles describen desde las ondas sonoras hasta los movimientos planetarios. Para estudiar la convección conviene filtrar los procesos irrelevantes, en particular las ondas sonoras, que imponen pasos de tiempo muy pequeños en los modelos y no influyen en la dinámica de las tormentas. Para ello se descompone cada variable en un estado de referencia hidrostático, que depende solo de la altura, y una perturbación:

2.2. Aproximaciones de Boussinesq y anelástica

La aproximación de Boussinesq supone que las variaciones de densidad son pequeñas y solo importan cuando van multiplicadas por la gravedad. La ecuación de continuidad se reduce a la condición de incompresibilidad ∇·v = 0. Es adecuada para movimientos poco profundos comparados con la escala de altura de la atmósfera (unos 8 km), como las circulaciones de la capa límite o las corrientes de densidad.

Para la convección profunda, que atraviesa una troposfera en la que la densidad disminuye a la mitad cada 5–6 km, se usa la aproximación anelástica, en la que la continuidad toma la forma:

Esta forma filtra las ondas sonoras pero conserva la disminución de la densidad con la altura. Una consecuencia importante es que una corriente ascendente que mantenga su flujo másico ρ₀wA debe acelerarse o ensancharse al subir. Los modelos de nube modernos (por ejemplo, el CM1 de Bryan y Fritsch, 2002) resuelven en cambio las ecuaciones compresibles con técnicas de paso de tiempo dividido.

2.3. La ecuación del movimiento vertical y la flotabilidad

Bajo la aproximación anelástica, la ecuación de la componente vertical del movimiento puede escribirse:

donde γ = cp/cv ≈ 1,4 y rh es la razón de mezcla de los hidrometeoros. El término B es la flotabilidad: la aceleración vertical que experimentaría una parcela de densidad distinta a la de su entorno si no hubiera gradientes de presión perturbados. Sus tres sumandos expresan, respectivamente, el efecto de la temperatura virtual (el aire más cálido o más húmedo es más ligero), el de la perturbación de presión (generalmente pequeño y que se omite en la mayoría de los análisis) y el del peso del agua y el hielo que transporta la parcela. Una razón de mezcla de hidrometeoros de 10 g kg⁻¹ reduce la flotabilidad tanto como un enfriamiento de unos 3 K.

De forma equivalente, la flotabilidad se puede expresar mediante la temperatura de densidad Tρ, la temperatura que tendría aire seco con la misma densidad que la mezcla de aire, vapor y condensado:

2.4. Las perturbaciones de presión y su descomposición

El término −(1/ρ₀)∂p′/∂z de la ecuación (2.3) es esencial y a menudo olvidado. Tomando la divergencia de la ecuación del movimiento anelástica se obtiene una ecuación diagnóstica de tipo Poisson para la perturbación de presión:

Como el operador laplaciano es lineal, p′ puede descomponerse en una presión de flotabilidad p′B, cuya fuente es el gradiente vertical de ρ₀B, y una presión dinámica p′D, cuya fuente es el campo de movimiento. Ambas tienen interpretaciones físicas claras (Markowski y Richardson, 2010):

• Presión de flotabilidad: una burbuja con flotabilidad positiva genera alta presión en su techo y baja presión en su base. El gradiente vertical asociado se opone parcialmente a la aceleración por flotabilidad: el aire que está encima de la burbuja debe apartarse para que esta suba. Por eso la aceleración neta de una burbuja es menor que B, tanto menos cuanto más ancha es. Este efecto explica por qué las corrientes ascendentes estrechas aceleran mejor que las anchas a igualdad de flotabilidad, al tiempo que sufren más dilución por arrastre.

• Presión dinámica: se descompone a su vez en una parte que depende de la interacción entre la corriente ascendente y la cizalladura del viento ambiental (lineal) y otra que depende solo de las perturbaciones (no lineal). Separando el viento en una parte ambiental V(z) = (U(z), V(z)) y una perturbación (u′, v′, w′), se obtiene:

donde ζ′ es la vorticidad vertical de la perturbación y e′ij el tensor de deformación. El término lineal produce alta presión en el flanco de la corriente ascendente situado aguas arriba de la cizalladura y baja presión en el flanco aguas abajo. El término no lineal produce baja presión en los núcleos de rotación, cualquiera que sea su sentido, y alta presión en las zonas de deformación. Estos dos términos explican la propagación y la división de las supercélulas (capítulo 8).

2.5. La ecuación de la vorticidad

La vorticidad ω = ∇ × v mide la rotación local del fluido. Despreciando la fricción y la rotación terrestre, su ecuación de evolución bajo la aproximación de Boussinesq es:

El primer término del segundo miembro describe la inclinación (tilting) y el estiramiento (stretching) de los tubos de vorticidad por gradientes de velocidad; el segundo, la generación baroclina: un gradiente horizontal de flotabilidad genera vorticidad horizontal, como ocurre en el borde de una piscina fría o en el límite entre una corriente ascendente cálida y su entorno. Para la componente vertical ζ, en una forma que destaca los procesos relevantes para la rotación de las tormentas:

Los dos primeros términos representan la inclinación de la vorticidad horizontal (ξ, η) hacia la vertical por gradientes horizontales de velocidad vertical; el tercero, el estiramiento de la vorticidad vertical existente por convergencia (∂w/∂z > 0 equivale, por continuidad, a convergencia horizontal). Dos consecuencias fundamentales se derivan de esta ecuación: la vorticidad vertical no puede generarse en un punto donde no exista previamente vorticidad (solo puede redistribuirse y amplificarse), y la rotación de una tormenta debe proceder de la inclinación de vorticidad horizontal, ya sea la contenida en la cizalladura ambiental o la generada por la propia tormenta. Además, junto al suelo, donde w = 0, la inclinación por la corriente ascendente es ineficaz: es necesaria una corriente descendente para llevar vorticidad vertical hasta la superficie (Davies-Jones, 2015).

2.6. Térmicas, penachos y arrastre

Las corrientes ascendentes no son columnas aisladas de su entorno. El estudio clásico de Morton, Taylor y Turner (1956) sobre penachos turbulentos estableció la hipótesis de arrastre: la velocidad con que un penacho incorpora fluido ambiental a través de su frontera es proporcional a su velocidad característica, ue = α w, con un coeficiente de arrastre α ≈ 0,1. Para un penacho de radio R, la tasa de arrastre fraccional (variación relativa del flujo másico por unidad de altura) resulta:

Así, una corriente ascendente de 1 km de radio tendría ε ≈ 0,2 km⁻¹, y una de 5 km, ε ≈ 0,04 km⁻¹. Una propiedad conservativa φ (por ejemplo, la energía estática húmeda o la razón de mezcla total del agua) de una parcela que asciende con arrastre evoluciona según:

donde φa es el valor ambiental. Este modelo de penacho con arrastre es la base de muchos esquemas de parametrización de la convección (capítulo 18) y de la CAPE con arrastre (sección 3.8). La figura 3.3 muestra su efecto sobre un sondeo concreto.

Las observaciones con radar y las simulaciones de alta resolución indican que la convección real se parece más a una sucesión de térmicas (burbujas aisladas) que a un penacho continuo, especialmente en sus primeras etapas: el cúmulo crece mediante pulsos de unos minutos, cada uno con una circulación toroidal que arrastra aire en su estela. En las corrientes ascendentes anchas y persistentes de las supercélulas, en cambio, existe un núcleo protegido de la mezcla en el que el aire asciende prácticamente sin diluir (Peters et al., 2020).

2.7. Análisis de escala de una corriente ascendente

Un análisis de escala de la ecuación (2.3) ayuda a comprender los órdenes de magnitud. Para una corriente ascendente con flotabilidad típica B ≈ 0,1 m s⁻² (diferencia de temperatura virtual de unos 3 K) que actúa sobre una profundidad H ≈ 10 km, la energía cinética potencial es del orden de BH ≈ 1000 J kg⁻¹ y la velocidad vertical, del orden de √(2BH) ≈ 45 m s⁻¹. El tiempo de ascenso es H/w ≈ 4 minutos. Estas cifras son el límite superior; las velocidades reales son menores por el arrastre, la carga de hidrometeoros y los gradientes de presión de flotabilidad, que en conjunto reducen típicamente la velocidad a la mitad. El tiempo característico de crecimiento de una célula convectiva, desde el cúmulo hasta la precipitación en superficie, es de 20–30 minutos, compatible con los tiempos de la microfísica de la precipitación (capítulo 5).

3. Termodinámica del aire húmedo y estabilidad

3.1. Variables de humedad

El contenido de vapor de agua del aire puede expresarse de varias formas equivalentes, cada una con su utilidad:

• Presión de vapor e: presión parcial del vapor en la mezcla.

• Razón de mezcla r = ρv/ρd ≈ ε e/(p − e), con ε = Rd/Rv ≈ 0,622: masa de vapor por unidad de masa de aire seco. Se conserva en los procesos sin cambio de fase y es la variable de humedad más usada en los diagramas termodinámicos.

• Humedad específica q = ρv/ρ ≈ r/(1 + r): masa de vapor por unidad de masa de aire húmedo.

• Humedad relativa HR = e/es(T) ≈ r/rs: cociente entre la presión de vapor y la de saturación.

• Temperatura del punto de rocío Td: temperatura a la que habría que enfriar el aire a presión constante para saturarlo.

La presión de vapor de saturación crece de forma aproximadamente exponencial con la temperatura, según la ecuación de Clausius-Clapeyron:

Cerca de las temperaturas habituales en superficie, Lv/(RvT²) ≈ 0,06–0,07 K⁻¹: la capacidad del aire para contener vapor aumenta del orden de un 6–7 % por grado. Para el cálculo práctico se usa la fórmula empírica de Bolton (1980), es(T) = 6,112 exp[17,67 T/(T + 243,5)] hPa, con T en °C, cuyo error es del orden del 0,1 % entre −30 y 35 °C. Sobre el hielo, la presión de saturación es menor: la diferencia absoluta entre ambas es máxima hacia −12 °C, mientras que la sobresaturación relativa respecto al hielo de un aire saturado respecto al agua crece de forma continua al bajar la temperatura, hasta superar el 30 % a −30 °C (figura 3.1). Esta asimetría es el fundamento del proceso de Bergeron-Findeisen (capítulo 5).

3.2. Primer principio y gradientes adiabáticos

Para una parcela de aire seco que se expande adiabáticamente, el primer principio de la termodinámica, cp dT = (1/ρ) dp, combinado con la ecuación hidrostática, conduce al gradiente adiabático seco:

Cuando la parcela está saturada, la condensación libera calor latente. Si se supone que el agua condensada abandona inmediatamente la parcela (proceso pseudoadiabático), el gradiente resultante es:

Γs vale unos 4 K km⁻¹ en el aire cálido y muy húmedo de las capas bajas tropicales, unos 6 K km⁻¹ en la troposfera media de latitudes medias y se aproxima a Γd en la troposfera alta, donde queda muy poco vapor. Si, por el contrario, el condensado permanece en la parcela (proceso adiabático reversible), su capacidad calorífica y su peso modifican ligeramente la trayectoria: la parcela reversible es algo más cálida en la troposfera alta pero arrastra el peso del agua, de modo que su flotabilidad real suele ser menor. Las CAPE calculadas con ambos supuestos pueden diferir en un 10–20 % en ambientes tropicales.

Por encima del nivel de congelación, la congelación del agua sobrefundida libera el calor latente de fusión (Lf ≈ 3,34·10⁵ J kg⁻¹), que puede añadir varios cientos de J kg⁻¹ a la CAPE de las corrientes ascendentes intensas. Los cálculos operativos suelen ignorar este término.

3.3. Variables conservativas

Temperatura potencial

La temperatura potencial θ es la temperatura que tendría una parcela llevada adiabáticamente a 1000 hPa:

Se conserva en los procesos adiabáticos secos. La temperatura potencial virtual θv = θ (1 + 0,61 r) es la que determina la flotabilidad del aire no saturado; su gradiente vertical define la estabilidad estática de la capa límite.

Temperatura potencial equivalente

La temperatura potencial equivalente θe es la temperatura potencial que alcanzaría una parcela si todo su vapor condensara y el calor liberado se quedara en ella. Se conserva aproximadamente tanto en los procesos secos como en los saturados pseudoadiabáticos, por lo que es un trazador excelente de las masas de aire en las tormentas: el aire de θe alta alimenta las corrientes ascendentes, y el aire de θe baja de niveles medios alimenta las descendentes. La formulación más precisa de uso común es la de Bolton (1980):

con T en K, r en g kg⁻¹ y TL la temperatura en el nivel de condensación, que puede calcularse como TL = 1/[1/(Td − 56) + ln(T/Td)/800] + 56 (temperaturas en K). La temperatura potencial del termómetro húmedo θw, la temperatura que alcanza una parcela al descender pseudoadiabáticamente hasta 1000 hPa, contiene la misma información y se lee directamente en los diagramas termodinámicos.

Energía estática húmeda

La energía estática húmeda h es la suma de la entalpía sensible, la energía potencial gravitatoria y el calor latente:

Se conserva aproximadamente en los procesos adiabáticos, secos o saturados, y se mezcla linealmente, lo que la hace muy conveniente para los modelos de penacho con arrastre (ecuación 2.10). Su perfil vertical ofrece una lectura inmediata de la inestabilidad: si h en la capa límite supera el valor de saturación h* en la troposfera media, hay inestabilidad condicional.

3.4. Estabilidad estática

Sea Γ = −∂T/∂z el gradiente vertical de temperatura del ambiente. Una parcela desplazada ligeramente hacia arriba será más fría que su entorno, y volverá a su posición, si Γ es menor que el gradiente al que ella se enfría. De ahí la clasificación clásica:

• Estabilidad absoluta: Γ < Γs.

• Inestabilidad absoluta: Γ > Γd. Es rara fuera de la capa superficial en días de fuerte insolación, donde se producen gradientes superadiabáticos de varias decenas de grados por kilómetro en los primeros metros.

• Inestabilidad condicional: Γs < Γ < Γd. Estable para el aire no saturado, inestable para el saturado. Es la situación típica de la troposfera en los días de tormenta.

La frecuencia de Brunt-Väisälä cuantifica la estabilidad de una capa no saturada:

Si N² > 0, una parcela desplazada oscila con periodo 2π/N, que en la troposfera media vale unos 10 minutos; si N² < 0, el desplazamiento crece exponencialmente. Para una capa saturada debe usarse una frecuencia húmeda, aproximadamente N²m ≈ (g/T)(Γs − Γ) en ausencia de condensado, con correcciones si lo hay (Durran y Klemp, 1982).

La inestabilidad potencial o convectiva se da cuando θe disminuye con la altura (∂θe/∂z < 0). Una capa así puede ser estable en origen, pero se vuelve inestable si se eleva en bloque hasta saturarse, porque su base, más húmeda, alcanza la saturación antes y se enfría después más despacio que su techo, más seco. Es relevante cuando grandes masas de aire son levantadas por frentes, orografía o convergencia, y explica el desarrollo de convección embebida en sistemas frontales.

3.5. La teoría de la parcela y los niveles característicos

La teoría de la parcela imagina una porción de aire que asciende sin mezclarse con su entorno (proceso adiabático), ajustando instantáneamente su presión a la ambiental. Comparando su temperatura virtual con la del entorno se determina su flotabilidad a cada nivel. Las hipótesis son idealizadas (no hay arrastre, no hay perturbaciones de presión, el condensado desaparece o permanece según el supuesto), pero la teoría proporciona un límite superior de la energía disponible y un lenguaje común para interpretar los sondeos.

La trayectoria de la parcela define una serie de niveles característicos (figura 3.2):

• Nivel de condensación por ascenso (NCA; en inglés LCL): nivel en que la parcela, elevada adiabáticamente, alcanza la saturación. Una aproximación útil, derivada de la diferencia entre el gradiente adiabático seco y la variación del punto de rocío con la altura (unos 1,8 K km⁻¹), es zNCA ≈ 125 (T − Td) metros. Romps (2017) dedujo una expresión analítica exacta.

• Nivel de convección libre (NCL; LFC): nivel a partir del cual la parcela saturada es más cálida que el ambiente.

• Nivel de equilibrio (NE; EL): nivel en que la parcela vuelve a tener la temperatura virtual del ambiente, normalmente cerca de la tropopausa. Aproxima la altura del yunque.

• Nivel de máxima altura de la parcela (MPL): nivel que alcanzaría la parcela por inercia al rebasar el NE, que acota la altura de las cimas rebasantes.

• Nivel de congelación e isotermas de −10, −20 y −40 °C: relevantes para la microfísica, el crecimiento del granizo y la electrificación.

Los diagramas más usados son el Skew-T log-p (con las isotermas inclinadas 45°, lo que separa las curvas y hace que las áreas sean proporcionales a la energía), el emagrama y el tefigrama. En todos ellos el área encerrada entre dos curvas es proporcional a una energía por unidad de masa, lo que permite estimar la CAPE y la CIN a simple vista.

3.6. CAPE y CIN

Integrando la ecuación del movimiento vertical (2.3) a lo largo de la trayectoria de una parcela, despreciando los gradientes de presión perturbados, se obtiene d(w²/2)/dz = B. La energía cinética que puede adquirir la parcela entre su NCL y su NE es la energía potencial convectiva disponible:

La segunda forma, en coordenadas de presión, muestra por qué el área en un diagrama con eje vertical en ln p es proporcional a la energía. Análogamente, la inhibición convectiva es la energía negativa que hay que vencer para llevar la parcela desde su nivel de origen hasta el NCL:

Si toda la CAPE se transformara en energía cinética vertical, la velocidad máxima sería:

Con CAPE de 2000 J kg⁻¹ resultan 63 m s⁻¹. Las velocidades observadas son típicamente del orden de la mitad, por la carga de hidrometeoros, los gradientes de presión de flotabilidad y, sobre todo, la dilución por arrastre. Aun así, en las supercélulas más intensas se han medido o inferido corrientes ascendentes de 50–70 m s⁻¹.

Como orientación, valores de CAPE inferiores a 300–500 J kg⁻¹ indican inestabilidad débil; entre 1000 y 2500, moderada a fuerte; por encima de 3000–4000, extrema. En la península ibérica las tormentas severas de verano se desarrollan a menudo con CAPE de 1000 a 3000 J kg⁻¹, aunque se han documentado ambientes de unos 4000 J kg⁻¹, como el de la granizada de La Bisbal d'Empordà de 2022 (ESSL, 2022). En las grandes llanuras de Norteamérica son frecuentes valores superiores a 4000 J kg⁻¹ (Taszarek et al., 2020b). Una CIN moderada (25–100 J kg⁻¹) actúa como tapadera que permite acumular inestabilidad; una CIN muy grande (más de 200 J kg⁻¹) suele impedir la convección de base superficial salvo forzamiento intenso.

3.7. Índices de inestabilidad clásicos

Antes de que el cálculo numérico de la CAPE se generalizara se desarrollaron índices sencillos basados en niveles obligatorios del sondeo. Siguen siendo útiles por su rapidez y su larga trayectoria de verificación, aunque deben interpretarse en su contexto climatológico.

Tabla 3.1. Índices de inestabilidad de uso frecuente y umbrales orientativos. Los umbrales dependen de la región y la estación y deben tomarse como referencia, no como reglas.

3.8. Limitaciones de la CAPE: arrastre y CAPE con arrastre (ECAPE)

La gran debilidad de la CAPE es que supone una parcela sin mezcla. En la realidad, las corrientes ascendentes incorporan aire ambiental por sus flancos (ecuación 2.10); si ese aire es seco, la evaporación de gotitas enfría la mezcla y reduce su flotabilidad. La figura 3.3 muestra el efecto sobre el sondeo de la figura 3.2: con una tasa de arrastre de solo 0,1 km⁻¹, que corresponde aproximadamente a una corriente ascendente de 2 km de radio según la ecuación 2.9, la CAPE se reduce a menos de la mitad; con 0,4 km⁻¹, propia de un cúmulo de unos 500 m de radio, la parcela apenas supera la capa de inhibición. Este cálculo explica por qué en días de inestabilidad aparentemente alta solo algunas corrientes, las más anchas o las que se desarrollan en entornos previamente humedecidos por convección anterior, logran convertirse en tormentas profundas.

Investigaciones recientes han conectado la anchura de las corrientes ascendentes con la cizalladura del viento y el flujo relativo a la tormenta, y a partir de ahí con la tasa de arrastre. Peters et al. (2020) derivaron una fórmula para la velocidad vertical máxima en supercélulas que incorpora la dilución por arrastre y mejora sustancialmente las predicciones basadas solo en la CAPE. Peters et al. (2023) propusieron una expresión analítica para la CAPE con arrastre (ECAPE) en la que la tasa de mezcla se determina directamente a partir del sondeo, mediante una relación inversa entre el cuadrado del radio de la corriente ascendente y el arrastre, y una relación directa entre el radio y el flujo relativo a la tormenta. Ambas formulaciones predicen mejor la intensidad de las corrientes simuladas que la CAPE no diluida o la ECAPE con tasa de arrastre prescrita. Además, el efecto de dilución tiende a ser mayor a temperaturas más altas, lo que podría compensar parcialmente el aumento de CAPE esperado en un clima más cálido (Peters et al., 2024).

3.9. Corrientes descendentes y DCAPE

La energía también se libera hacia abajo. Cuando la precipitación cae en aire no saturado, se evapora o se funde, enfría el aire y lo hace más denso. La DCAPE (downdraft CAPE) estima la energía disponible para una parcela que desciende desde un nivel medio (típicamente el de θe mínima en los 400 hPa inferiores) enfriándose al ritmo pseudoadiabático hasta la superficie:

Valores superiores a 1000 J kg⁻¹ indican un potencial alto de corrientes descendentes intensas. Los perfiles con una capa subnubosa profunda y seca, con gradiente térmico cercano al adiabático seco (el perfil en «V invertida»), son especialmente favorables a los reventones secos (Wakimoto, 1985). La DCAPE es un límite superior, porque supone que la parcela permanece saturada durante todo el descenso, lo que exige una tasa de evaporación suficiente.

4. Capa límite, ingredientes e iniciación convectiva

4.1. El enfoque de ingredientes

La meteorología operativa aborda la predicción de tormentas mediante el enfoque basado en ingredientes (Doswell, 1987; Johns y Doswell, 1992; Doswell et al., 1996). En lugar de buscar patrones sinópticos que «suelen» dar tormentas, se pregunta si en un lugar y momento concretos coinciden los elementos físicos imprescindibles. Para la convección profunda húmeda son tres: humedad suficiente en capas bajas, inestabilidad condicional en una capa profunda y un mecanismo de ascenso que lleve las parcelas hasta su NCL. Para las tormentas severas se añade un cuarto: la cizalladura vertical del viento, que organiza la convección (capítulo 7).

Este esquema tiene la virtud de ser universal: los mismos ingredientes pueden combinarse en situaciones sinópticas muy distintas, y la ausencia de uno solo basta para que no haya tormentas aunque los otros sean extraordinarios. Es también la base de los modelos estadísticos que estiman la probabilidad de fenómenos adversos a partir de reanálisis y simulaciones climáticas (Rädler et al., 2018, 2019).

4.2. La capa límite convectiva

Durante el día, la radiación solar calienta el suelo, que transfiere calor sensible y vapor a la atmósfera mediante flujos turbulentos. Se forma una capa límite convectiva (o capa de mezcla) de 1 a 3 km de espesor, con θ casi constante y razón de mezcla aproximadamente uniforme, coronada por una inversión o zona de arrastre. Su crecimiento a lo largo de la mañana es el principal mecanismo por el que la CIN se erosiona: la capa de mezcla se calienta y humedece (o, en regiones áridas, se seca por arrastre de aire de la troposfera libre), y su techo se acerca al NCL.

Dentro de la capa límite, la convección seca se organiza en térmicas y, cuando hay viento y cizalladura moderados, en rollos convectivos horizontales alineados aproximadamente con el viento medio de la capa, que producen calles de cúmulos. Las intersecciones entre rollos, o entre rollos y otras líneas de convergencia, son lugares preferentes de iniciación convectiva.

El flujo de calor latente y el de calor sensible dependen del tipo de suelo, la humedad del suelo y la vegetación. Los contrastes de humedad del suelo (por ejemplo, entre regadíos y secanos) pueden generar circulaciones térmicas de mesoscala capaces de disparar la convección, un efecto documentado en la cuenca del Ebro y otras zonas de regadío.

4.3. Cómo se genera la inestabilidad

La inestabilidad puede crearse calentando y humedeciendo las capas bajas o enfriando las capas medias y altas. Los procesos más comunes son:

• Calentamiento diurno de la capa límite: mecanismo dominante de las tormentas de verano del interior peninsular.

• Advección diferencial: transporte de aire frío en altura (vaguadas, DANA) sobre aire cálido y húmedo en superficie.

• Advección de humedad en capas bajas, que eleva θe en la capa límite.

• Ascenso de capas potencialmente inestables hasta su saturación.

• Capas de aire elevado mezclado (EML, elevated mixed layer): aire muy cálido y seco formado por calentamiento intenso sobre una meseta o un desierto que, transportado por el viento, se sitúa sobre aire húmedo de menor altitud. La EML aporta gradientes térmicos cercanos al adiabático seco en la troposfera media, que aumentan la CAPE, y en su base una inversión que actúa como tapadera. Es un ingrediente clásico de las tormentas de las llanuras americanas y también de los episodios de pluma ibérica, en los que aire recalentado sobre la Meseta y el norte de África fluye hacia Francia y las islas británicas.

4.4. Fuentes de humedad

La humedad en capas bajas procede de la evaporación oceánica, de la evapotranspiración y de su transporte por el viento. En la península ibérica las fuentes principales son el Atlántico; el Mediterráneo, especialmente en otoño, cuando el mar está más cálido que el aire que lo sobrevuela, y, en verano, la evapotranspiración local, la brisa marina y los flujos de componente sur. El agua precipitable, el contenido total de vapor de la columna expresado como lámina de agua, es un diagnóstico útil: en la península, valores superiores a 30–35 mm indican masas de aire muy húmedas, y en los episodios de lluvias torrenciales mediterráneas se han superado los 40–50 mm. El transporte integrado de vapor (IVT) cuantifica además el flujo horizontal de humedad hacia la región de convección.

4.5. Mecanismos de ascenso y disparo

Incluso con abundante CAPE, una parcela necesita ser elevada hasta su NCL. Conviene distinguir dos escalas de ascenso:

• El ascenso de escala sinóptica, de centímetros por segundo, asociado a la advección diferencial de vorticidad y a la advección de temperatura (según la ecuación omega cuasigeostrófica), y a las circulaciones transversales en la entrada derecha y la salida izquierda de las corrientes en chorro. No basta por sí solo para disparar la convección, pero en pocas horas puede enfriar y humedecer la capa de inhibición, reducir la CIN y desestabilizar la columna. Un ascenso de 5 cm s⁻¹ mantenido durante 6 horas eleva una capa algo más de 1 km y la enfría unos 10 K si no está saturada.

• El ascenso de mesoscala y escala local, de decímetros a metros por segundo, que es el que realmente lleva las parcelas hasta su NCL. Sus fuentes principales son:

• Líneas de convergencia en capas bajas: brisas marinas y sus frentes, vientos canalizados por los valles, bajas térmicas. En el valle del Guadalquivir y en la Meseta Sur, la baja térmica estival organiza la convergencia de vientos atlánticos y mediterráneos.

• Frentes y líneas secas: los frentes fríos levantan bruscamente el aire cálido; la línea seca, frontera entre aire húmedo y seco, es otro disparador clásico.

• Orografía: ascenso forzado sobre las laderas y, sobre todo, circulaciones térmicas de ladera durante el día, que convergen sobre las cumbres. Por eso las tormentas de verano nacen con frecuencia sobre los Pirineos, el Sistema Ibérico, el Sistema Central, Sierra Morena o las Béticas antes de desplazarse a los valles.

• Frentes de racha de tormentas previas: el aire frío que sale de una tormenta levanta el aire cálido que encuentra. Las colisiones entre frentes de racha, o entre un frente de racha y una brisa, son disparadores especialmente eficaces.

• Ondas de gravedad y ondas de montaña, que producen ascensos periódicos de hasta varios metros por segundo.

4.6. El chorro nocturno de capas bajas y la convección nocturna

Tras la puesta de sol, la capa límite se estabiliza en superficie y la fricción deja de actuar sobre la capa situada por encima de la inversión nocturna. El viento en esa capa se acelera y, por efecto de la oscilación inercial, puede superar el valor geostrófico de madrugada, formando un chorro de capas bajas a unos 300–1000 m de altura. Este chorro transporta humedad y produce convergencia en su extremo, lo que explica que muchos sistemas convectivos de mesoscala, en particular los grandes complejos de las llanuras americanas, alcancen su máximo de noche. En las costas, la brisa de tierra y su convergencia con el flujo marítimo explican el máximo nocturno o matinal de tormentas sobre el mar, muy marcado en el Mediterráneo y el golfo de Cádiz (AEMET, 2019).

4.7. Convección de base superficial y convección elevada

Cuando la parcela que alimenta la tormenta procede de la capa límite superficial, se habla de convección de base superficial. Cuando procede de una capa situada por encima de una inversión, por ejemplo aire húmedo que remonta sobre una cuña fría al norte de un frente cálido, se habla de convección elevada. Esta última es frecuente de noche y en invierno y produce sobre todo lluvia, granizo y rayos, pero raramente tornados o rachas severas en superficie, porque la corriente ascendente no está conectada con la capa en contacto con el suelo y la piscina fría queda amortiguada por la inversión. Identificar correctamente el tipo de convección es esencial para elegir la parcela en el cálculo de la CAPE y para valorar el riesgo de tornados.

4.8. El radiosondeo y su representatividad

El radiosondeo, lanzado de forma rutinaria a las 00 y 12 UTC en la red mundial, es la observación de referencia del perfil vertical. En España, AEMET lanza radiosondeos en varias estaciones peninsulares e insulares (entre ellas A Coruña, Santander, Zaragoza, Barcelona, Madrid, Murcia, Palma y las de Canarias), y Gibraltar ofrece otro punto de referencia para el sur peninsular. Su representatividad es limitada: describe un punto y un instante, y el globo deriva con el viento decenas de kilómetros durante el ascenso. Por eso la práctica operativa combina los sondeos observados con perfiles de modelos numéricos, con datos de aviones comerciales y con perfiladores, y modifica los sondeos con la temperatura y el punto de rocío esperados en superficie a la hora de las tormentas.

Parte II. La nube convectiva

5. Microfísica de las nubes de tormenta

5.1. Nucleación de gotitas y teoría de Köhler

El vapor de agua no condensa espontáneamente en aire limpio hasta alcanzar sobresaturaciones de varios cientos por ciento, porque la presión de vapor de equilibrio sobre una superficie curva es mayor que sobre una superficie plana (efecto de curvatura o de Kelvin). En la atmósfera real la condensación se produce sobre núcleos de condensación (aerosoles higroscópicos de sulfatos, sal marina o compuestos orgánicos solubles), cuya sustancia disuelta reduce la presión de vapor de equilibrio (efecto de soluto o de Raoult). La combinación de ambos efectos da la ecuación de Köhler, que relaciona la sobresaturación de equilibrio S* sobre una gotita de solución con su radio r:

donde i es el factor de van 't Hoff (≈ 2 para el NaCl), Ms la masa de soluto en gramos y ms su masa molecular. La curva presenta un máximo (figura 5.1) en el radio crítico rc = (3b/a)^½, con una sobresaturación crítica Sc = (4a³/27b)^½. Una partícula expuesta a una sobresaturación superior a Sc queda activada: crece sin límite mientras haya vapor disponible. Los núcleos más grandes o más solubles se activan con sobresaturaciones menores. En las nubes reales, las sobresaturaciones máximas, que se alcanzan cerca de la base, son de unas décimas por ciento en las corrientes ascendentes moderadas y pueden superar el 1 % en corrientes ascendentes muy intensas o muy limpias.

El número de núcleos activados determina el número de gotitas de la nube. Las masas de aire continentales y contaminadas, con concentraciones de 10³–10⁴ núcleos por cm³, producen nubes con muchas gotitas pequeñas (cientos a más de mil por cm³), mientras que las marítimas y limpias producen del orden de 50–200 gotitas por cm³, mayores. Esta diferencia afecta a la eficacia de la formación de lluvia y, a través de ella, a la estructura microfísica y eléctrica de la tormenta.

5.2. Crecimiento por difusión

Una gotita activada crece por difusión de vapor hacia su superficie. Igualando el flujo de vapor con la liberación y conducción del calor latente, se obtiene la ecuación de crecimiento:

donde S es la sobresaturación ambiental. La consecuencia es que r² crece linealmente con el tiempo: el crecimiento por difusión es rápido para las gotitas pequeñas y cada vez más lento para las grandes. Con S = 0,5 %, una gotita tarda unos minutos en alcanzar 10 µm pero necesitaría muchas horas para alcanzar el tamaño de una gota de llovizna (100 µm), y días para una gota de lluvia (1 mm). Además, el crecimiento por difusión estrecha la distribución de tamaños. La formación de lluvia en los 20–30 minutos observados exige otro mecanismo.

5.3. Colisión y coalescencia

Las gotas algo mayores caen más deprisa, alcanzan a las pequeñas y se fusionan con ellas. El ritmo de crecimiento de una gota colectora de radio R que cae a través de una población de gotitas de radio r es:

dM/dt = E · π (R + r)² · V(R) − v(r)

donde E es la eficiencia de colección (producto de la eficiencia de colisión y la de coalescencia), V y v las velocidades terminales y LWC el contenido de agua líquida de las gotitas colectadas. La eficiencia de colisión es muy baja para gotas colectoras menores de unos 20 µm, que apartan a las pequeñas con su flujo; por eso la aparición de unas pocas gotas «grandes» (por núcleos gigantes, por turbulencia o por fluctuaciones aleatorias) es el paso limitante. Superado ese umbral, el proceso se acelera porque el ritmo de crecimiento aumenta con R. La autoconversión (colisiones entre gotitas para formar los primeros embriones de lluvia), la acreción (captura de gotitas por gotas de lluvia) y la autocolección (colisiones entre gotas de lluvia) son los procesos que los modelos numéricos representan.

Las gotas de lluvia no crecen indefinidamente: por encima de unos 5–6 mm de diámetro se vuelven hidrodinámicamente inestables y se rompen, y las colisiones entre gotas grandes también producen fragmentación. El resultado es una distribución de tamaños aproximadamente exponencial, descrita por Marshall y Palmer (1948):

con R en mm h⁻¹ (figura 16.1). Las distribuciones reales se describen mejor con una función gamma, N(D) = N₀ D^μ exp(−ΛD), que permite representar el déficit de gotas pequeñas típico de la lluvia convectiva. La forma de la distribución condiciona la relación entre la reflectividad radar y la intensidad de la lluvia (capítulo 16).

5.4. Velocidades terminales

La velocidad terminal de una partícula se alcanza cuando su peso equilibra la resistencia aerodinámica:

donde CD es el coeficiente de arrastre (≈ 0,4–0,8 para el granizo). Para las gotas de lluvia, una aproximación empírica muy usada es Vt ≈ 9,65 − 10,3 exp(−0,6 D) m s⁻¹, con D en mm (Atlas et al., 1973), que satura en unos 9 m s⁻¹ para las gotas mayores, porque se achatan y aumenta su resistencia. Para el granizo, las mediciones dan relaciones del tipo Vt = a D^b; por ejemplo, Vt ≈ 8,39 D^0,67 m s⁻¹ con D en cm según Heymsfield et al. (2018, con la corrección de 2020), o Vt ≈ 13,95 D^0,51 según Laurie (1960). Para una piedra de 5 cm resultan entre 25 y 32 m s⁻¹ a nivel del mar, y para 10 cm entre 39 y 45 m s⁻¹ (figura 5.2). Como la densidad del aire disminuye con la altura, la velocidad terminal aumenta aproximadamente en proporción a (ρ₀/ρ)^½: a 6 km es un 30 % mayor que en superficie.

5.5. Nucleación del hielo y procesos de fase mixta

Por encima del nivel de congelación, el agua de las nubes no se congela inmediatamente: permanece en estado líquido sobrefundido hasta temperaturas de −20 a −35 °C, y solo por debajo de unos −38 °C se congela de forma homogénea, sin necesidad de núcleos. Entre 0 y −38 °C la congelación requiere núcleos glaciógenos (polvo mineral, algunas partículas biológicas, ciertos aerosoles orgánicos), mucho más escasos que los de condensación: del orden de uno por litro a −20 °C, con un aumento aproximadamente exponencial de un orden de magnitud cada 4–5 °C de enfriamiento. Se distinguen varios modos de nucleación: por deposición directa de vapor, por condensación-congelación, por inmersión (un núcleo contenido en una gota que se congela al enfriarse) y por contacto.

En la región de fase mixta, como la presión de vapor de saturación sobre el hielo es menor que sobre el agua (figura 3.1), el aire saturado respecto al agua está sobresaturado respecto al hielo: los cristales crecen a expensas de las gotitas, que se evaporan. Es el proceso de Bergeron-Findeisen, especialmente eficaz hacia −12 a −15 °C, temperaturas a las que la diferencia absoluta de presiones de vapor es máxima y en las que crecen las dendritas. La forma de los cristales depende de la temperatura y la sobresaturación: placas hacia −2 °C y −15 °C, columnas y agujas hacia −5 °C y por debajo de −20 °C.

5.6. Cencelleo, graupel y agregación

Cuando un cristal o una gota congelada cae a través de una región rica en agua sobrefundida, captura gotitas que se congelan al contacto (cencelleo o riming). Si el proceso continúa, el cristal pierde su forma y se convierte en graupel, una partícula blanda y opaca de 2 a 5 mm con densidad de 0,1–0,8 g cm⁻³. El graupel es el hidrometeoro protagonista de los cumulonimbos: es la principal fuente de precipitación de la fase mixta, el principal portador de carga eléctrica (capítulo 14) y el embrión más común del granizo (capítulo 11). La agregación de cristales forma copos de nieve; es más eficaz entre 0 y −5 °C, cuando las superficies de los cristales están cubiertas de una película casi líquida, y hacia −15 °C, cuando las dendritas se enganchan.

5.7. Producción secundaria de hielo

Las concentraciones de cristales de hielo observadas en los cúmulos a menudo superan en varios órdenes de magnitud las de núcleos glaciógenos. La explicación son los procesos de producción secundaria de hielo. El mejor documentado es el mecanismo de Hallett-Mossop: cuando el graupel captura gotitas mayores de unos 24 µm entre −3 y −8 °C, la congelación de estas expulsa astillas de hielo. Otros mecanismos propuestos son la fragmentación de gotas grandes al congelarse y la rotura de cristales y graupel por colisiones. La multiplicación del hielo acelera la glaciación de las nubes y afecta a la electrificación y a la formación de precipitación.

5.8. Fusión, evaporación y sublimación

Bajo el nivel de congelación, el graupel y el granizo se funden absorbiendo calor latente de fusión; las gotas y cristales que caen en aire no saturado se evaporan o subliman. Estos procesos enfrían el aire y son los motores principales de las corrientes descendentes (capítulo 12). La fusión es especialmente eficaz para generar una capa fría justo bajo el nivel de 0 °C, y la evaporación, en las capas subnubosas secas. En radar, la fusión produce la banda brillante: los copos que se funden se recubren de agua y aumentan su reflectividad antes de colapsar en gotas.

5.9. Eficiencia de precipitación e influencia de los aerosoles

La eficiencia de precipitación es el cociente entre la masa de agua precipitada y la masa de vapor que entra en la nube. Varía entre menos del 20 % en tormentas de regiones semiáridas, con bases altas, aire seco en capas medias y fuerte cizalladura que expulsa el condensado hacia el yunque, y más del 80–90 % en sistemas tropicales o mediterráneos con atmósfera saturada, bases bajas y corrientes ascendentes moderadas. La evaporación es el factor individual que más la reduce (Doswell et al., 1996). Una atmósfera muy húmeda en toda la columna, con nivel de congelación alto y una capa profunda de procesos cálidos de colisión y coalescencia, es la receta de los sistemas de lluvia más eficientes.

El papel de los aerosoles en la intensidad de la convección profunda es objeto de investigación activa. La hipótesis de la vigorización por aerosoles sostiene que en nubes contaminadas las gotitas, más pequeñas, tardan más en precipitar, más agua alcanza el nivel de congelación y la liberación adicional de calor latente de fusión refuerza la corriente ascendente. Las evidencias observacionales y numéricas son contradictorias y el efecto, si existe, parece depender mucho del ambiente (Fan et al., 2018; Varble, 2018).

6. Anatomía y ciclo de vida del cumulonimbo

6.1. Del cúmulo al cumulonimbo

El Atlas Internacional de Nubes define el cumulonimbo como una nube densa y potente, de considerable extensión vertical, en forma de montaña o de enormes torres, cuya parte superior es al menos en parte lisa, fibrosa o estriada, y casi siempre aplastada, extendiéndose a menudo en forma de yunque o de vasto penacho (OMM, 2017). Su génesis sigue una secuencia reconocible: los cúmulos humilis de buen tiempo crecen a cúmulos mediocris y luego a cúmulos congestus, torres de contornos nítidos con aspecto de coliflor. Cuando la cima alcanza temperaturas suficientemente bajas para que el agua se congele de forma generalizada, los contornos nítidos se vuelven difusos y fibrosos: el congestus se ha transformado en cumulonimbo.

Se distinguen dos especies, calvus (las protuberancias superiores empiezan a perder su contorno de coliflor) y capillatus (con estructura cirriforme clara, a menudo en yunque), y numerosos rasgos suplementarios y nubes accesorias:

• incus (yunque): extensión horizontal de la cima en el nivel de equilibrio, generalmente en la tropopausa, donde el aire ascendente pierde flotabilidad y diverge.

• mamma: protuberancias colgantes en la base del yunque, producidas por la subsidencia de aire cargado de hidrometeoros que se enfría por sublimación y evaporación.

• arcus: nube en forma de arco o de rodillo en el borde delantero de la tormenta, asociada al frente de racha (nube de plataforma y nube rodillo).

• murus (nube de pared): descenso localizado de la base nubosa bajo la corriente ascendente principal, típico de las supercélulas, producido por la ingestión de aire húmedo enfriado por la lluvia que condensa a menor altura.

• cauda (nube de cola): banda de nubes bajas que se extiende desde la nube de pared hacia la región de precipitación.

• tuba: columna o cono que desciende de la base; cuando la circulación alcanza el suelo constituye un tornado o una tromba.

• pileus y velum: nubes lisas y delgadas sobre la cima de una torre en ascenso rápido, por la elevación forzada de una capa húmeda superior.

• praecipitatio, virga y pannus: precipitación que alcanza el suelo, que se evapora antes de llegar, y jirones de nube bajo la base.

• flumen (beaver tail): banda de nubes bajas que entra en la tormenta a lo largo del flujo de entrada de las supercélulas.

6.2. El ciclo de vida de la célula ordinaria

El modelo de Byers y Braham (1949) describe la evolución de una célula en un entorno con poca cizalladura del viento (figura 6.3). Consta de tres etapas:

• Etapa de cúmulo (10–15 minutos): domina la corriente ascendente en toda la nube. Las gotitas crecen, aparecen los primeros cristales y graupel por encima del nivel de congelación, pero aún no hay precipitación en superficie. El radar detecta los primeros ecos en la troposfera media, típicamente entre 3 y 6 km, lo que constituye una señal precoz de desarrollo.

• Etapa de madurez (15–30 minutos): la precipitación es ya suficientemente pesada para caer a través de la corriente ascendente; el arrastre de las gotas y su evaporación generan una corriente descendente que coexiste con la ascendente. La lluvia alcanza el suelo, se producen los primeros rayos y la nube alcanza su máxima altura, con un yunque bien desarrollado.

• Etapa de disipación (unos 30 minutos o más): la corriente descendente se extiende a toda la célula y corta el suministro de aire cálido y húmedo. La precipitación se debilita y la nube se deshace por debajo, dejando a menudo un yunque huérfano.

La clave del modelo es que la célula ordinaria es autodestructiva: su precipitación cae a través de su propia corriente ascendente, y la corriente descendente asociada termina estrangulando el flujo de aire cálido. Por eso las tormentas unicelulares de masa de aire, típicas de las tardes de verano con viento flojo, duran entre 30 y 60 minutos y raramente producen fenómenos severos, aunque pueden dar breves episodios de granizo pequeño, chubascos intensos y reventones cuando la capa subnubosa es muy seca (tormentas pulsantes).

6.3. Estructura de un cumulonimbo maduro

• Corriente ascendente principal: de 2 a 10 km de diámetro, con velocidades de 10 a 30 m s⁻¹ en tormentas ordinarias y superiores a 40–50 m s⁻¹ en supercélulas. Transporta aire de la capa límite hasta la tropopausa en 10–20 minutos. Su flujo másico puede estimarse como ρwA: una corriente de 5 km de diámetro con w = 20 m s⁻¹ a 5 km de altura (ρ ≈ 0,7 kg m⁻³) transporta del orden de 3·10⁸ kg s⁻¹.

• Región de crecimiento de la precipitación: entre el nivel de congelación y el de −40 °C, donde coexisten agua sobrefundida, cristales, graupel y granizo; es donde se separan las cargas eléctricas y crece el granizo.

• Cima rebasante (overshooting top): la corriente ascendente, por inercia, sobrepasa el NE y penetra en la estratosfera inferior 1–3 km. En las imágenes de satélite aparece como una protuberancia muy fría y texturada sobre el yunque; su presencia indica una corriente ascendente intensa y se asocia estadísticamente con fenómenos severos. Las cimas rebasantes inyectan vapor de agua en la estratosfera y generan ondas de gravedad.

• Yunque: lámina de cristales de hielo que se extiende a sotavento, a veces cientos de kilómetros. Su extensión refleja el flujo másico de la corriente ascendente y el viento en altura.

• Corriente descendente y piscina fría: el aire enfriado por evaporación, fusión y sublimación desciende y se extiende en superficie, formando una masa fría de unos centenares de metros a 1–2 km de espesor, con temperaturas que pueden ser 5–10 °C inferiores a las del entorno.

• Frente de racha: el borde delantero de la piscina fría, que avanza como una corriente de densidad. A su paso se produce un salto de presión (la «nariz de presión», de 1 a varios hPa), un descenso brusco de la temperatura, un cambio de viento y rachas fuertes. A menudo lo señala una nube arcus.

6.4. La piscina fría como corriente de densidad

La dinámica del frente de racha es la de una corriente de gravedad o de densidad. En el marco de referencia que se mueve con el frente, el balance de Bernoulli entre el aire frío estancado y el aire cálido que lo sobrepasa da, para un fluido infinitamente profundo y sin disipación, una velocidad c = (2 g′ h)^½ (Benjamin, 1968), donde h es la profundidad de la corriente y g′ = g Δθv/θv la gravedad reducida. En la práctica se usa la forma:

y, para piscinas frías estratificadas, la forma integral c² = 2 ∫₀ʰ (−B) dz, que interviene en la teoría RKW (capítulo 9). Una piscina fría de 1 km de espesor y 6 K más fría que su entorno avanza a unos 12–15 m s⁻¹ respecto al aire circundante (figura 6.5). En la cabeza del frente se forma una circulación con aire cálido que asciende vigorosamente, capaz de iniciar nueva convección, y una región turbulenta de mezcla (ondas de Kelvin-Helmholtz) en la interfaz. Los frentes de racha pueden recorrer decenas de kilómetros, encontrarse con otros frentes, con líneas de convergencia o con relieves, y disparar tormentas a gran distancia de la célula que los originó.

6.5. Tormentas multicelulares y propagación discreta

Con cizalladura moderada (típicamente 10–20 m s⁻¹ entre la superficie y 6 km), la piscina fría y el frente de racha de una célula pueden levantar el aire cálido de forma continuada en un flanco preferente y generar células nuevas. La tormenta se convierte en un sistema multicelular: un conjunto de células en distintas etapas de su ciclo de vida, en el que las nuevas nacen en el flanco por el que entra el aire cálido (generalmente el flanco sur o suroeste en el hemisferio norte), maduran en el centro y se disipan en el flanco opuesto. Cada célula vive unos 30–60 minutos, pero el conjunto puede persistir varias horas.

Una consecuencia es la propagación discreta: el movimiento del sistema no coincide con el de sus células. Las células se desplazan con el viento medio de la capa en que se encuentran, pero el sistema avanza además por la generación de células nuevas en su flanco preferente. Si las células nuevas nacen aguas arriba del movimiento celular, el sistema puede quedar casi estacionario o incluso retroceder, un fenómeno conocido como retroconstrucción (back-building), de enorme importancia para las lluvias torrenciales (capítulo 15; Corfidi, 2003).

Parte III. Organización de la convección

7. La cizalladura del viento y la organización de las tormentas

7.1. Por qué importa la cizalladura

Si la inestabilidad es el combustible de las tormentas, la cizalladura vertical del viento determina su forma de organización. Con poca cizalladura, la precipitación cae sobre la corriente ascendente y la tormenta se autodestruye. Con cizalladura moderada, la corriente ascendente se inclina, la precipitación cae a un lado y el frente de racha regenera la convección en el flanco favorable. Con cizalladura fuerte, la corriente ascendente se organiza en un núcleo cuasiestacionario y rotatorio capaz de sobrevivir durante horas.

La cizalladura actúa a través de cuatro mecanismos físicos: separa físicamente corriente ascendente y descendente; aporta vorticidad horizontal que la corriente ascendente puede inclinar hasta la vertical (ecuación 2.8); genera gradientes de presión dinámicos que favorecen el crecimiento de nuevas ascendencias en flancos determinados (ecuación 2.6), y modula la interacción entre la piscina fría y el aire del entorno (capítulo 9). Por otra parte, la cizalladura también tiene un efecto negativo: aumenta el arrastre en los flancos de las corrientes ascendentes débiles y estrechas. Por eso, con poca CAPE, una cizalladura excesiva desorganiza la convección; solo cuando la flotabilidad es suficiente la cizalladura se convierte en un factor organizador.

7.2. La hodógrafa y las medidas de la cizalladura

La hodógrafa es la curva que une los extremos de los vectores viento a distintas alturas dibujados desde un origen común. Su longitud mide la magnitud de la cizalladura y su forma, la variación de dirección: una hodógrafa recta indica cizalladura unidireccional; una curvada en sentido horario indica que el viento gira a la derecha con la altura (veering), lo que en el hemisferio norte se asocia a advección cálida según la relación del viento térmico.

El vector de cizalladura entre dos niveles es la diferencia de sus vientos. Las medidas más usadas son:

• Cizalladura bruta 0–6 km (bulk shear): módulo de la diferencia vectorial entre el viento a 6 km y el de superficie. Por debajo de unos 10 m s⁻¹ favorece células ordinarias; entre 10 y 20 m s⁻¹, multicélulas; por encima de unos 20 m s⁻¹, supercélulas cuando hay inestabilidad suficiente.

• Cizalladura 0–1 km y 0–3 km: relevantes para los tornados y para las líneas de turbonada, respectivamente.

• Cizalladura efectiva: calculada entre la base de la capa de entrada efectiva (la capa de parcelas con CAPE ≥ 100 J kg⁻¹ y CIN ≥ −250 J kg⁻¹) y la mitad de la profundidad de la tormenta. Permite comparar ambientes de convección elevada y de base superficial y tormentas de distinta profundidad (Thompson et al., 2007).

• Longitud total de la hodógrafa: suma de las longitudes de sus segmentos, que, a diferencia de la cizalladura bruta, recoge los giros del viento.

La cizalladura vertical está ligada, a través del viento térmico, a los gradientes horizontales de temperatura: en equilibrio geostrófico, ∂Vg/∂z = (g/fT) k × ∇hT. Una cizalladura de 20 m s⁻¹ en 6 km a 40° de latitud corresponde a un gradiente horizontal de temperatura de casi 1 K cada 100 km, típico de las zonas baroclinas. Por eso los ambientes de cizalladura fuerte se asocian a las corrientes en chorro, a las vaguadas y a los frentes, y por eso en latitudes medias la cizalladura máxima se da en la estación fría, cuando la inestabilidad es mínima: la coincidencia de ambas, en primavera y en otoño, define las estaciones de máxima frecuencia de tormentas organizadas. Además, el giro del viento con la altura indica advección de temperatura: el giro horario (veering) acompaña a la advección cálida y el antihorario (backing), a la advección fría.

7.3. Los experimentos de Weisman y Klemp

Weisman y Klemp (1982, 1984) realizaron simulaciones tridimensionales en las que variaban sistemáticamente la CAPE y la cizalladura en un perfil idealizado. Encontraron que la organización dependía del equilibrio entre ambas y lo cuantificaron mediante el número de Richardson global (BRN):

donde ΔU es la diferencia entre el viento medio ponderado por la densidad en los primeros 6 km y el viento medio de los primeros 500 m. En sus simulaciones, las supercélulas aparecían para BRN entre unos 10 y 40; valores mayores producían sistemas multicelulares, y valores menores, con cizalladura excesiva para la flotabilidad disponible, corrientes ascendentes desgarradas (figura 7.2). El denominador, llamado cizalladura BRN, tiene también significado propio: es una medida de la energía cinética del flujo relativo que la corriente ascendente debe «procesar».

Estudios con sondeos de proximidad han confirmado el papel de la cizalladura pero han mostrado que el BRN discrimina mal en ambientes de CAPE alta, en los que supercélulas reales aparecen con BRN de 50 a 80 (Thompson et al., 2003). Hoy se prefiere examinar la cizalladura y la CAPE por separado o mediante parámetros compuestos. Los experimentos también mostraron que la forma de la hodógrafa, y no solo su longitud, determina qué miembro de una tormenta dividida se ve favorecido (sección 8.3).

Tabla 7.1. Valores orientativos de la cizalladura y modos convectivos más probables en latitudes medias. Fuentes: Weisman y Klemp (1982); Markowski y Richardson (2010); Thompson et al. (2003).

7.4. Vorticidad horizontal, vorticidad longitudinal y helicidad

Un perfil de viento V(z) con cizalladura contiene vorticidad horizontal ωh = k × ∂V/∂z: si el viento del oeste aumenta con la altura, la vorticidad horizontal apunta hacia el norte. Cuando una corriente ascendente se desarrolla en ese ambiente, deforma los tubos de vorticidad y los inclina hacia la vertical (ecuación 2.8). Para analizar el resultado conviene descomponer la vorticidad horizontal respecto al viento relativo a la tormenta V − c:

• La componente perpendicular al flujo relativo es la vorticidad transversal (crosswise). Su inclinación por una corriente ascendente produce un par de máximos de vorticidad vertical de signo opuesto en los flancos de la corriente, sin rotación neta del núcleo ascendente.

• La componente paralela al flujo relativo es la vorticidad longitudinal (streamwise). Como el aire entra en la corriente ascendente siguiendo el flujo relativo, sus tubos de vorticidad se inclinan a lo largo de la trayectoria y la corriente ascendente adquiere rotación neta, ciclónica si la vorticidad longitudinal es positiva (Davies-Jones, 1984).

La medida integrada de la vorticidad longitudinal que ingiere una tormenta es la helicidad relativa a la tormenta:

Geométricamente es igual a menos el doble del área barrida en la hodógrafa por el vector de viento relativo a la tormenta entre la superficie y la altura h. Dos consecuencias prácticas: la SRH depende del movimiento supuesto de la tormenta (una tormenta que se desvía a la derecha del viento medio suele tener más SRH disponible) y, en una hodógrafa recta, la SRH puede ser grande para una tormenta que se mueve fuera de ella, aunque la hodógrafa en sí no gire. Valores superiores a 150–250 m² s⁻² en la capa 0–3 km favorecen los mesociclones, y superiores a 100–150 m² s⁻² en la capa 0–1 km favorecen los tornados significativos (Rasmussen y Blanchard, 1998; Thompson et al., 2003). La SRH de los primeros 500 m ha resultado ser el parámetro individual que mejor separa los ambientes de tornados significativos de los de supercélulas no tornádicas, tanto en Estados Unidos como en Europa (Coffer et al., 2019, 2023).

La helicidad relativa normalizada (correlación relativa de helicidad), cociente entre la helicidad y el producto de los módulos de velocidad y vorticidad, mide qué fracción de la vorticidad es longitudinal. Lilly (1986) sugirió que las corrientes ascendentes con alta helicidad son más estables frente a la disipación turbulenta, lo que contribuiría a la longevidad de las supercélulas.

7.5. Movimiento de las tormentas

El movimiento de una tormenta es la suma de la advección de sus células por el viento medio de la capa que ocupan y la propagación, es decir, la generación de nuevas corrientes ascendentes en un flanco determinado. En las multicélulas la propagación está controlada por el frente de racha; en las supercélulas, por los gradientes de presión dinámicos (sección 8.3).

Bunkers et al. (2000) propusieron un método empírico, hoy universal, para estimar el movimiento de las supercélulas, basado en la física de la propagación (desviación perpendicular al vector de cizalladura) pero independiente de la dirección del viento:

cMD = V̄₀₋₆ + D · (S₀₋₆ × k) / S₀₋₆

donde V̄₀₋₆ es el viento medio de los primeros 6 km y S₀₋₆ el vector de cizalladura de esa capa (en la práctica, la diferencia entre el viento medio de 5,5–6 km y el de 0–0,5 km). La desviación D es la media observada; el error típico del método ronda los 4–5 m s⁻¹. Para los sistemas lineales, Corfidi (2003) propuso vectores que combinan el viento medio de la capa de nube con la velocidad de propagación de la piscina fría: el vector de propagación a favor del viento (downwind), para los sistemas que avanzan con su piscina fría, y el vector de propagación a contraviento (upwind), que indica el desplazamiento de los sistemas que se regeneran en su flanco de entrada y es el adecuado para anticipar la retroconstrucción.

8. Supercélulas

8.1. Definición

Una supercélula es una tormenta con una corriente ascendente profunda y persistente que rota: el mesociclón. La definición moderna es dinámica: lo que caracteriza a la supercélula es la correlación positiva entre la velocidad vertical y la vorticidad vertical en una capa profunda de la corriente ascendente (Markowski y Richardson, 2010). En la práctica, para considerar mesociclón una rotación observada por radar Doppler se exige una vorticidad del orden de 10⁻² s⁻¹ (una diferencia de velocidades radiales de unos 20–30 m s⁻¹ en 5 km), una extensión vertical de al menos un tercio de la profundidad de la tormenta y una persistencia de al menos 10–20 minutos.

Aunque representan una fracción pequeña de todas las tormentas, las supercélulas producen una parte desproporcionada de los fenómenos más dañinos: casi todo el granizo de más de 5 cm, buena parte de las rachas destructivas y la gran mayoría de los tornados intensos.

8.2. Origen de la rotación del mesociclón

La corriente ascendente adquiere su rotación inclinando la vorticidad horizontal de la cizalladura ambiental. En una hodógrafa recta, el resultado inicial es un par de vórtices simétricos, ciclónico y anticiclónico, en los flancos de la corriente. En cuanto la tormenta se desplaza fuera de la hodógrafa, una parte de la vorticidad ambiental se vuelve longitudinal y la corriente ascendente adquiere rotación neta. El mesociclón de niveles medios (3–7 km) es, por tanto, esencialmente vorticidad ambiental reorganizada.

8.3. Gradientes de presión dinámicos: propagación y división

La propagación continua y la división de las supercélulas se explican por la presión dinámica de la ecuación (2.6) (Rotunno y Klemp, 1982; Klemp, 1987; Weisman y Rotunno, 2000):

• El término lineal, p′D,L ∝ 2 S·∇h w′, genera alta presión en el flanco de la corriente ascendente situado aguas arriba del vector de cizalladura local y baja presión en el flanco aguas abajo. Si la cizalladura es unidireccional, este término produce el mismo efecto a todas las alturas y no favorece ningún flanco lateral. Pero si el vector de cizalladura gira con la altura (hodógrafa curvada), la baja presión aguas abajo se sitúa en flancos distintos en niveles bajos y medios, y el gradiente vertical de presión resultante favorece el ascenso en un flanco lateral: con giro horario, en el flanco derecho del movimiento medio. La tormenta se propaga hacia la derecha.

• El término no lineal, dominado por p′D,NL ∝ −ζ′²/2 (con signo negativo: baja presión en los vórtices), produce baja presión en el centro de cualquier vórtice, ciclónico o anticiclónico, con mínimo en los niveles medios, donde la rotación es más intensa. El gradiente de presión resultante, dirigido hacia arriba desde las capas bajas, favorece el ascenso bajo los dos vórtices de los flancos. En un ambiente de hodógrafa recta, la corriente ascendente se divide en dos tormentas simétricas: una ciclónica que se desplaza a la derecha del viento medio y otra anticiclónica que se desplaza a la izquierda.

Con hodógrafas curvadas en sentido horario, típicas del hemisferio norte, el término lineal refuerza la tormenta derecha (ciclónica) y debilita la izquierda; por eso las supercélulas ciclónicas de movimiento derecho son las más frecuentes. En las supercélulas maduras, el término no lineal suele ser al menos tan importante como el lineal en el gradiente vertical de presión que sostiene el ascenso en capas bajas (Weisman y Rotunno, 2000). Las supercélulas de movimiento izquierdo existen y pueden ser notables productoras de granizo grande; se han documentado en varias ocasiones en Europa y en la península.

8.4. Estructura de una supercélula clásica

El modelo conceptual de Lemon y Doswell (1979) sigue siendo la referencia para describir la estructura en superficie y en radar de una supercélula clásica de movimiento derecho (figura 8.1):

• La corriente ascendente principal se sitúa en el flanco sur o suroeste de la tormenta, alimentada por aire cálido y húmedo que entra desde el sureste. En radar aparece como una región de ecos débiles que penetra en la tormenta (BWER), coronada por precipitación suspendida: la corriente es tan intensa que las gotas no tienen tiempo de crecer hasta tamaños detectables. Encima, el saliente de ecos (overhang) y el núcleo de reflectividad máxima en niveles medios.

• La corriente descendente del flanco delantero (FFD) se encuentra bajo la región principal de precipitación, aguas abajo del movimiento.

• La corriente descendente del flanco trasero (RFD) desciende por detrás de la corriente ascendente, alimentada por la interacción del flujo de niveles medios con la tormenta, por el gradiente de presión dinámico hacia abajo asociado al debilitamiento de la rotación cerca del suelo y por el enfriamiento evaporativo. Envuelve el mesociclón y genera el característico gancho (hook echo) en la reflectividad radar.

• Dos frentes de racha, el del flanco delantero y el del flanco trasero, delimitan una estructura que recuerda a un ciclón extratropical en miniatura, con su «sector cálido» por donde entra el aire.

• El tornado, cuando se forma, aparece típicamente en la punta del gancho, cerca de la intersección entre la corriente ascendente y la RFD.

8.5. Ciclo de vida, oclusión y mesociclogénesis cíclica

Una supercélula no es un sistema estacionario. A medida que la RFD rodea el mesociclón de capas bajas, el aire frío corta el suministro de aire cálido al núcleo rotatorio: el mesociclón se ocluye, se debilita y se desplaza hacia la parte trasera de la tormenta, mientras un nuevo mesociclón se forma más adelante, en el punto de inflexión del frente de racha, donde convergen el flujo de entrada y la RFD. Este proceso, la mesociclogénesis cíclica, se repite cada 40–60 minutos y explica las familias de tornados que produce una misma supercélula (Burgess et al., 1982; Adlerman et al., 1999).

8.6. Tipos de supercélulas

La apariencia visual y la estructura radar de las supercélulas forman un espectro continuo (Moller et al., 1994):

• Supercélulas de baja precipitación (LP): precipitación escasa y alejada de la corriente ascendente, que deja a la vista la estructura rotatoria de la nube, a menudo escultórica. Frecuentes en ambientes secos con fuertes vientos en altura. Pueden producir granizo muy grande con poca lluvia.

• Supercélulas clásicas (CL): corresponden al modelo de Lemon y Doswell, con un gancho visible por radar.

• Supercélulas de alta precipitación (HP): la precipitación envuelve el mesociclón, de modo que el tornado, si existe, queda oculto tras cortinas de lluvia. Producen lluvias torrenciales, granizo abundante y rachas fuertes. Son frecuentes en ambientes muy húmedos y en la transición hacia sistemas lineales.

• Minisupercélulas o supercélulas de techos bajos: con cimas de 6–9 km y mesociclones poco profundos y estrechos, típicas de ambientes de cizalladura fuerte e inestabilidad débil (HSLC). Producen muchos de los tornados de los ciclones tropicales, de los entornos frontales invernales y, como se verá en el capítulo 19, del suroeste de la península ibérica.

8.7. Parámetros compuestos de diagnóstico

La práctica operativa combina los ingredientes en índices adimensionales normalizados por valores típicos de ambientes supercelulares (Thompson et al., 2003, 2012):

con la CAPE en J kg⁻¹, la helicidad en m² s⁻², las cizalladuras en m s⁻¹ y el NCA en m. En el STP, el término del NCA se fija en 1 si el NCA está por debajo de 1000 m y en 0 por encima de 2000 m, y el de cizalladura se anula por debajo de 12,5 m s⁻¹ y se limita a 1,5 por encima de 30 m s⁻¹. La versión de capa efectiva añade un factor de inhibición, (200 + MLCIN)/150. Valores de SCP superiores a 1 indican un ambiente favorable a supercélulas, y valores de STP superiores a 1 se asocian a una probabilidad creciente de tornados significativos. Otros índices de uso común son el EHI, CAPE·SRH/160 000, y, para los ambientes de cizalladura fuerte e inestabilidad débil, el parámetro SHERB de Sherburn y Parker (2014), que combina la cizalladura de 0–3 km (o la cizalladura efectiva en su variante SHERBE) con los gradientes térmicos de 0–3 km y de 700–500 hPa.

Estos parámetros se desarrollaron con datos de Estados Unidos y deben usarse con cautela en Europa, donde los ambientes de tormentas severas suelen tener menos CAPE y menos cizalladura que los norteamericanos, pero en los que esos ambientes se traducen con más frecuencia en tormentas efectivas: entre el 10 y el 25 % de las tormentas de Europa central y occidental se forman en condiciones propicias a la severidad, frente al 30–40 % en el medio oeste estadounidense (Taszarek et al., 2020b).

9. Sistemas convectivos de mesoscala

9.1. Definición y clasificación

Cuando muchas células convectivas se agrupan y su efecto colectivo genera circulaciones propias de mayor escala, se habla de un sistema convectivo de mesoscala (SCM). Según Zipser (1982), un SCM es un sistema de nubes asociado a un conjunto de tormentas que produce una región contigua de precipitación de al menos unos 100 km en alguna dirección, con una circulación de mesoscala parcialmente forzada por la propia convección. Su escudo nuboso frío puede cubrir del orden de 10⁵ km², y su tamaño total está controlado sobre todo por el crecimiento de la región estratiforme: la parte convectiva activa rara vez supera unos pocos miles de kilómetros cuadrados, mientras que la estratiforme puede alcanzar decenas de miles (Houze, 2004).

Los SCM lineales se clasifican, según la posición de la precipitación estratiforme respecto a la línea convectiva, en sistemas con región estratiforme trasera (TS), delantera (LS) o paralela (PS). En el estudio de Parker y Johnson (2000) sobre las grandes llanuras estadounidenses, el tipo TS fue el más frecuente, con más de la mitad de los casos, mientras que los de tipo PS, que se desplazan lentamente a lo largo de su eje, son especialmente propicios a acumulados elevados. Los SCM son responsables de una fracción muy grande de la lluvia en los trópicos y en las latitudes medias cálidas y, por su persistencia y lentitud, de muchas de las inundaciones más graves.

9.2. Estructura de una línea de turbonada con región estratiforme trasera

• Línea convectiva en el borde delantero, a lo largo del frente de racha, donde la piscina fría levanta continuamente el aire cálido y genera células nuevas.

• Región de transición, de reflectividad mínima, donde los hidrometeoros de las células antiguas se reorganizan.

• Región estratiforme detrás, alimentada por los restos de las células antiguas que el flujo relativo transporta hacia atrás, con ascenso de mesoscala en la troposfera media y alta y descenso por debajo de la base nubosa, impulsado por la fusión, la sublimación y la evaporación. En radar es característica la banda brillante de la isoterma de 0 °C.

• Chorro de retaguardia (rear inflow jet): corriente de aire de θe baja que entra por detrás del sistema en niveles medios y desciende hacia la línea convectiva. Weisman (1992) mostró que se forma como respuesta al gradiente horizontal de flotabilidad entre la pluma cálida de la corriente ascendente inclinada y la piscina fría, y que es más intenso en ambientes con mayor CAPE y cizalladura.

• Vórtices de los extremos (bookend vortices): un par de vórtices, ciclónico al norte y anticiclónico al sur en el hemisferio norte, generados por la inclinación de la vorticidad horizontal de la piscina fría en los extremos de los segmentos de línea, que concentran el chorro de retaguardia.

• Vórtice convectivo de mesoscala (VCM): circulación ciclónica en niveles medios, en la base de la región estratiforme, donde la convergencia es máxima. En latitudes medias, la rotación terrestre lo refuerza y puede sobrevivir al sistema y regenerar convección al día siguiente (Houze, 2004).

El calentamiento asociado a un SCM tiene una estructura característica: la región convectiva calienta toda la troposfera, mientras que la región estratiforme calienta arriba (por condensación y depósito) y enfría abajo (por fusión y evaporación). Cuanto mayor es la fracción estratiforme, más elevado es el perfil de calentamiento neto, lo que tiene consecuencias para la respuesta dinámica de gran escala.

9.3. La teoría RKW

¿Por qué algunas líneas de turbonada se mantienen intensas durante horas mientras otras decaen pronto? Rotunno, Klemp y Weisman (1988) propusieron una respuesta basada en el balance de vorticidad horizontal en el borde de la piscina fría. En un marco bidimensional que se mueve con el frente de racha, la ecuación de la vorticidad horizontal η (componente perpendicular a la línea) en estado estacionario es:

Integrándola en un volumen de control que abarca el borde de la piscina fría, desde el aire ambiental hasta una altura d, la vorticidad que entra con el flujo ambiental (asociada a la cizalladura de capas bajas Δu) debe equilibrar la generada baroclinamente en el borde de la piscina fría, caracterizada por c² = 2 ∫ (−B) dz. La condición para que el aire abandone el volumen de control como un chorro vertical es:

• Si c < Δu, domina la cizalladura y la corriente ascendente se inclina hacia aguas abajo; el levantamiento es menos profundo.

• Si c ≈ Δu, ambas circulaciones se equilibran y el aire cálido asciende verticalmente y en profundidad desde el borde de la piscina fría: la configuración óptima para regenerar la convección.

• Si c > Δu, domina la piscina fría, la corriente ascendente se inclina hacia atrás sobre el aire frío y el levantamiento es menos eficaz, aunque esta fase se asocia con el desarrollo de un chorro de retaguardia intenso.

Como la piscina fría se intensifica con el tiempo, la mayoría de las líneas evolucionan de un estado dominado por la cizalladura a uno dominado por la piscina fría, con la consiguiente inclinación hacia atrás, aparición del chorro de retaguardia y, a menudo, desarrollo de ecos en arco. Weisman y Rotunno (2004) revisaron la teoría con simulaciones tridimensionales y concluyeron que la sensibilidad principal es a la componente perpendicular a la línea de la cizalladura en los 3 km inferiores, y que el equilibrio produce el levantamiento más profundo; al mismo tiempo, precisaron que la teoría no pretende explicar todos los aspectos de las líneas y que la cizalladura más elevada también puede reforzar el levantamiento. Bryan et al. (2006) argumentaron que la teoría es más útil para explicar la estructura que la intensidad, y estudios observacionales recientes la han evaluado con resultados favorables aunque sensibles a la definición de la cizalladura.

9.4. Ecos en arco y mesovórtices

Cuando un chorro de retaguardia intenso alcanza el borde de la línea convectiva, el segmento afectado se curva hacia delante formando un eco en arco (bow echo) de 20 a 150 km. Fujita (1978) describió su evolución típica: una célula alta, que se transforma en arco, luego en «punta de lanza» y finalmente en una coma con un vórtice ciclónico en su extremo norte. Las simulaciones de Weisman (1993) mostraron que los ecos en arco duraderos requieren CAPE elevada (más de unos 2000 J kg⁻¹) y cizalladura fuerte concentrada en los 2,5–5 km inferiores (más de unos 20 m s⁻¹), y que su estructura queda controlada por los vórtices de los extremos y el chorro de retaguardia que estos refuerzan.

Las rachas más fuertes aparecen en el vértice del arco y bajo los mesovórtices de escala de pocos kilómetros que se forman a lo largo del borde de ataque, por inclinación de la vorticidad horizontal de la piscina fría o de la cizalladura ambiental. Estos mesovórtices pueden producir tornados de sistemas cuasilineales (QLCS), generalmente débiles, rápidos, ocultos por la lluvia y difíciles de avisar con antelación (Trapp et al., 2005; Trapp y Weisman, 2003). Una señal radar característica es la muesca de ecos débiles detrás del vértice (rear inflow notch), que indica la entrada de aire seco del chorro de retaguardia.

9.5. Complejos convectivos de mesoscala

Maddox (1980) identificó, a partir de imágenes infrarrojas, una clase de SCM especialmente grande, duradera y casi circular a la que llamó complejo convectivo de mesoscala (CCM):

Tabla 9.1. Criterios de definición de un complejo convectivo de mesoscala según Maddox (1980), basados en imágenes infrarrojas de satélite.

Los CCM son predominantemente nocturnos: se forman a última hora de la tarde a partir de tormentas dispersas y alcanzan su máxima extensión de madrugada, alimentados por el chorro de capas bajas (sección 4.6). Producen lluvias beneficiosas en grandes extensiones, pero también granizo, rachas, tornados e inundaciones. Muchos SCM grandes y duraderos no cumplen exactamente estos criterios, por lo que hoy se emplea preferentemente el término genérico SCM.

9.6. Derechos

Un derecho es un temporal de viento extenso inducido por la convección. El Glosario de la Sociedad Meteorológica Americana lo define como una familia de grupos de reventones particularmente dañinos producidos por un SCM, con ecos en arco persistentes, vórtices en los extremos o chorros de retaguardia, cuyos daños, continuos o intermitentes, se extienden a lo largo de una franja de al menos 650 km y unos 100 km de anchura (AMS, 2019). El término, propuesto por Hinrichs en 1888 a partir de la palabra española «derecho» (en línea recta), por contraposición a «tornado», fue recuperado por Johns y Hirt (1987), que distinguieron los derechos progresivos, producidos por un eco en arco que avanza aproximadamente paralelo a un límite térmico estacionario, generalmente en verano y con flujo débil, y los derechos seriales, producidos por una línea de turbonada extensa asociada a un ciclón intenso, con varios arcos sucesivos. Corfidi et al. (2016) propusieron revisar la definición para centrarla en la estructura física del sistema más que en la acumulación de informes de daños.

En Europa se han documentado derechos notables en Alemania (2014), Polonia (2017) y el Mediterráneo central (2022). En la península ibérica son poco frecuentes, aunque se han estudiado episodios de vientos convectivos lineales con características parecidas.

9.7. Sistemas cuasiestacionarios y trenes convectivos

Para la precipitación, la forma de organización más peligrosa no es la más intensa sino la más persistente sobre un mismo lugar:

• Trenes convectivos (training): células que se desplazan una tras otra a lo largo de la misma trayectoria, típicamente paralela a una línea de convergencia o a una cadena montañosa.

• Retroconstrucción (back-building): las células nuevas se forman en el extremo de aguas arriba del sistema, de modo que la región convectiva se mantiene anclada aunque cada célula se desplace. Este régimen se produce cuando el vector de propagación a contraviento de Corfidi es pequeño. En imágenes infrarrojas, muchos de estos sistemas adoptan la característica forma de V, con el vértice en el punto de regeneración, apuntando hacia el flujo de entrada.

Schumacher y Johnson (2005) describieron dos arquetipos de SCM productores de lluvias extremas: el de línea con retroconstrucción y el de línea con región estratiforme adyacente. En el Mediterráneo occidental, los sistemas cuasiestacionarios en V alimentados por flujos marítimos de levante son responsables de muchas de las inundaciones repentinas más graves, como mostraron los estudios numéricos de Romero et al. (2000) para el este peninsular (capítulo 15).

10. Convección en entornos particulares

10.1. Convección orográfica

Las montañas influyen en la convección por tres vías: el ascenso forzado del flujo que incide sobre ellas, las circulaciones térmicas generadas por el calentamiento diurno de las laderas y las perturbaciones dinámicas a sotavento (ondas de montaña, convergencias tras el obstáculo). El número de Froude, Fr = U/(NH), con U la velocidad del flujo, N la estabilidad y H la altura de la montaña, determina si el aire remonta la montaña (Fr > 1) o la rodea y se bloquea (Fr < 1). En el segundo caso, la convergencia se produce aguas arriba del obstáculo, a veces a decenas de kilómetros de él.

En días de flujo débil, el calentamiento de las laderas genera vientos anabáticos que convergen sobre las cumbres y disparan la convección hacia el mediodía solar. Las tormentas resultantes nacen sobre el relieve y, a lo largo de la tarde, se desplazan hacia los valles con el viento en niveles medios o se propagan mediante sus frentes de racha. Este ciclo explica la climatología de rayos del interior peninsular, con máximos en el Sistema Ibérico, los Pirineos y el Maestrazgo y máximos diurnos más tempranos en las montañas (12–16 UTC) que en los valles (16–22 UTC) (Riesco Martín et al., 2015; AEMET, 2019).

Cuando un flujo húmedo e inestable incide de forma persistente sobre una cordillera, el forzamiento orográfico ancla la convección y puede producir lluvias extremas con sistemas que apenas se desplazan: es el mecanismo de muchos episodios de lluvias torrenciales en las sierras prelitorales mediterráneas (capítulo 15).

10.2. Convección costera y marítima

La convección sobre el mar tiene características propias. Sobre aguas cálidas, el flujo de calor sensible y latente desde el mar mantiene la capa límite inestable día y noche, y el ciclo diurno es débil o invertido, con máximos nocturnos y matinales. En el Mediterráneo, la actividad tormentosa se traslada de tierra al mar a finales del verano y en otoño, cuando el mar está más cálido que el aire que lo sobrevuela (Taszarek et al., 2019, 2020b). Las brisas y sus convergencias organizan la convección costera de día; las brisas de tierra y la convergencia con el flujo marítimo, de noche. Las tormentas sobre el mar suelen ser menos eléctricas que sobre tierra, en parte porque sus corrientes ascendentes son menos intensas, pero son muy eficientes en precipitación y producen numerosas trombas marinas.

10.3. Convección de cizalladura fuerte e inestabilidad débil (HSLC)

Una fracción importante de los tornados y de las rachas convectivas en Europa occidental, y en el suroeste peninsular en particular, se produce en ambientes de cizalladura fuerte e inestabilidad débil (High Shear, Low CAPE), con CAPE inferior a unos 500 J kg⁻¹ (a menudo inferior a 100–200) y cizalladura 0–6 km superior a 18–20 m s⁻¹. Estos ambientes son típicos de la estación fría, asociados a vaguadas, frentes fríos y bajas profundas. La convección resultante es poco profunda (cimas de 4–9 km), con escasa actividad eléctrica, y se organiza en líneas estrechas de convección frontal o en minisupercélulas. Su diagnóstico es difícil porque los parámetros compuestos clásicos, dominados por la CAPE, dan valores bajos; por eso se desarrollaron índices específicos como el SHERB (Sherburn y Parker, 2014), en los que pesan más la cizalladura de capas bajas y los gradientes térmicos. El caso del 4 de marzo de 2018 en Andalucía occidental es un ejemplo paradigmático (capítulo 19).

10.4. Ciclones de tipo tropical en el Mediterráneo

En el Mediterráneo se forman ocasionalmente ciclones de mesoscala con estructura similar a la de los ciclones tropicales: un núcleo cálido, un ojo libre de nubes y bandas de convección espirales. Estos medicanes suelen nacer a partir de una baja fría en altura o una DANA sobre un mar cálido, y su intensificación depende de los flujos de calor del mar y de la liberación de calor latente en la convección que rodea el centro, un mecanismo parecido al de los ciclones tropicales. Suelen producir vientos de temporal y lluvias intensas; el medicán Daniel de septiembre de 2023, que causó una catástrofe en Libia, es el ejemplo reciente más grave. Aunque son poco frecuentes (del orden de uno o dos al año), su relación con la convección profunda los hace relevantes en este contexto.

10.5. Convección elevada nocturna

La convección nocturna sobre una capa estable superficial se alimenta de parcelas de niveles medios bajos, a menudo transportadas por un chorro de capas bajas que asciende sobre un límite térmico. Su fenomenología es característica: abundante actividad eléctrica, granizo pequeño o mediano y lluvias intensas, pero rachas en superficie atenuadas por la capa estable. En el interior peninsular son frecuentes las tormentas nocturnas al norte de una baja térmica o en el flanco delantero de una DANA, con bases a 3–4 km y una capa subnubosa muy seca que puede producir reventones secos y heat bursts (sección 12.4).

10.6. Convección inclinada e inestabilidad simétrica condicional

En las zonas frontales de latitudes medias, la atmósfera puede ser estable frente a desplazamientos verticales y también frente a desplazamientos horizontales, y sin embargo inestable frente a desplazamientos inclinados a lo largo de las superficies de temperatura potencial equivalente. Esta inestabilidad simétrica condicional (ISC) se produce cuando, en una sección perpendicular al viento térmico, las superficies de cantidad de movimiento absoluta geostrófica (Mg = vg + fx) están más inclinadas que las superficies de θe, o, de forma equivalente, cuando la vorticidad potencial equivalente saturada es negativa (Bennetts y Hoskins, 1979; Schultz y Schumacher, 1999). Su liberación produce la convección inclinada*: bandas de precipitación alineadas con el viento térmico, con ascensos de decímetros a pocos metros por segundo inclinados unos pocos grados, que pueden coexistir con convección vertical embebida cuando hay además inestabilidad condicional. Es responsable de muchas bandas de precipitación intensa en los sistemas frontales y en los temporales de nieve, y su diagnóstico requiere secciones transversales o el cálculo de la vorticidad potencial; no se detecta con la CAPE convencional, que solo considera desplazamientos verticales.

Parte IV. Fenómenos adversos

11. Granizo

11.1. Definiciones

El granizo es la precipitación de partículas de hielo, transparentes o parcialmente opacas, de forma más o menos esférica, cónica o irregular, con un diámetro igual o superior a 5 mm. Por debajo de ese tamaño se habla de graupel o granizo blando (opaco, de 2 a 5 mm, que se deshace al tocar el suelo) y de hielo granulado. En la práctica europea se considera granizo grande el de 2 cm o más, muy grande el de 5 cm o más y gigante el de 10 cm o más. A partir de unos 3 cm de diámetro el granizo empieza a dañar de forma generalizada tejados, vehículos, cristales e infraestructuras (Allen et al., 2020).

11.2. Crecimiento: el balance de masa

Una piedra de radio r que cae a través de una nube con contenido de agua líquida χ (kg m⁻³) crece por captura de gotitas a un ritmo:

Como Vt crece con el tamaño (capítulo 5), la tasa de crecimiento se acelera. Expresando la masa como M = (4/3)πr³ρh, el diámetro crece según dD/dt = E Vt χ/(2ρh): una piedra que permanezca en una región con χ = 2–4 g m⁻³ puede pasar de 1 a 5 cm en unos 15–30 minutos (véase el ejemplo resuelto del apéndice E). La formación de granizo grande requiere tres ingredientes (Kumjian y Lombardo, 2020; Allen et al., 2020):

• Un embrión adecuado, normalmente graupel o una gota grande congelada, situado en el lugar oportuno de la corriente ascendente; los embriones pueden proceder de las torres secundarias del flanco de la corriente principal (feeder cells) o de la recirculación desde la región de precipitación.

• Un tiempo de residencia prolongado en una corriente ascendente rica en agua sobrefundida, típicamente en la capa de −10 a −25 °C.

• Un equilibrio entre la velocidad de la corriente ascendente y la velocidad de caída de la piedra, que permita que esta permanezca suspendida mientras crece.

Las simulaciones de trayectorias indican que el tamaño final es especialmente sensible a ese último equilibrio, mientras que el tiempo de paso por la corriente y la cantidad de agua sobrefundida limitan el tamaño potencial. La idea tradicional de piedras que suben y bajan repetidamente a través de la nube ha sido matizada: la rotación de la corriente ascendente en niveles medios y la estructura horizontal del flujo son esenciales para mantener las piedras en la región de crecimiento, y una sola pasada larga por la corriente ascendente puede bastar para formar granizo grande en pocos minutos (Allen et al., 2020). Las corrientes ascendentes muy anchas favorecen el granizo gigante porque aumentan el tiempo de residencia y la probabilidad de que los embriones encuentren la región de equilibrio.

11.3. Crecimiento seco y húmedo: el balance de calor

Cada gotita capturada libera, al congelarse, calor latente de fusión. La temperatura de la superficie de la piedra resulta del equilibrio entre ese calor, el calor sensible necesario para llevar el agua capturada hasta la temperatura de la piedra y las pérdidas por conducción y por evaporación o sublimación:

donde Ts y Ta son las temperaturas de la superficie y del aire, K la conductividad térmica del aire, Dv la difusividad del vapor, ρv las densidades de vapor y Fv un factor de ventilación. Mientras Ts < 0 °C, las gotitas se congelan casi instantáneamente y atrapan burbujas de aire: es el crecimiento seco, que produce hielo opaco. Cuando la tasa de captura es tan alta que Ts alcanzaría 0 °C (el límite de Schumann-Ludlam), parte del agua permanece líquida en la superficie y se congela lentamente expulsando el aire: es el crecimiento húmedo, que produce hielo transparente; si el agua queda atrapada en una red de hielo, se forma hielo esponjoso. El paso de un régimen a otro depende de la temperatura del aire, del contenido de agua y del tamaño y la velocidad de la piedra. Por eso los cortes de las piedras muestran capas alternas, claras y opacas, que registran la historia de su viaje por la nube. Las piedras con protuberancias o lóbulos, como la de la figura 11.2, se forman por crecimiento preferente en los puntos que más agua capturan.

11.4. Velocidad de caída, fusión y tamaño en superficie

La velocidad terminal de una piedra de 5 cm es de 25–32 m s⁻¹ a nivel del mar, y la de una de 10 cm, de 39–45 m s⁻¹ (capítulo 5); en la troposfera media son un 20–30 % mayores. Para sostener piedras de ese tamaño se necesitan corrientes ascendentes de esas velocidades en una región amplia, lo que hace del granizo gigante un fenómeno casi exclusivo de las supercélulas. Durante la caída bajo el nivel de congelación, las piedras se funden: las pequeñas (menos de 1–2 cm) pueden fundirse por completo si la capa cálida es profunda, mientras que las grandes caen tan deprisa que pierden poco tamaño. Por eso un nivel de congelación muy alto reduce la frecuencia del granizo pequeño en superficie pero no la del grande.

11.5. Récords y casos notables

El récord de Estados Unidos corresponde a la piedra de unos 20 cm de diámetro caída en Vivian (Dakota del Sur) en 2010; se han documentado piedras de 18 cm en Argentina y de 14 cm en Alemania (Allen et al., 2020). En Europa, el ESSL confirmó como récord continental una piedra de unos 19 cm caída en Azzano Decimo (Italia) el 24 de julio de 2023 (ESSL, 2023). En España, la granizada de La Bisbal d'Empordà (Girona) del 30 de agosto de 2022 fue producida por una supercélula aislada que se formó sobre el Pirineo oriental a última hora de la tarde, con una franja de granizo de al menos 5 cm sobre el Empordà entre las 16:50 y las 17:34 UTC y piedras de más de 10 cm, la mayor estimada en unos 12 cm. Causó la muerte de una niña de 20 meses, la primera víctima mortal directa por granizo en Europa desde 1997, y 67 heridos. El ambiente presentaba MLCAPE en torno a 4000 J kg⁻¹ y cizalladura fuerte y unidireccional, con poca cizalladura en capas bajas, una confirmación de que esta no es necesaria para el granizo gigante (ESSL, 2022).

11.6. Ambientes favorables al granizo grande

• CAPE alta, especialmente en la capa de crecimiento del granizo (entre −10 y −30 °C), y gradientes térmicos pronunciados en la troposfera media (más de 7 K km⁻¹ entre 700 y 500 hPa).

• Cizalladura fuerte (0–6 km mayor de 20 m s⁻¹), que organiza supercélulas con corrientes ascendentes anchas, rotatorias y duraderas.

• Nivel de congelación no demasiado alto y capa cálida subnubosa no excesivamente profunda.

• Humedad suficiente en capas bajas pero aire relativamente seco en capas medias, que reduce el número de embriones en competencia (menos piedras, pero más grandes).

11.7. Detección y medida

El radar meteorológico es la principal herramienta de vigilancia. La reflectividad superior a 55–60 dBZ en la troposfera media, por encima del nivel de congelación, es un indicador clásico; algoritmos como el MESH (maximum expected size of hail) integran la reflectividad ponderada por la temperatura sobre el nivel de congelación (Witt et al., 1998). Los radares de doble polarización añaden información decisiva: el granizo seco, que cae dando tumbos, tiene reflectividad diferencial cercana a cero o negativa y reduce el coeficiente de correlación, y la espiga de dispersión triple (TBSS) señala núcleos de granizo grande (capítulo 16). En superficie se usan granizómetros (hailpads), placas de poliestireno en las que las piedras dejan marcas que permiten reconstruir la distribución de tamaños y la energía cinética, sensores de impacto, observadores y, cada vez más, informes ciudadanos con fotografías verificadas en bases de datos como la ESWD.

11.8. Impacto, mitigación y tendencias

El granizo es el fenómeno convectivo que más pérdidas económicas causa: los daños anuales en Estados Unidos y Europa superan los 13 000 millones de dólares, y dos granizadas de julio de 2013 en Alemania causaron unos 4300 millones de dólares de pérdidas (Allen et al., 2020; Púčik et al., 2019). En España, el granizo es uno de los riesgos agrarios más relevantes, gestionado a través del sistema de seguros agrarios. Las técnicas de supresión del granizo (siembra de nubes con yoduro de plata, cañones antigranizo) se han aplicado durante décadas en varios países, incluida España, pero no existen pruebas científicas concluyentes de su eficacia, y los cañones carecen de fundamento físico.

Respecto al cambio climático, la teoría y los modelos apuntan a una disminución del granizo pequeño, por la subida del nivel de congelación, y a un aumento del grande y muy grande, por el aumento de la inestabilidad. Las proyecciones estadísticas de Rädler et al. (2019) indican aumentos de la probabilidad de granizo de 2 cm o más del 40 al 80 % en Europa central y oriental a finales de siglo en el escenario de emisiones altas, con una posible duplicación del granizo de 5 cm o más en algunas regiones; para el suroeste europeo la señal es más incierta (capítulo 20).

12. Vientos convectivos: corrientes descendentes, reventones y frentes de racha

12.1. La dinámica de las corrientes descendentes

Aplicando la ecuación del movimiento vertical (2.3) a una parcela que desciende, la aceleración hacia abajo depende de la flotabilidad negativa, que tiene tres orígenes, y de los gradientes de presión perturbados:

• Carga de precipitación (término −g rh): una razón de mezcla de hidrometeoros de 10 g kg⁻¹ equivale, en términos de flotabilidad, a un enfriamiento de unos 3 K. Es el mecanismo que inicia la corriente descendente.

• Enfriamiento por cambio de fase (término Tv′ negativo): la evaporación de la lluvia, la fusión del granizo y la sublimación del hielo absorben calor. La evaporación de 1 g kg⁻¹ de agua enfría el aire unos 2,5 K; la fusión de 1 g kg⁻¹ de hielo, unos 0,33 K. Es el mecanismo más eficaz cuando el aire subnuboso está seco y el gradiente térmico ambiental es cercano al adiabático seco, porque la parcela descendente, que se calienta a un ritmo inferior al seco mientras evapora, se mantiene más fría que el entorno durante todo el descenso.

• Gradientes de presión dinámicos: en las supercélulas y en los sistemas lineales, la interacción entre la tormenta y el flujo ambiental genera gradientes que fuerzan el descenso en zonas concretas, como la RFD o el chorro de retaguardia.

Las simulaciones con modelos de parcela (Srivastava, 1985, 1987) mostraron que la intensidad de una corriente descendente aumenta con el gradiente térmico ambiental, con el contenido de agua de lluvia y con el predominio de gotas pequeñas (que se evaporan más deprisa), y que la fusión de hielo es importante en los ambientes húmedos en los que la evaporación es limitada.

12.2. Reventones: microrreventones y macrorreventones

Fujita, investigando accidentes aéreos y patrones de daños en bosques, propuso a mediados de los años setenta el concepto de reventón (downburst): una corriente descendente intensa que, al chocar con el suelo, se expande en todas direcciones y produce vientos dañinos en línea recta. A diferencia del tornado, cuyos daños convergen hacia un eje, los de un reventón divergen desde un punto, a menudo con un patrón en estrella. Fujita (1985) distinguió:

• Microrreventón: afecta a un área de 4 km de diámetro o menos y dura típicamente entre 5 y 15 minutos; sus vientos pueden superar los 200 km/h.

• Macrorreventón: afecta a un área mayor de 4 km y puede durar más de media hora.

Según la precipitación asociada se distinguen los reventones húmedos, acompañados de lluvia intensa (reflectividad superior a unos 35 dBZ), propios de ambientes húmedos con alta carga de precipitación, y los reventones secos, con poca o ninguna lluvia en superficie, propios de ambientes con una capa subnubosa profunda y seca (perfil en «V invertida») y bases a 3–4 km de altura (Wakimoto, 1985). Estos últimos son especialmente traicioneros porque pueden producirse bajo nubes de aspecto poco amenazador, con virga visible bajo la base.

12.3. Reventones y aviación

Un avión que atraviesa un microrreventón durante la aproximación encuentra primero un fuerte viento de cara, que aumenta su velocidad respecto al aire y su sustentación y le hace subir por encima de la senda de planeo; el piloto reduce potencia. Segundos después atraviesa la corriente descendente y luego un fuerte viento de cola, que reduce bruscamente su velocidad respecto al aire y su sustentación, justo cuando está bajo y con poca potencia. El accidente del vuelo 191 de Delta Air Lines en Dallas-Fort Worth el 2 de agosto de 1985, con 137 víctimas mortales, se atribuyó a un microrreventón y aceleró la instalación de radares Doppler terminales, sistemas de alerta de cizalladura en los aeropuertos y sistemas predictivos a bordo (Wolfson, 1988; UNDRR, s. f.).

12.4. Fenómenos asociados: frentes de racha, haboobs y *heat bursts*

Los frentes de racha producen fenómenos característicos en superficie: el salto de presión, el descenso de temperatura de varios grados en pocos minutos y el giro e intensificación del viento. En regiones áridas pueden levantar grandes cantidades de polvo y arena, formando haboobs, muros de polvo de cientos de metros de altura. Los remolinos que se forman a lo largo del frente de racha por cizalladura horizontal, los gustnados, son vórtices débiles y breves no conectados con la corriente ascendente, por lo que no se consideran tornados.

Un fenómeno curioso es el reventón cálido (heat burst): cuando una corriente descendente débil, alimentada por la evaporación de la precipitación de una tormenta en disipación, atraviesa una capa muy seca y continúa descendiendo por inercia una vez agotada la precipitación, se calienta adiabáticamente y llega al suelo como una ráfaga de aire muy cálido y seco. Se producen sobre todo de noche, cuando la capa superficial es estable, y pueden elevar la temperatura más de 10 °C en minutos.

12.5. Rachas en sistemas organizados y derechos

En las líneas de turbonada y los ecos en arco, las rachas más fuertes se deben a la combinación de reventones individuales, del chorro de retaguardia que alcanza el suelo y de mesovórtices de pocos kilómetros que se forman en el borde de ataque de la línea. Cuando estos procesos se mantienen durante cientos de kilómetros se produce un derecho (capítulo 9). Los ambientes favorables a rachas convectivas extensas combinan CAPE moderada o alta, cizalladura moderada a fuerte en capas bajas y medias, aire seco en niveles medios (DCAPE elevada) y vientos intensos en la troposfera media, cuya cantidad de movimiento puede transportarse hacia el suelo.

12.6. Diagnóstico

Además de la DCAPE, se usan índices como el WINDEX de McCann (1994), que estima la racha máxima potencial a partir de la altura del nivel de congelación, el gradiente térmico entre la superficie y ese nivel y la humedad, y diagnósticos de la diferencia de θe entre la superficie y niveles medios, que mide la intensidad potencial de las corrientes descendentes evaporativas. En el radar, la convergencia en niveles medios (entre 3 y 6 km) que precede al reventón, el descenso rápido de un núcleo de reflectividad y la divergencia en el campo de velocidad radial cerca del suelo son las señales de vigilancia.

13. Tornados

13.1. Definición

Un tornado es una columna de aire en rotación violenta que se extiende desde la base de una nube convectiva, o desde debajo de ella, hasta el suelo. No es necesario que la nube embudo (tuba) sea visible hasta el suelo: lo que define al tornado es la circulación intensa en contacto con la superficie, que puede manifestarse solo por un remolino de polvo o escombros bajo un embudo incompleto. Sobre el agua se habla de tromba marina. Los tornados típicos tienen diámetros de decenas a cientos de metros, duran unos minutos y recorren unos pocos kilómetros, pero los más intensos pueden superar los 2 km de anchura, durar más de una hora y recorrer más de cien kilómetros: el tornado de El Reno (Oklahoma) del 31 de mayo de 2013 alcanzó unos 4,2 km de anchura, y el tornado de los tres estados (Misuri, Illinois e Indiana) de 1925 recorrió unos 350 km.

13.2. Dinámica del vórtice: el modelo de Rankine y el equilibrio ciclostrófico

En un tornado, la aceleración centrípeta es tan grande que la fuerza de Coriolis es despreciable (número de Rossby del orden de 10³–10⁴) y el gradiente radial de presión equilibra la fuerza centrífuga: es el equilibrio ciclostrófico:

El modelo más sencillo de la distribución de viento es el vórtice de Rankine: un núcleo en rotación sólida (v = V r/R para r ≤ R) rodeado de un flujo potencial (v = V R/r para r > R), donde V es el viento máximo y R el radio del máximo viento. Integrando la ecuación 13.1 se obtiene el déficit de presión en el eje:

Para V = 80 m s⁻¹ y ρ = 1,15 kg m⁻³ resulta Δp ≈ 74 hPa (figura 13.2); para V = 120 m s⁻¹, unos 165 hPa. Las mediciones directas, muy escasas, han registrado caídas de presión de 100 hPa o más en tornados intensos. El déficit de presión enfría adiabáticamente el aire que entra en el vórtice y lo lleva a la saturación: el embudo nuboso marca aproximadamente la isobara en la que el aire alcanza su NCA.

13.3. Estructura del vórtice: capa límite, flujo de esquina y número de rotación

El vórtice de Rankine ignora un aspecto esencial: la interacción con el suelo. En la capa límite del tornado, la fricción reduce el viento tangencial y rompe el equilibrio ciclostrófico; el gradiente de presión, intacto, impulsa entonces un intenso flujo radial hacia el eje, que converge en la región de esquina y asciende bruscamente. Paradójicamente, los vientos más fuertes de un tornado se encuentran a pocas decenas de metros del suelo, dentro de esta región, donde el aire que converge conserva casi todo su momento angular mientras se acerca al eje.

La estructura del vórtice depende del número de rotación (swirl ratio), cociente entre la circulación y el flujo másico ascendente, S = r₀Γ/(2Q) (Davies-Jones, 1973). Los experimentos de laboratorio (cámaras de vórtices tipo Ward) y las observaciones con radares móviles muestran que con S bajo se forma un vórtice de una sola celda, con ascenso en el eje; al aumentar S, aparece una corriente descendente axial que alcanza el suelo y el vórtice pasa a tener dos celdas; con S aún mayor, la capa de cizalladura que rodea el núcleo se vuelve inestable y se desarrollan vórtices múltiples (subvórtices de succión) que giran alrededor del eje. Los subvórtices explican los patrones de daños en franjas estrechas e intensas dentro del recorrido de algunos tornados.

13.4. Tornadogénesis en supercélulas

Davies-Jones (2015) describe la formación de tornados en supercélulas como una secuencia de tres pasos:

• Formación del mesociclón en niveles medios, por inclinación de la vorticidad horizontal longitudinal de la cizalladura ambiental (capítulos 7 y 8).

• Generación de rotación cerca del suelo. Como la corriente ascendente apenas puede inclinar vorticidad en contacto con el suelo (ecuación 2.8 con w = 0), la rotación cerca de la superficie requiere que la vorticidad horizontal se incline dentro de corrientes descendentes. Esa vorticidad horizontal puede generarse de forma baroclina en los gradientes de temperatura de la RFD y de la FFD, o por fricción con el suelo.

• Intensificación hasta la escala del tornado, por convergencia y estiramiento bajo una corriente ascendente intensa a baja altura, favorecida por el gradiente de presión dinámico dirigido hacia arriba bajo el mesociclón de capas bajas. Si la circulación de un anillo de 1 km de radio con 10 m s⁻¹ de viento tangencial se conserva al contraerse hasta 100 m, el viento tangencial alcanza 100 m s⁻¹.

Los dos primeros pasos se dan tanto en supercélulas tornádicas como no tornádicas, lo que explica que solo una minoría de los mesociclones produzcan tornados (menos del 15 % según varios estudios). La diferencia parece estar en el tercer paso. Las simulaciones de alta resolución de Coffer et al. (2023) indican que el aire que alimenta el mesociclón de capas bajas procede fundamentalmente del entorno no perturbado, y en particular de los primeros 200–400 m, y que la vorticidad horizontal ambiental cercana al suelo es la principal fuente de su rotación vertical, con una contribución menor de la vorticidad generada por la propia tormenta. Esto explicaría por qué la SRH de los primeros 500 m es el mejor discriminante de los ambientes de tornados significativos. Este resultado matiza la visión anterior, basada en Rotunno y Klemp (1985) y en algunos análisis observacionales, que atribuía a la vorticidad baroclina del flanco delantero un papel dominante en la rotación de capas bajas.

13.5. Tornados no supercelulares, de sistemas lineales y trombas marinas

Los tornados no supercelulares (landspouts sobre tierra) se forman cuando una corriente ascendente en crecimiento estira una región de vorticidad vertical ya existente en las capas bajas, típicamente a lo largo de una línea de convergencia o un frente de racha donde la cizalladura horizontal genera pequeños vórtices por inestabilidad. Suelen ser débiles y breves. Los tornados de sistemas convectivos cuasilineales se forman en los mesovórtices del borde de las líneas de turbonada y los ecos en arco (capítulo 9).

Las trombas marinas pueden ser de origen supercelular o, mucho más frecuentemente, de buen tiempo: se forman bajo cúmulos congestos o cumulonimbos en crecimiento, en ambientes de poca cizalladura y con el mar más cálido que el aire, a lo largo de líneas de convergencia sobre el mar. Golden (1974) describió su ciclo de vida en cinco etapas: mancha oscura en la superficie del agua, patrón espiral, anillo de espuma, madurez con embudo completo y decaimiento. Son muy frecuentes en el Mediterráneo a finales de verano y en otoño (Riesco Martín et al., 2015).

13.6. Escalas de intensidad

La intensidad de los tornados no se mide directamente sino que se estima a partir de los daños. Fujita (1971) propuso la escala F, que relacionaba grados de daño con intervalos de velocidad del viento. Como sus estimaciones de viento resultaron excesivas para los tornados más intensos y la escala no consideraba la calidad de la construcción, en 2007 se adoptó en Estados Unidos la escala de Fujita mejorada (EF), basada en 28 indicadores de daño con sus grados de deterioro (WSEC, 2006).

Tabla 13.1. Escala de Fujita mejorada (EF): rachas de 3 segundos estimadas y daños típicos. Fuente: WSEC (2006).

En Europa, el ESSL publicó en julio de 2023 la escala internacional de Fujita (IF), adaptada a las construcciones y a la vegetación europeas. Tiene nueve grados (IF0, IF0.5, IF1, IF1.5, IF2, IF2.5, IF3, IF4 e IF5), con semigrados hasta IF3, y define las velocidades como valores instantáneos tridimensionales a la altura del daño, del orden de un 20 % superiores a las rachas de 3 segundos a 10 m usadas por la escala EF. La ESWD clasifica con ella los nuevos informes desde agosto de 2023 (ESSL, 2023b).

13.7. Récords y climatología

Los radares Doppler móviles han medido en tornados intensos vientos de más de 130 m s⁻¹ a algunas decenas de metros del suelo: en el tornado de Bridge Creek-Moore (Oklahoma) del 3 de mayo de 1999, el radar Doppler on Wheels registró unos 135 m s⁻¹ (un reanálisis posterior elevó la estimación), uno de los vientos más intensos medidos jamás cerca de la superficie terrestre (Wurman et al., 2007). Estados Unidos registra del orden de 1200 tornados al año, la mayor cifra del mundo, por la coincidencia frecuente de aire muy húmedo del golfo de México, aire elevado mezclado del altiplano mexicano y cizalladura intensa en las grandes llanuras. Europa registra varios centenares al año, generalmente más débiles, aunque con episodios notables; los tornados violentos (F4) se han documentado en Europa central y occidental en varias ocasiones (Taszarek et al., 2020a). La climatología española se analiza en el capítulo 19.

14. Electricidad atmosférica

14.1. El circuito eléctrico global

En condiciones de buen tiempo existe en superficie un campo eléctrico dirigido hacia abajo de unos 100–150 V m⁻¹: la Tierra está cargada negativamente y la alta atmósfera, positivamente, con una diferencia de potencial entre la superficie y la ionosfera de unos 250 kV. Como la atmósfera es ligeramente conductora, ese campo produce una corriente de fuga continua de buen tiempo (del orden de 1–2 kA en todo el planeta) que descargaría el sistema en minutos si no hubiera un generador. Ese generador son las tormentas, que transportan carga negativa hacia la superficie y positiva hacia la ionosfera. La prueba es la curva de Carnegie: el campo de buen tiempo, medido en el océano lejos de influencias locales, varía a lo largo del día en tiempo universal con un máximo hacia las 19 UTC, que coincide con el máximo de actividad tormentosa en los continentes americanos y africanos.

14.2. La separación de cargas

Un cumulonimbo maduro presenta en su configuración más habitual una estructura tripolar (Williams, 1989): un centro de carga positiva en la parte superior, entre unos −40 y −60 °C; un centro principal negativo en la parte media, entre unos −10 y −25 °C, y un pequeño centro positivo en la parte inferior, cerca del nivel de congelación. Las observaciones con globos muestran estructuras más complejas, con varias capas alternas y capas de apantallamiento en los bordes de la nube, pero el esquema tripolar sigue siendo una aproximación útil. Algunas tormentas, especialmente supercélulas de ciertos ambientes, presentan estructuras invertidas, con el centro principal positivo en niveles medios, y producen mayor proporción de rayos positivos.

Se han propuesto dos familias de mecanismos de separación:

• Mecanismos inductivos: una partícula polarizada por el campo eléctrico existente transfiere carga en colisiones con rebote. Requieren un campo previo y son poco eficaces en las primeras fases.

• Mecanismo no inductivo, el más aceptado: las colisiones con rebote entre graupel y pequeños cristales de hielo, en presencia de agua sobrefundida, transfieren carga independientemente del campo. Los experimentos de laboratorio de Takahashi (1978) y del grupo de Saunders en Mánchester (Saunders et al., 1991; Saunders y Peck, 1998) mostraron que el signo de la carga del graupel depende de la temperatura y del contenido de agua líquida efectivo o de la tasa de acreción de cencellada: por debajo de una temperatura de inversión de carga, del orden de −10 a −20 °C según las condiciones, el graupel se carga negativamente y los cristales positivamente; por encima, al revés. La explicación microfísica más aceptada atribuye la transferencia a diferencias en la tasa de crecimiento por depósito de vapor de las dos superficies en contacto: la partícula que crece más deprisa por depósito tiende a cargarse positivamente.

La corriente ascendente transporta los cristales ligeros, cargados positivamente, hacia la parte alta de la nube, mientras el graupel, más pesado y negativo, queda en los niveles medios: así se separan a gran escala los centros principales. El centro positivo inferior se explicaría por el graupel cargado positivamente a temperaturas más cálidas que la de inversión. Los modelos numéricos que incorporan estos esquemas reproducen estructuras tripolares cuando el campo alcanza los valores de ruptura (Mansell et al., 2005). La separación de cargas requiere, por tanto, la coexistencia de graupel, cristales y agua sobrefundida, y corrientes ascendentes de al menos unos 6–7 m s⁻¹ en la región de fase mixta: por eso las nubes cálidas y las nubes convectivas muy débiles apenas producen rayos, y por eso la actividad eléctrica es un buen indicador de la intensidad de la corriente ascendente.

14.3. La ruptura dieléctrica y el desarrollo del rayo

El campo eléctrico necesario para la ruptura dieléctrica del aire seco a presión normal es de unos 3 MV m⁻¹, y disminuye en proporción a la densidad del aire. Los campos máximos medidos en las nubes, sin embargo, rara vez superan unos cientos de kV m⁻¹. Dos mecanismos podrían explicar la iniciación del rayo con campos tan bajos: la intensificación local del campo en las puntas de los hidrometeoros, que inicia descargas en corona y serpentinas (streamers), y la ruptura por electrones desbocados (runaway breakdown), en la que electrones de alta energía procedentes de los rayos cósmicos son acelerados por el campo y generan avalanchas (Gurevich et al., 1992). La iniciación del rayo sigue siendo uno de los problemas abiertos de la física atmosférica.

Una vez iniciada, la descarga se propaga mediante líderes, canales ionizados que avanzan por pasos de decenas de metros. En una descarga negativa de nube a tierra, el líder escalonado desciende desde el centro negativo a unos 10⁵–10⁶ m s⁻¹, ramificándose, hasta que a pocas decenas de metros del suelo se conecta con un líder ascendente desde un objeto elevado. Se produce entonces la descarga de retorno: una onda de corriente que recorre el canal hacia arriba a un tercio o la mitad de la velocidad de la luz, con intensidades de pico típicas de unos 30 kA (mediana para las primeras descargas negativas) y valores extremos superiores a 200 kA, que calienta el canal, de pocos centímetros de diámetro, hasta unos 30 000 K. La sobrepresión resultante genera una onda de choque que se convierte en el trueno. Tras la primera descarga, nuevos líderes continuos (dart leaders) recorren el canal ya ionizado y producen descargas de retorno subsiguientes: un rayo típico tiene de tres a cinco, separadas por decenas de milisegundos, lo que produce el parpadeo. Algunas descargas incluyen una corriente continua de cientos de amperios durante cientos de milisegundos, responsable de muchos incendios forestales (Rakov y Uman, 2003).

Se distinguen:

• Descargas intranube y entre nubes, que constituyen la mayoría (del orden de tres de cada cuatro a escala global, con gran variabilidad regional).

• Descargas nube-tierra negativas, las más comunes entre las que alcanzan el suelo.

• Descargas nube-tierra positivas, en torno al 10 %, a menudo más intensas y duraderas, frecuentes en los yunques extensos, en las regiones estratiformes de los SCM, en las tormentas invernales y en las supercélulas con estructura de carga invertida.

• Descargas ascendentes, iniciadas desde estructuras altas (torres, aerogeneradores), frecuentes en las tormentas invernales.

14.4. Climatología del rayo

Los detectores ópticos en órbita permitieron construir la primera climatología global homogénea, que muestra que los rayos son unas diez veces más frecuentes sobre los continentes que sobre los océanos, por las corrientes ascendentes más intensas sobre tierra (Christian et al., 2003). Las regiones de mayor densidad se encuentran en la cuenca del Congo y en el lago de Maracaibo (Venezuela). La actividad eléctrica guarda una estrecha relación con la intensidad de la corriente ascendente y con el volumen de graupel en la región de fase mixta, por lo que la tasa de rayos y, sobre todo, sus aumentos bruscos (saltos de rayos o lightning jumps) son indicadores útiles de intensificación de la tormenta: los algoritmos que detectan aumentos de la tasa de rayos totales superiores a dos desviaciones típicas respecto a la media reciente preceden a muchos fenómenos severos con decenas de minutos de antelación (Schultz et al., 2009).

En España, el análisis de más de 13 millones de descargas nube-tierra detectadas por la red de AEMET entre 2003 y 2012 mostró un máximo de actividad entre mayo y septiembre y hacia las 16 UTC, con las mayores densidades en zonas montañosas del interior (Sistema Ibérico, Pirineos, Maestrazgo) y no en las costas (Riesco Martín et al., 2015). El número medio de días de tormenta supera los 30–40 al año en el Pirineo central y oriental y en las sierras del Sistema Ibérico turolense y castellonense, y no llega a 10 en buena parte de Andalucía occidental, el litoral almeriense y Galicia (AEMET, 2019; Divulgameteo, s. f.).

14.5. Fenómenos luminosos transitorios y emisiones de alta energía

Por encima de las tormentas más activas se producen fenómenos luminosos de muy corta duración en la estratosfera y la mesosfera: los duendes (sprites), destellos rojizos con forma de medusa o zanahoria entre 50 y 90 km de altitud, asociados a descargas positivas intensas que alteran bruscamente el campo eléctrico sobre la nube; los elfos, anillos luminosos en la base de la ionosfera producidos por el pulso electromagnético del rayo, y los chorros azules, que surgen de la cima de la tormenta hacia la estratosfera. Además, las tormentas producen destellos de rayos gamma terrestres, emisiones de alta energía asociadas a la aceleración de electrones en los campos de la nube, detectadas desde satélites desde 1994.

14.6. Efectos químicos y riesgos

El calentamiento del canal del rayo disocia el nitrógeno y el oxígeno del aire y produce óxidos de nitrógeno (NOx). Los rayos son la principal fuente natural de NOx en la troposfera libre, con una producción global estimada del orden de 5 Tg de nitrógeno al año (entre 2 y 8 según los estudios), con efectos importantes en la química del ozono troposférico. Los rayos son también una causa importante de incendios forestales, especialmente los secos, en tormentas de base alta con poca precipitación, y una causa de muertes y daños materiales. La regla básica de seguridad es sencilla: si se oye el trueno, se está al alcance del rayo. El lugar más seguro es un edificio con instalación eléctrica y fontanería o un vehículo de techo metálico cerrado; al aire libre deben evitarse las cimas, los árboles aislados, las estructuras metálicas y el agua, y conviene esperar unos 30 minutos tras el último trueno antes de reanudar las actividades.

15. Precipitación extrema e inundaciones repentinas

15.1. La ecuación de la lluvia

Doswell et al. (1996) resumieron la física de las lluvias torrenciales en una idea simple: la precipitación acumulada en un punto es el producto de la intensidad media de la lluvia por su duración. La intensidad depende del flujo vertical de vapor multiplicado por la eficiencia de precipitación; la duración, del tamaño del sistema en la dirección de su movimiento dividido por su velocidad:

donde E es la eficiencia, w la velocidad de ascenso, q la razón de mezcla del aire ascendente, L la longitud del área de lluvia intensa en la dirección del movimiento y C la velocidad del sistema. Las lluvias extremas no requieren tormentas especialmente violentas, sino la coincidencia de abundante vapor, ascenso sostenido, alta eficiencia y, sobre todo, sistemas que se mueven poco o se regeneran sobre el mismo punto.

15.2. Configuraciones productoras de lluvias extremas

• Retroconstrucción: el SCM se regenera en su flanco de entrada, a menudo anclado por un frente de racha estacionario, por un relieve o por una línea de convergencia costera, mientras las células se desplazan con el flujo.

• Trenes convectivos: células que se suceden a lo largo de una misma trayectoria.

• Forzamiento orográfico persistente: flujos húmedos e inestables que inciden perpendicularmente sobre montañas costeras, como ocurre en el Mediterráneo con los vientos de levante.

• Sistemas mixtos convectivo-estratiformes de gran tamaño, con precipitación moderada pero muy extensa y duradera.

15.3. Las DANA y la convección mediterránea

Una gran parte de los episodios de lluvias torrenciales del litoral mediterráneo español se asocian a depresiones aisladas en niveles altos (DANA), conocidas popularmente como gota fría. Una DANA es una baja fría en altura separada de la circulación general del oeste. Aporta frío en los niveles medios (lo que aumenta la inestabilidad), ascenso a gran escala en su flanco delantero y, a menudo, una baja en superficie que organiza un flujo persistente de levante cargado de humedad mediterránea. En otoño, cuando el Mediterráneo conserva temperaturas superficiales elevadas tras el verano, la combinación es especialmente peligrosa. Las sierras prelitorales valencianas, alicantinas, murcianas y andaluzas fuerzan el ascenso del aire marítimo, y la convergencia entre el flujo marítimo y los vientos del interior, junto con los frentes de racha estacionarios, anclan los sistemas convectivos (Romero et al., 2000).

La historia del litoral mediterráneo está jalonada de episodios de este tipo: la «pantanada» de Tous de octubre de 1982, con la rotura de la presa durante un episodio de lluvias torrenciales en la cuenca del Júcar; el episodio de Oliva y Gandia de noviembre de 1987, con 817 mm en Oliva el día 3, récord de precipitación diaria en España; los episodios de octubre de 2018 en Málaga y Castellón, y los de septiembre de 2019 y octubre de 2024 que se describen a continuación.

15.4. Caso de estudio: la DANA de septiembre de 2019 en la Vega Baja del Segura

Entre el 11 y el 13 de septiembre de 2019, una DANA excepcionalmente profunda para la época quedó casi estacionaria entre el sureste peninsular y el norte de África tras descender por el este peninsular. En Murcia, el geopotencial de 300 hPa alcanzó un mínimo de 9200 m geopotenciales, con una anomalía de −368 m, la mayor registrada en julio, agosto o septiembre en la serie de esa estación (1984–2019). Un flujo húmedo e inestable de levante, con vientos de fuerza 8 en el mar, alimentó trenes convectivos que se desplazaron de norte a sur. Orihuela acumuló 521,6 mm en el episodio, con 225 mm el día 12 y una intensidad máxima de 74,4 mm en una hora; Ontinyent registró 298,8 mm en 24 horas, superando su máximo anterior de 1982 (AEMET Comunitat Valenciana, 2019). El desbordamiento del Segura y sus afluentes inundó amplias zonas de la Vega Baja.

15.5. Caso de estudio: la DANA del 29 de octubre de 2024

El episodio del 29 de octubre de 2024 en la provincia de Valencia es el ejemplo reciente más extremo, con más de doscientas víctimas mortales y daños catastróficos en la comarca de l'Horta Sud y su entorno. Según el informe de AEMET (2024), la génesis se remonta al 25 de octubre, cuando una borrasca próxima a las islas británicas comenzó a desplazarse hacia el sur impulsada por un chorro intenso. El 28 de octubre se había convertido en una DANA sobre el sur peninsular y el estrecho de Gibraltar. La interacción con el Atlas favoreció una baja de mesoscala sobre el mar de Alborán que intensificó los vientos de levante en capas bajas y el transporte de humedad. El día 29, con un chorro en altura de más de 100 nudos por delante de la vaguada y bajas superficiales profundizándose en el golfo de Cádiz y en Alborán, se organizaron varios SCM que permanecieron casi estacionarios durante gran parte del día, con trenes convectivos en su interior, sobre el interior de la provincia de Valencia y sobre las sierras de Alcaraz y Segura.

Los registros fueron excepcionales. La estación de Turís midió 184,6 mm en una hora, 621 mm en seis horas, 720 mm en doce horas y 771,8 mm en el día, con intensidades de hasta 42 mm en diez minutos. El dato horario superó en 26 mm el anterior récord de la red de AEMET, establecido en Vinaròs el 19 de octubre de 2018, y los acumulados de 6 y 12 horas prácticamente duplicaron los anteriores extremos de la red, registrados en Alpandeire (Málaga) el 21 de octubre de 2018 (AEMET, 2024). En amplias zonas del interior valenciano se acumularon entre 200 y 300 mm. El acumulado diario de Turís no superó el récord de Oliva de 1987. AEMET emitió avisos rojos por precipitación en el litoral norte, el litoral sur y el interior norte de Valencia durante la mañana del día 29.

Octubre de 2024 fue el octubre más lluvioso en España desde al menos 1961, con un promedio peninsular de 147 mm, cerca del doble del normal (MITECO, 2024). Varios análisis han señalado el papel de una temperatura superficial del Mediterráneo anómalamente alta, en el contexto de una tendencia de calentamiento otoñal de +1,44 °C en las últimas cuatro décadas (Agosta et al., 2025), y un análisis rápido de atribución concluyó que las precipitaciones de este tipo de situación habrían sido reforzadas por el cambio climático de origen humano (Faranda et al., 2024). Estos estudios rápidos tienen limitaciones metodológicas, pero sus conclusiones son coherentes con la física de la relación entre temperatura y contenido de vapor (capítulo 20).

15.6. La respuesta hidrológica

Una inundación repentina (flash flood) depende tanto de la lluvia como de la cuenca. Las cuencas pequeñas, empinadas, con suelos poco permeables o ya saturados, y las ramblas y barrancos mediterráneos, secos la mayor parte del año, responden en minutos u horas con caudales punta de órdenes de magnitud superiores a los habituales. La urbanización de las llanuras de inundación y de los conos de deyección agrava el riesgo. La tragedia de Biescas (Huesca) del 7 de agosto de 1996 es un ejemplo extremo en un ambiente distinto del mediterráneo: una tormenta estival de gran intensidad sobre la pequeña cuenca del barranco de Arás generó una avenida de agua, lodo, piedras y troncos que arrasó el camping Las Nieves, situado sobre el cono de deyección, y causó 87 muertos y más de 180 heridos. La Audiencia Nacional declaró en 2005 la responsabilidad de las administraciones por haber autorizado el camping pese a los informes previos que advertían del riesgo.

Parte V. Observación, predicción y clima

16. El radar meteorológico

16.1. La ecuación del radar

Un radar meteorológico emite pulsos de microondas de alta potencia y mide la energía que devuelven los blancos situados a lo largo del haz. Para blancos distribuidos, como las gotas de lluvia, que son pequeños comparados con la longitud de onda (régimen de Rayleigh), la potencia recibida desde una distancia r es:

Pr = C · K

donde C es una constante que agrupa las características del radar (potencia, ganancia de la antena, anchura del haz, duración del pulso, longitud de onda), |K|² un factor dieléctrico que vale 0,93 para el agua líquida y 0,176 para el hielo, y Z el factor de reflectividad:

La dependencia con la sexta potencia del diámetro hace que unas pocas gotas grandes o piedras de granizo dominen la señal: una sola gota de 5 mm refleja tanto como 15 625 gotas de 1 mm. El menor factor dieléctrico del hielo hace que, a igual distribución de tamaños, una región de hielo aparezca unos 7 dB menos reflectiva que una de agua; inversamente, el hielo recubierto de agua durante la fusión aparece muy reflectivo, lo que produce la banda brillante. Para partículas grandes comparadas con la longitud de onda (granizo grande en radares de banda C, de 5,3 cm), la dispersión deja de ser de tipo Rayleigh y la reflectividad «equivalente» deja de crecer con D⁶.

16.2. Estimación de la lluvia

La intensidad de la lluvia depende aproximadamente de D³·⁶⁷ (masa por velocidad de caída), mientras que la reflectividad depende de D⁶. Por eso no existe una relación única entre ambas, sino relaciones empíricas del tipo Z = a R^b que dependen de la distribución de tamaños (figura 16.1). La clásica de Marshall y Palmer, Z = 200 R¹·⁶, es adecuada para lluvia estratiforme; para la convectiva se usan relaciones como Z = 300 R¹·⁴. Con la primera, 40 dBZ equivalen a unos 11 mm h⁻¹, 50 dBZ a unos 49 mm h⁻¹ y 55 dBZ a unos 100 mm h⁻¹. Las fuentes de error son numerosas: variabilidad de la distribución de tamaños, contaminación por granizo, banda brillante, bloqueo del haz por la orografía, altura del haz a gran distancia, atenuación y errores de calibración. En banda C, la atenuación por lluvia intensa es significativa: tras un núcleo convectivo intenso, la señal se debilita y las tormentas situadas detrás pueden aparecer subestimadas.

16.3. Radar Doppler

Los radares Doppler miden además la velocidad radial de los blancos a partir del cambio de fase entre pulsos sucesivos. La máxima velocidad medible sin ambigüedad, la velocidad de Nyquist, es vN = PRF·λ/4, donde PRF es la frecuencia de repetición de pulsos y λ la longitud de onda; la máxima distancia sin ambigüedad es rmax = c/(2·PRF). Como aumentar la PRF mejora vN pero reduce rmax (el dilema Doppler), los radares operativos usan técnicas de doble PRF para extender el intervalo de velocidades. Las velocidades que superan vN aparecen plegadas con signo opuesto y deben corregirse.

En el campo de velocidad radial, un mesociclón aparece como un par de máximos de velocidad de signo contrario, uno acercándose y otro alejándose del radar, separados unos pocos kilómetros en dirección acimutal; la firma de vórtice tornádico (TVS) es un par de ese tipo a escala de un solo haz. La divergencia de un reventón cerca del suelo, la convergencia en niveles medios que lo precede, la convergencia del flujo de entrada en las supercélulas y el chorro de retaguardia en los sistemas lineales son otras firmas Doppler. La principal limitación es que solo se mide la componente radial del viento; la combinación de dos o más radares (análisis multi-Doppler) permite reconstruir el campo tridimensional.

16.4. Radar de doble polarización

Los radares de doble polarización emiten y reciben pulsos con polarización horizontal y vertical y añaden información sobre la forma, la orientación, la fase y la diversidad de los hidrometeoros (Kumjian, 2013):

• Reflectividad diferencial ZDR = 10 log(ZH/ZV): positiva (1–4 dB) para las gotas grandes y achatadas, cercana a cero para el granizo seco, que cae dando tumbos, y para los cristales orientados al azar. Las columnas de ZDR, regiones de gotas grandes elevadas por encima del nivel de congelación por la corriente ascendente, señalan las corrientes intensas y preceden al aumento de la reflectividad y de los rayos.

• Fase diferencial específica KDP: proporcional al contenido de agua líquida de las partículas achatadas, insensible a la calibración, a la atenuación y al granizo seco, lo que la hace muy útil para estimar la lluvia intensa y para identificar núcleos de agua en las regiones de granizo en fusión.

• Coeficiente de correlación ρhv: cercano a 1 para hidrometeoros uniformes (lluvia, nieve seca) y menor cuando hay mezcla de tipos o de fases (granizo húmedo, banda brillante) o partículas no meteorológicas (insectos, aves, escombros). Sus valores muy bajos (inferiores a 0,8) coincidentes con un par de rotación son la firma de escombros tornádicos, la confirmación radar de que un tornado está levantando material del suelo.

Combinando estas variables, los algoritmos de clasificación de hidrometeoros distinguen lluvia, granizo, graupel, nieve seca y húmeda, cristales y ecos no meteorológicos. Otras firmas relevantes son el arco de ZDR en el flanco delantero de las supercélulas, que refleja la clasificación de las gotas por tamaño en un flujo con cizalladura y se asocia a ambientes de alta helicidad, y la espiga de dispersión triple (TBSS), un artefacto de reflectividad débil detrás de los núcleos con granizo grande, producido por la energía que el granizo dispersa hacia el suelo y que vuelve al radar tras rebotar de nuevo en el núcleo.

16.5. Firmas de reflectividad de las tormentas severas

• Gancho en las supercélulas y región de ecos débiles acotada (BWER) bajo la corriente ascendente principal.

• Saliente (overhang) de ecos intensos en niveles medios sobre la región de entrada del aire.

• Núcleo elevado de reflectividad que desciende rápidamente: indicio de reventón inminente.

• Muesca de entrada trasera y forma en arco en los sistemas lineales.

• Reflectividad superior a 55–60 dBZ por encima del nivel de congelación: granizo probable.

• Altura del eco de 18 dBZ o de 50 dBZ: indicadores de la intensidad de la corriente ascendente.

16.6. La red de radares de AEMET

La red de radares de AEMET está formada por 15 radares de banda C (5,6 GHz), 13 de ellos en la Península, con una cobertura buena hasta unos 150 km y óptima hasta unos 100 km de cada radar; uno de ellos está situado en el entorno de Sevilla. Los equipos originales, de los años noventa, carecen de doble polarización, pero la agencia ha emprendido su renovación completa con radares de banda C de doble polarización (con la adquisición de 18 radares Vaisala WRM200 y la incorporación de nuevos emplazamientos), además de una subred de radares de banda X, con la previsión de completar la instalación hacia finales de 2026 (AEMET, s. f.; Xataka, s. f.). Los nuevos radares se integrarán en la red europea OPERA.

17. Satélites, detección de rayos y observación en superficie

17.1. Satélites geoestacionarios

Los satélites geoestacionarios observan las tormentas desde su nacimiento hasta su disipación con imágenes cada pocos minutos. En el canal visible se aprecian las torres en crecimiento, las cimas rebasantes y la textura de los yunques; en el infrarrojo térmico, la temperatura de las cimas; en los canales de vapor de agua, la humedad en la troposfera media y alta. Algunas firmas de las cimas se asocian estadísticamente a tormentas severas:

• Cima rebasante: región de temperatura de brillo muy baja, varios grados más fría que el yunque circundante, a menudo con textura grumosa visible. La diferencia positiva entre la temperatura de brillo en el canal de vapor de agua (6,2 µm) y en el ventana (10,8 µm) indica cimas que penetran en la estratosfera, donde el vapor inyectado y más cálido emite en el canal de absorción.

• V acentuada o anillo frío en forma de U: patrones de temperatura que rodean una región más cálida a sotavento de la cima rebasante, producidos por el vapor y el hielo inyectados en la estratosfera y transportados por el viento.

• Penacho de cirros sobre el yunque (AACP): penacho de hielo que se extiende sobre el yunque desde la cima rebasante y se asocia con una alta probabilidad de fenómenos severos.

• Tasa de enfriamiento de las cimas en las primeras fases: los descensos rápidos de temperatura de brillo (más de 4–8 K cada 15 minutos) indican un crecimiento vigoroso y anticipan la iniciación convectiva.

Los satélites Meteosat de Segunda Generación ofrecen imágenes de Europa cada 5 minutos en modo de barrido rápido. El generador de imágenes de la Tercera Generación (FCI de MTG-I1) mejora la resolución espacial, temporal y espectral.

17.2. Detección de rayos

Las redes terrestres localizan las descargas a partir de las ondas electromagnéticas que emiten. Las redes de baja frecuencia (LF/VLF) detectan principalmente las descargas de retorno nube-tierra, con eficiencias superiores al 90 % y errores de localización de unos cientos de metros en sus zonas de cobertura, y una fracción variable de descargas intranube. Las redes de muy alta frecuencia (VHF) cartografían en tres dimensiones los canales de las descargas, incluidas las intranube. AEMET dispone de su propia red de detección y existen redes europeas como EUCLID.

Desde el espacio, el Geostationary Lightning Mapper (GLM) de los satélites GOES-R, operativo desde 2017 sobre América, y el Lightning Imager (LI) de MTG-I1, operativo desde el 31 de octubre de 2024 sobre Europa, África y el Atlántico, detectan ópticamente los destellos de las nubes. El LI tiene cuatro cámaras capaces de tomar mil imágenes por segundo y detecta la actividad eléctrica total, intranube y nube-tierra, de forma continua, incluso sobre los océanos, donde no llegan las redes terrestres (EUMETSAT, 2024). La actividad eléctrica total responde a la intensificación de la corriente ascendente antes que la nube-tierra, por lo que es especialmente útil para los algoritmos de salto de rayos.

17.3. Bases de datos de fenómenos adversos y observación ciudadana

La verificación de los avisos y la climatología de los fenómenos severos dependen de registros que, durante décadas, fueron escasos y heterogéneos. En Europa, la base de datos europea de tiempo severo (ESWD) del ESSL recoge y verifica desde 2006 informes de granizo, viento, tornados, precipitación intensa y otros fenómenos, con niveles de calidad que van desde el informe recibido hasta el verificado por un estudio de campo. En España, AEMET mantiene la base de datos SINOBAS de fenómenos observados, alimentada por sus técnicos, por colaboradores y por ciudadanos, que incluye informes de los estudios de campo de daños. La difusión de cámaras y teléfonos inteligentes ha multiplicado los informes y ha mejorado la documentación de los fenómenos, aunque introduce sesgos de población y de atención mediática que dificultan el análisis de tendencias.

17.4. Estudios de campo de daños

La clasificación de un tornado o de un reventón requiere un estudio de los daños sobre el terreno: dirección de caída de los árboles (convergente o rotatoria en los tornados, divergente en los reventones), anchura y longitud de la franja, tipo y grado de daño de cada indicador. La fotografía aérea con drones y las imágenes de satélite de alta resolución complementan las inspecciones sobre el terreno. En España, AEMET realiza estudios de campo de los episodios más relevantes, con informes publicados en SINOBAS.

18. Modelización y predicción

18.1. La parametrización de la convección

Los modelos globales de predicción, con resoluciones de 9 a 25 km, y los modelos climáticos, con resoluciones aún más gruesas, no pueden representar explícitamente las tormentas: las parametrizan, es decir, estiman su efecto medio sobre las variables resueltas (calentamiento, humedecimiento, transporte de cantidad de movimiento y precipitación). La mayoría de los esquemas actuales son de flujo de masa: representan la convección como un conjunto de penachos ascendentes y descendentes con arrastre y desarrastre (ecuación 2.10), cuyo flujo másico en la base se determina mediante una condición de cierre, generalmente que la convección elimine la CAPE en un tiempo característico de una hora o que equilibre la generación de inestabilidad por los procesos de gran escala. La parametrización de la convección es una de las mayores fuentes de incertidumbre de los modelos y es responsable de errores sistemáticos conocidos, como un ciclo diurno de la precipitación estival adelantado varias horas respecto al observado.

18.2. Modelos que permiten la convección

Con resoluciones de 1 a 4 km, los modelos simulan explícitamente las corrientes ascendentes y descendentes de las tormentas, aunque no su microestructura ni la turbulencia, y no necesitan parametrizar la convección profunda (sí la somera). Son los modelos que permiten la convección (convection-permitting). Representan mucho mejor el ciclo diurno, la organización en sistemas, las piscinas frías y la intensidad de la precipitación horaria (Prein et al., 2015). AEMET emplea de forma operativa el modelo HARMONIE-AROME, no hidrostático, con una resolución de 2,5 km, que resuelve explícitamente la convección profunda (AEMET, 2017).

Estos modelos no pueden predecir con exactitud dónde nacerá una célula concreta, pero sí el modo convectivo más probable, la intensidad potencial de las tormentas y su evolución en las siguientes horas. La predictibilidad de la convección es intrínsecamente limitada: los errores en la escala de las tormentas crecen y saturan en pocas horas. Por eso los modelos se ejecutan en forma de predicción por conjuntos, con múltiples simulaciones ligeramente distintas cuya dispersión cuantifica la incertidumbre. El sistema AEMET-γSREPS, operativo desde 2016, combina 20 miembros a 2,5 km obtenidos con cuatro modelos de mesoscala (HARMONIE-AROME, ALARO, WRF-ARW y NMMB) forzados por cinco modelos globales, con predicciones de hasta 48 horas dos veces al día para la Península (Callado et al., 2019).

18.3. Del modelo al pronóstico: el enfoque de ingredientes en la práctica

El predictor de tormentas trabaja en varias escalas temporales:

• De dos a cinco días: identificación de los patrones sinópticos favorables (vaguadas, DANA, flujos del sur, pluma ibérica) con los modelos globales y sus conjuntos.

• De uno a dos días: análisis de los ingredientes (humedad, inestabilidad, cizalladura, mecanismo de disparo) en los modelos de mesoscala, delimitación de las áreas de riesgo y del modo convectivo esperado, y estimación de la probabilidad de cada fenómeno.

• De horas a minutos (nowcasting): vigilancia con radar, satélite y rayos; seguimiento de las células y extrapolación de su trayectoria; detección de firmas de severidad; asimilación de datos en modelos de actualización rápida, y emisión de avisos.

Los productos probabilísticos derivados de conjuntos, como la probabilidad de que la precipitación horaria supere un umbral o de que el updraft helicity (producto de la velocidad vertical y la vorticidad vertical integrado entre 2 y 5 km) supere un valor indicativo de supercélulas, se han convertido en herramientas centrales de la predicción a corto plazo.

18.4. Asimilación de datos y predicción basada en avisos

La calidad de una predicción convectiva a pocas horas depende críticamente del estado inicial. Los sistemas de asimilación de datos de los modelos de actualización rápida incorporan cada hora, o con mayor frecuencia, observaciones de radar (reflectividad y velocidad radial), satélite, rayos, estaciones de superficie y aviones, mediante técnicas variacionales o de filtros de Kalman por conjuntos. La asimilación de la velocidad radial y de la reflectividad permite «introducir» en el modelo las tormentas ya existentes con su estructura dinámica, de modo que el modelo arranca con ellas en lugar de tener que generarlas. Sobre esta base, programas como Warn-on-Forecast del NSSL estadounidense persiguen emitir avisos de fenómenos severos a partir de predicciones por conjuntos actualizadas cada pocos minutos, en lugar de esperar a detectar el fenómeno en el radar, para ampliar el tiempo de anticipación de los avisos de tornados y granizo de minutos a más de media hora.

18.5. Avisos

En España, AEMET emite los avisos de fenómenos meteorológicos adversos dentro del plan Meteoalerta, con niveles amarillo, naranja y rojo según la intensidad y la peligrosidad de los fenómenos (precipitación acumulada en una y doce horas, tormentas, rachas, entre otros), con umbrales adaptados a cada zona de aviso. Los avisos se emiten con días de antelación como avisos previstos y se actualizan, y pueden emitirse como observados cuando el fenómeno ya se está produciendo. El sistema europeo Meteoalarm integra los avisos de los servicios nacionales, y el ESSL publica predicciones experimentales de riesgo de tormentas severas para toda Europa. La eficacia de los avisos depende también de su comunicación y de la respuesta de las autoridades de protección civil y de la población, como han puesto de manifiesto los episodios recientes.

18.6. Verificación

La verificación de las predicciones de fenómenos convectivos es difícil por su naturaleza local y por la escasez de observaciones. Se usan tablas de contingencia (aciertos, falsas alarmas, sorpresas) con índices como la probabilidad de detección, la tasa de falsas alarmas y el índice crítico de éxito, y métodos espaciales que no penalizan desplazamientos pequeños (por ejemplo, el fractions skill score), adecuados para campos de precipitación convectiva en los que un desplazamiento de 20 km convierte un acierto casi perfecto en un doble error con los métodos punto a punto.

19. Las tormentas en la península ibérica

19.1. Un mosaico de regímenes convectivos

La península ibérica, situada entre el Atlántico y el Mediterráneo, con una orografía compleja y una meseta central elevada, presenta varios regímenes convectivos bien diferenciados:

• Tormentas de primavera y verano del interior: dominadas por el calentamiento diurno y la orografía, con máximo de actividad eléctrica en los sistemas montañosos y en las horas centrales de la tarde. En el interior la actividad tormentosa alcanza su máximo entre mayo y junio (Taszarek et al., 2019), y en el interior del cuadrante nororiental, en julio y agosto. Producen granizo, rachas por reventones, lluvias intensas locales y, ocasionalmente, tornados.

• Convección mediterránea de finales de verano y otoño: favorecida por el mar cálido y por las DANA, con sistemas convectivos de mesoscala, lluvias torrenciales y trombas marinas. La actividad se desplaza del continente al mar desde el verano hacia el otoño; septiembre suele ser el mes más tormentoso en el litoral y el mar Mediterráneo. El mar Balear se encuentra entre las regiones europeas en las que una mayor proporción de tormentas se forman en ambientes de tiempo severo (Taszarek et al., 2020b).

• Convección de la estación fría en el oeste y el suroeste: asociada a los sistemas frontales atlánticos, con cizalladura fuerte e inestabilidad débil, que produce líneas de convección estrechas, minisupercélulas y una parte significativa de los tornados peninsulares. En la costa andaluza y en Cádiz son frecuentes máximos de actividad en octubre y noviembre.

19.2. Climatología de los días de tormenta y de los rayos

Según la definición de AEMET, un lugar registra día de tormenta cuando se detecta al menos una descarga a menos de 10 km. Con este criterio, el número medio anual de días de tormenta supera los 30–40 en el Pirineo central y oriental y en las sierras del Sistema Ibérico de Teruel y del interior de Castellón, se sitúa entre 15 y 25 en buena parte del interior del cuadrante nororiental y de la meseta norte, y no llega a 10 en Galicia, Andalucía occidental y el litoral almeriense; Almería es la provincia peninsular menos tormentosa (Divulgameteo, s. f., recopilación no oficial basada en la red de rayos del antiguo INM, 1997–2006). En agosto, por ejemplo, el Pirineo y el Sistema Ibérico oriental superan los 7 días de tormenta, mientras que gran parte de Andalucía y Extremadura no llegan a uno (AEMET, 2019).

El ciclo diurno es muy marcado y depende del relieve: los máximos se producen hacia las 12–16 UTC en las montañas, hacia las 16–20 UTC en las zonas llanas del interior y hasta las 20–22 UTC en los grandes valles (Ebro, Tajo, Guadalquivir), de noche en el litoral mediterráneo y de madrugada o por la mañana sobre el mar de Alborán y el Campo de Gibraltar (AEMET, 2019). La densidad de descargas nube-tierra es máxima en el Maestrazgo y el Sistema Ibérico turolense y castellonense, y mínima en Galicia, el suroeste y el litoral sur (Riesco Martín et al., 2015).

19.3. Climatología de tornados

España registra tornados todos los años. La climatología de AEMET para el periodo 2003–2012 recopiló 224 tornados y trombas marinas en la España peninsular y Baleares, unos 22 al año, de los cuales el 62 % fueron tornados terrestres y el 38 % trombas, proporción esta última probablemente subestimada (Riesco Martín et al., 2015). Los autores advierten de que el aumento de casos registrados en los últimos años refleja sobre todo la mejora de la observación y no necesariamente un aumento real. Un catálogo actualizado que combina los registros de AEMET con la ESWD reúne 1185 eventos (567 tornados y 618 trombas) entre 1992 y 2025 (Agurto Barragán et al., 2026).

Tabla 19.1. Rasgos principales de la climatología de tornados de la España peninsular y Baleares (2003–2012). Fuente: Riesco Martín et al. (2015).

Las recopilaciones históricas de Gayà (2011), que abarcan varios siglos, muestran que los tornados destructivos no son una novedad en España; entre los episodios históricos destaca el tornado de Cádiz de 1671, considerado uno de los más destructivos documentados en la península (Sánchez-Laulhé, 2005). Entre los tornados del siglo XX que la literatura considera posibles F3 figuran el de Sevilla de 1978, el de Ojos Negros (Teruel, 1986), el de Ciutadella-Ferreries (Menorca, 1992) y el de San Leonardo de Yagüe-Navaleno (Soria, 1999) (Bermejo, 2018).

19.4. Andalucía occidental: tornados de cizalladura fuerte e inestabilidad débil

El suroeste peninsular presenta una peculiaridad climatológica: la mayor parte de sus tornados se producen en la estación fría, entre octubre y marzo, en ambientes HSLC asociados al paso de vaguadas y frentes atlánticos. El aire marítimo relativamente cálido del golfo de Cádiz aporta una inestabilidad ligera, y los vientos intensos de los sistemas atlánticos, una cizalladura fuerte, con niveles de condensación bajos que favorecen la tornadogénesis (Soriano Romero y Gutiérrez Rubio, 2019).

El episodio del 4 de marzo de 2018 es un ejemplo paradigmático, calificado como un brote de tornados ibérico. A las 18 UTC, una vaguada atlántica al oeste de la península producía flujo difluente en niveles altos sobre Andalucía occidental, en la salida de dos máximos de viento del chorro, con aire frío en niveles medios y flujo del suroeste húmedo y relativamente cálido en capas bajas. Esa tarde se formaron al menos tres o cuatro tornados en el Algarve portugués y en Andalucía occidental, asociados a supercélulas de techos bajos:

Tabla 19.2. Tornados del 4 de marzo de 2018 en Andalucía occidental. Fuente: Soriano Romero y Gutiérrez Rubio (2019).

El ambiente era típicamente HSLC: la cizalladura en los 3 km inferiores superaba los 20 m s⁻¹ en la costa del golfo de Cádiz, la helicidad relativa al movimiento derecho superaba los 200 m² s⁻² en algunos puntos, el viento a 4000 m rondaba los 50 nudos con giro horario en capas bajas, y la CAPE en los 3 km inferiores apenas llegaba a 100 J kg⁻¹. Los ecos de radar apenas superaban los 8 km de altura, con máximos de reflectividad en torno a 4 km, y el radar de Sevilla mostró pares de rotación en la velocidad radial, aunque poco marcados por el pequeño tamaño de las células y su distancia al radar (Soriano Romero y Gutiérrez Rubio, 2019).

La propia ciudad de Sevilla ha sufrido tornados notables. El del 27 de diciembre de 1978, que pasó por los alrededores del aeropuerto hacia las 10:45 UTC, figura en la literatura entre los más significativos de la historia de España; suele clasificarse como F3, aunque un reanálisis apunta a que podría tratarse de un F2. El anemómetro de cabecera de pista, a pocos cientos de metros de su trayectoria, registró una racha de solo 76 km/h, un ejemplo de lo localizados que son los vientos de un tornado (Bermejo, 2018). En verano, aunque con mucha menor frecuencia, también se producen supercélulas tornádicas en Andalucía, como la de Campillos (Málaga) del 26 de agosto de 2019, objeto de un estudio de sensibilidad con el modelo WRF (Bello-Millán et al., 2024).

19.5. Granizo

El granizo grande es más frecuente en el cuadrante nororiental peninsular (Cataluña, Aragón, Navarra, La Rioja), en el Sistema Ibérico, en el interior de la Comunidad Valenciana y en la meseta norte, donde se combinan CAPE elevada, aire seco en capas medias y cizalladura moderada a fuerte en primavera y verano. Las granizadas de la depresión del Ebro y del interior de Cataluña son las que más daños causan a la agricultura. El episodio de La Bisbal d'Empordà de 2022 mostró el potencial de las supercélulas del nordeste para producir granizo gigante (capítulo 11).

19.6. Lluvias torrenciales

Las lluvias torrenciales afectan sobre todo al litoral mediterráneo y al sur peninsular en otoño. Los récords de la red de AEMET se concentran en el litoral valenciano y en las sierras malagueñas y gaditanas: los máximos horarios y de 6 y 12 horas del episodio de Turís de 2024 superaron a los de Vinaròs (Castellón) y Alpandeire (Málaga) de octubre de 2018, y el récord diario sigue siendo el de Oliva (1987). La pluviometría extrema de la Serranía de Grazalema y de las sierras de Málaga muestra que el forzamiento orográfico de los flujos atlánticos y mediterráneos también puede producir acumulados extraordinarios en el sur. En el Pirineo y otras áreas de montaña, las tormentas estivales estacionarias sobre cuencas pequeñas pueden generar avenidas repentinas devastadoras, como la de Biescas en 1996 (capítulo 15).

20. Convección y cambio climático

20.1. Fundamentos termodinámicos

La relación de Clausius-Clapeyron establece que la presión de vapor de saturación aumenta alrededor de un 6–7 % por grado. Si la humedad relativa se mantiene aproximadamente constante, una atmósfera más cálida contiene más vapor, con tres consecuencias para la convección:

• Más combustible: mayor calor latente disponible y mayor CAPE. En condiciones de equilibrio radiativo-convectivo, la teoría predice un aumento de la CAPE con la temperatura de una magnitud comparable a la de Clausius-Clapeyron (Romps, 2016), y los modelos climáticos simulan aumentos de la CAPE en la mayor parte de las latitudes medias.

• Más agua precipitable: mayor intensidad potencial de la lluvia. Las precipitaciones extremas de corta duración pueden crecer incluso por encima de la tasa de Clausius-Clapeyron (escalado «super-CC», de hasta unos 14 % por grado), como mostraron Lenderink y van Meijgaard (2008) para las precipitaciones horarias de los Países Bajos, porque la intensificación de las corrientes ascendentes realimenta la convergencia de humedad (Fowler et al., 2021).

• Más inhibición: en muchos entornos, el calentamiento también aumenta la CIN, por lo que la convección puede iniciarse con menos frecuencia, aunque las tormentas que se formen sean más intensas (Chen et al., 2020).

20.2. Factores dinámicos

El cambio climático puede modificar también los demás ingredientes. La cizalladura del viento podría disminuir por la reducción del contraste térmico entre el ecuador y los polos, especialmente en verano; sin embargo, los estudios muestran que en las situaciones con inestabilidad la cizalladura cambia poco o incluso aumenta en algunas regiones, porque la reducción afecta sobre todo a los días sin convección (Diffenbaugh et al., 2013; Rädler et al., 2019). La humedad relativa en niveles medios tiende a disminuir sobre los continentes subtropicales y el sur de Europa, lo que aumenta la dilución de las corrientes ascendentes por arrastre y dificulta la iniciación. La subida del nivel de congelación aumenta la fusión del granizo pequeño. Y los cambios en la frecuencia y la trayectoria de las DANA y las vaguadas, todavía inciertos, condicionan la frecuencia de las situaciones favorables.

20.3. Tendencias observadas

Las tendencias de los fenómenos convectivos son difíciles de detectar por la escasa homogeneidad de los registros, condicionados por los cambios en la observación y en la población. El sexto informe de evaluación del IPCC atribuye una confianza baja a las tendencias observadas de granizo, tornados y rachas convectivas, y una confianza mayor al aumento de la intensidad de la precipitación extrema de corta duración (Seneviratne et al., 2021). Los análisis de ambientes basados en reanálisis y radiosondeos sugieren aumentos de la CAPE y disminuciones de la cizalladura 0–6 km en las latitudes medias a lo largo de las últimas cuatro décadas (Taszarek et al., 2021), y los modelos de ingredientes indican aumentos de las situaciones favorables al granizo grande en Europa central desde finales del siglo XX (Rädler et al., 2018). En el Mediterráneo se ha documentado un calentamiento sostenido de la superficie del mar en otoño que incrementa la humedad disponible para los episodios de lluvias torrenciales (Agosta et al., 2025).

20.4. Proyecciones para Europa

Como los modelos climáticos regionales tienen resoluciones demasiado gruesas para simular las tormentas, la mayoría de las proyecciones se basan en la evolución de los ingredientes. Rädler et al. (2019) aplicaron modelos estadísticos de regresión aditiva (AR-CHaMo), entrenados con reanálisis, observaciones de rayos de EUCLID y fenómenos adversos de la ESWD, a un conjunto de 14 simulaciones climáticas regionales de EURO-CORDEX. Sus resultados para 2071–2100 respecto a 1971–2000 indican:

• Un aumento de la frecuencia de rayos superior al 20 % en el norte y el este de Europa en el escenario de emisiones altas (RCP8.5), menor en Europa central y una disminución en el suroeste y el sureste.

• Un aumento robusto del granizo de 2 cm o más, del 40 al 80 % en Europa central y oriental, y del granizo de 5 cm o más, con una posible duplicación en partes del centro y noreste europeo.

• Un aumento algo menor de las rachas convectivas de 25 m s⁻¹ o más.

• Un aumento en todas las regiones de la proporción de tormentas que producen fenómenos severos. En el Mediterráneo occidental, la fracción de casos con rayos acompañados de granizo de 5 cm o más pasaría de alrededor del 0,15 % a más del 0,20 %.

Para la península ibérica, la señal es incierta: la disminución prevista de la humedad relativa en niveles medios sobre el sur de Europa tiende a reducir el número de tormentas, mientras que el aumento de la humedad en capas bajas tiende a aumentar su intensidad potencial. Los distintos modelos regionales llegan a mostrar cambios de signo opuesto para el granizo y el viento sobre España (Rädler et al., 2019).

20.5. Simulaciones climáticas que permiten la convección

Una nueva generación de simulaciones climáticas regionales con resoluciones de 2–4 km, que resuelven explícitamente la convección, ha mejorado la representación de la precipitación horaria y del ciclo diurno (Prein et al., 2015). Estas simulaciones proyectan aumentos de la intensidad de la precipitación horaria extrema superiores a los de las simulaciones con convección parametrizada (Kendon et al., 2014; Prein et al., 2017) y permiten estudiar directamente los cambios en los sistemas convectivos. Su elevado coste limita todavía la longitud de los periodos simulados y el número de escenarios y miembros.

Glosario

Advección: transporte horizontal de una propiedad del aire (temperatura, humedad, cantidad de movimiento) por el viento.

Agua precipitable: masa total de vapor de agua en una columna atmosférica, expresada como la altura de la lámina de agua que se obtendría si condensara todo (mm o kg m⁻²).

Arcus: nube en arco o rodillo en el borde delantero de una tormenta, asociada al frente de racha.

Arrastre (entrainment): incorporación de aire ambiental a una corriente ascendente o descendente, que diluye sus propiedades. Su intensidad se mide por la tasa de arrastre fraccional ε.

Banda brillante: capa de reflectividad radar elevada justo por debajo del nivel de 0 °C, producida por la fusión de los copos de nieve.

BRN: número de Richardson global, cociente entre la CAPE y la energía cinética asociada a la cizalladura.

BWER: región de ecos débiles acotada; zona de reflectividad débil dentro de una tormenta, rodeada de ecos intensos, producida por una corriente ascendente muy fuerte.

CAPE: energía potencial convectiva disponible; integral de la flotabilidad positiva de una parcela entre el NCL y el NE (J kg⁻¹).

Cencelleo (riming): captura de gotitas sobrefundidas que se congelan al contacto con un cristal de hielo, graupel o granizo.

Chorro de capas bajas: máximo de viento en los primeros kilómetros de la atmósfera, a menudo nocturno, que transporta humedad y produce convergencia.

Chorro de retaguardia: corriente de aire de niveles medios que entra por la parte trasera de un sistema convectivo y desciende hacia su borde delantero.

CIN: inhibición convectiva; energía que hay que aportar para elevar una parcela hasta su NCL (J kg⁻¹).

Cima rebasante (overshooting top): protuberancia de la cima de un cumulonimbo que penetra en la estratosfera por encima del yunque.

Cizalladura del viento: variación del vector viento con la altura (vertical) o en la horizontal.

Convección elevada: convección alimentada por parcelas que proceden de una capa situada por encima de la capa límite superficial.

Corriente de densidad (o de gravedad): flujo impulsado por la diferencia de densidad entre dos fluidos, como la piscina fría de una tormenta.

DANA: depresión aislada en niveles altos; baja fría en altura desgajada de la circulación general.

DCAPE: energía potencial disponible para las corrientes descendentes.

Derecho: temporal de viento extenso producido por una familia de reventones asociados a un sistema convectivo de mesoscala, con una franja de daños de al menos unos 650 km de longitud.

Eco en arco (bow echo): segmento de línea convectiva curvado hacia delante por un chorro de retaguardia, asociado a rachas fuertes.

ECAPE: CAPE con arrastre; energía disponible para una parcela que se mezcla con su entorno durante el ascenso.

Eficiencia de precipitación: fracción del vapor que entra en una nube que llega al suelo como precipitación.

Energía estática húmeda: suma cpT + gz + Lvr, conservada aproximadamente en los procesos adiabáticos secos y saturados.

Equilibrio ciclostrófico: equilibrio entre la fuerza centrífuga y el gradiente radial de presión en un vórtice intenso.

Firma de escombros tornádicos: región de coeficiente de correlación muy bajo coincidente con una rotación, producida por los escombros que levanta un tornado.

Firma de vórtice tornádico (TVS): par de velocidades radiales Doppler de signo contrario muy próximas, indicativo de una circulación de escala de tornado.

Flotabilidad: aceleración vertical de una parcela debida a la diferencia de densidad con su entorno.

Frente de racha: borde delantero de la masa de aire frío que sale de una tormenta.

Gancho (hook echo): apéndice curvado del eco radar de una supercélula, producido por la precipitación arrastrada alrededor del mesociclón por la corriente descendente del flanco trasero.

Graupel: granizo blando; partículas de hielo opacas de 2 a 5 mm formadas por cencelleo.

Helicidad relativa a la tormenta (SRH): medida de la vorticidad longitudinal que ingiere una tormenta en su flujo de entrada (m² s⁻²).

Hodógrafa: curva que une los extremos de los vectores viento a distintas alturas dibujados desde un origen común.

HSLC: ambientes de cizalladura fuerte e inestabilidad débil (High Shear, Low CAPE).

Inclinación (tilting): transformación de vorticidad horizontal en vertical por gradientes horizontales de la velocidad vertical.

Mesociclón: corriente ascendente en rotación de una supercélula, de 2 a 10 km de diámetro.

Minisupercélula: supercélula de cimas bajas y mesociclón poco profundo, típica de ambientes HSLC.

NCA (LCL): nivel de condensación por ascenso.

NCL (LFC): nivel de convección libre.

NE (EL): nivel de equilibrio.

Número de rotación (swirl ratio): cociente entre la circulación y el flujo ascendente de un vórtice, que controla su estructura.

Piscina fría: masa de aire enfriado por evaporación y fusión de la precipitación que se extiende en superficie bajo una tormenta.

Pseudoadiabático: proceso de ascenso saturado en el que el agua condensada abandona inmediatamente la parcela.

Retroconstrucción (back-building): formación de células nuevas en el flanco de aguas arriba de un sistema, que lo mantiene estacionario.

Reventón (downburst): corriente descendente intensa que produce vientos divergentes dañinos en superficie; microrreventón si afecta a 4 km o menos, macrorreventón si afecta a más.

Sistema convectivo de mesoscala (SCM): agrupación de tormentas con un área contigua de precipitación de al menos unos 100 km en alguna dirección y circulaciones de mesoscala propias.

Sobrefusión: estado del agua líquida a temperatura inferior a 0 °C.

Supercélula: tormenta con una corriente ascendente profunda y persistente en rotación (mesociclón).

Temperatura de densidad: temperatura que tendría aire seco con la misma densidad que la mezcla de aire, vapor y condensado.

Temperatura potencial equivalente (θe): temperatura potencial que tendría una parcela si condensara todo su vapor y retuviera el calor liberado.

Temperatura virtual: temperatura que tendría aire seco con la misma densidad que el aire húmedo considerado.

Tornado: columna de aire en rotación violenta en contacto con el suelo y con una nube convectiva.

Tren convectivo (training): sucesión de células que pasan una tras otra sobre la misma zona.

Tromba marina: tornado sobre una superficie de agua.

Vorticidad: rotacional del viento; medida de la rotación local del fluido.

Vorticidad longitudinal (streamwise): componente de la vorticidad horizontal paralela al flujo relativo a la tormenta.

Yunque (incus): extensión horizontal de la cima de un cumulonimbo en el nivel de equilibrio.

Apéndice A. Constantes y relaciones útiles

Tabla A.1. Constantes físicas y relaciones de uso frecuente en termodinámica y dinámica de la convección.

Apéndice B. Derivaciones

B.1. De la ecuación del movimiento a la CAPE

Partiendo de la ecuación (2.3) y despreciando la perturbación de presión, dw/dt = B. Como dw/dt = (dw/dz)(dz/dt) = w dw/dz = d(w²/2)/dz, se obtiene d(w²/2) = B dz. Integrando desde el NCL, donde se supone w ≈ 0, hasta un nivel z: w²(z)/2 = ∫ B dz. El valor máximo se alcanza en el NE, donde la flotabilidad acumulada es la CAPE: wmax = (2 CAPE)^½. En coordenadas de presión, usando la ecuación hidrostática dz = −Rd Tv,a d ln p / g, la flotabilidad g(Tv,p − Tv,a)/Tv,a por dz se convierte en −Rd (Tv,p − Tv,a) d ln p, de donde se obtiene la segunda forma de la ecuación (3.8).

B.2. Interpretación geométrica de la helicidad relativa

Sea V(z) la hodógrafa y c el movimiento de la tormenta. Como ωh = k × ∂V/∂z, el producto (V − c)·ωh es igual a −k·[(V − c) × ∂V/∂z]. El producto vectorial (V − c) × dV es el doble del área orientada del triángulo formado por el punto c y los puntos V y V + dV de la hodógrafa. Integrando entre 0 y h, la SRH es igual a menos el doble del área barrida por el vector V − c cuando su extremo recorre la hodógrafa: positiva si el barrido es en sentido horario.

B.3. Déficit de presión en un vórtice de Rankine

Del equilibrio ciclostrófico, dp/dr = ρv²/r. En el núcleo, v = Vr/R, de modo que dp/dr = ρV²r/R², y la diferencia de presión entre el eje y el radio R es ρV²/2. En el exterior, v = VR/r, dp/dr = ρV²R²/r³, y la diferencia entre R y el infinito es también ρV²/2. El déficit total en el eje es Δp = ρV².

B.4. Velocidad de una corriente de densidad

En un marco que se mueve con el frente, el aire frío está en reposo y el aire cálido se aproxima a velocidad c. Aplicando la ecuación de Bernoulli a lo largo de la línea de corriente de la superficie del aire cálido, desde el aire inalterado hasta el punto de estancamiento en la nariz del frente, y comparando con la presión hidrostática en el aire frío de profundidad h, se obtiene ½ρc² ≈ Δρ g h, es decir, c ≈ (2g′h)^½. Las pérdidas de energía por mezcla en la cabeza del frente reducen este valor, lo que se recoge con el factor k de la ecuación (6.1).

B.5. Crecimiento de una piedra de granizo

Con M = (4/3)πr³ρh y dM/dt = Eπr²Vtχ (ecuación 11.1), resulta 4πr²ρh dr/dt = Eπr²Vtχ, es decir, dr/dt = EVtχ/(4ρh) y, para el diámetro, dD/dt = EVtχ/(2ρh). Si Vt = aD^b, la integración da D^(1−b) = D₀^(1−b) + (1−b)·aEχt/(2ρh).

Apéndice C. Parámetros de diagnóstico y umbrales orientativos

Tabla C.1. Umbrales orientativos para el diagnóstico de tormentas severas en latitudes medias. Deben adaptarse a la región, la estación y el tipo de convección. Fuentes: Rasmussen y Blanchard (1998); Thompson et al. (2003, 2012); Markowski y Richardson (2010); Taszarek et al. (2020b); Sherburn y Parker (2014).

Apéndice D. Cómo leer un sondeo paso a paso

• Identificar la parcela adecuada: superficie, capa mezclada o más inestable, según la hora y la presencia de inversiones (capítulo 3).

• Localizar el NCA: donde se cortan la adiabática seca que parte de la temperatura de la parcela y la línea de razón de mezcla constante que parte de su punto de rocío.

• Seguir la pseudoadiabática desde el NCA hacia arriba y localizar el NCL y el NE.

• Estimar la CIN y la CAPE como las áreas negativa y positiva entre ambas curvas, y valorar la forma del perfil de flotabilidad (concentrada en capas bajas o en la troposfera alta).

• Examinar la humedad: espesor de la capa húmeda en superficie, aire seco en niveles medios (potencial de corrientes descendentes y de arrastre), agua precipitable.

• Localizar el nivel de congelación y las isotermas de −10 y −20 °C, y valorar la capa de crecimiento del granizo y la profundidad de la capa de fusión.

• Analizar el viento: dibujar la hodógrafa, calcular la cizalladura 0–1, 0–3 y 0–6 km, estimar el movimiento de las tormentas (Bunkers) y la helicidad relativa.

• Integrar los ingredientes: humedad, inestabilidad, mecanismo de ascenso y cizalladura, y deducir el modo convectivo y los fenómenos más probables. Recordar que el sondeo representa un punto y una hora y que el ambiente puede cambiar rápidamente.

Apéndice E. Ejemplos resueltos

Apéndice F. Siglas y acrónimos

Tabla F.1. Siglas y acrónimos usados en el libro.

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