En los últimos años, hemos sido testigos de un preocupante aumento en la frecuencia de los incendios forestales. Las campañas de prevención de incendios forestales siguen siendo cruciales, y especialmente cuando se pronostica un verano seco. Estas condiciones atmosféricas aumentan considerablemente el riesgo de incendios, haciendo que la preparación y la prevención sean más importantes que nunca.

En esta entrada, abordaremos un fenómeno que puede desencadenar incendios forestales, a menudo incontrolables y de difícil acceso para su extinción: los rayos latentes. Descargas eléctricas que pueden permanecer «dormidas» durante días o incluso semanas, antes de que las condiciones sean adecuadas para que el fuego se desate. Este fenómeno hace que los rayos latentes sean una causa invisible y traicionera de incendios forestales.

¿Cómo se genera un rayo latente?

El hold-over lightning o rayo latente es un fenómeno en el que un rayo llega a tierra, pero no produce un incendio forestal inmediato. En cambio, la energía del rayo puede permanecer almacenada en el suelo y raices durante varios días o semanas. Si las condiciones son favorables, como un clima seco y cálido, puede reactivarse y producir un incendio forestal.

Existen varios factores que contribuyen a la ocurrencia del hold-over lightning. En primer lugar, se necesita una tormenta eléctrica con suficiente intensidad para generar rayos latentes. Además, el impacto del rayo debe ser lo suficientemente fuerte para crear una descarga eléctrica que penetre en el suelo y genere una carga eléctrica residual. La topografía y la composición del suelo también pueden influir en la duración y la intensidad de las cargas eléctricas residuales.

Incendios asociados a los rayos latentes

Cuando un rayo impacta en un árbol, la descarga eléctrica puede penetrar en su interior, llegando hasta las raíces. Aunque no se produce la ignición del árbol de inmediato, ya que no dispone de suficiente oxígeno, comienza a producirse una combustión interna lenta que puede persistir durante 24 a 48 horas, e incluso en algunos casos hasta varios días después del impacto del rayo. Sin embargo, cuando las condiciones meteorológicas cambian, como un aumento del viento o una disminución de la humedad, el árbol puede incendiarse de forma repentina, dando lugar a un incendio forestal.

Este proceso subraya la importancia de la vigilancia continua y la preparación incluso cuando las condiciones parecen estar bajo control. La combinación de rayos latentes y un entorno seco puede transformar rápidamente un área tranquila en un escenario de emergencia.

¿Podrían los Rayos Latentes Provocar Incendios en España?

Sí, es posible que se produzcan incendios provocados por rayos latentes en España. Durante el verano, cuando las tormentas eléctricas son más frecuentes, las condiciones son propicias para este fenómeno. Aunque el porcentaje de incendios provocados por rayos en España es de alrededor del 5%, su detección tardía. El difícil acceso y la cantidad de combustible hacen que estos incendios sean especialmente peligrosos para nuestros bosques.

Un estudio realizado en España sobre los bosques mediterráneos entre 2009 y 2015 recopiló datos de 2702 incendios forestales iniciados por rayos. Estos datos fueron utilizados para analizar la frecuencia y la duración de los tiempos de retención de estos incendios, también conocidos como LIWs (Lightning-Ignited Wildfires). La información contribuyó a una base de datos global que registra los tiempos de retención de incendios causados por rayos, ayudando a entender mejor este fenómeno.

Además, el bioma es un factor importante en la relación entre los incendios forestales y el tiempo de retención de los LIWs. Por ejemplo, los bosques mediterráneos, conocidos por su clima cálido y seco, tienen una alta frecuencia de incendios forestales. Estudios en España, Portugal y Francia encontraron que los tiempos de retención de los LIWs varían desde 1.6 hasta 15.9 horas, con una mediana de 5.7 horas. En contraste, los bosques boreales, con su clima frío y húmedo, tienen una menor frecuencia de incendios.

En los útlimos años, se han documentado incendios forestales provocados por rayos latentes en España. Son destacables el incendio en el Parque Natural de Sierra Nevada en 2005 y en el Parque Nacional de las Tablas de Daimiel en 2012.

Innovación en la Detección de Rayos Latentes

Desde Meteoclim, estamos comprometidos con la prevención y detección temprana de este fenómeno. Hemos desarrollado un producto para la detección de rayos que permite categorizar aquellos que son potencialmente latentes. Utilizando el índice de Ångström, que estima la probabilidad de ocurrencia de incendios forestales causados por rayos a partir de la humedad relativa y la temperatura, podemos identificar áreas de alto riesgo.

El índice de Ångström se calcula a partir de la humedad relativa y la temperatura, y se presenta en cinco categorías que indican la probabilidad de ignición. Valores más bajos del índice de Ångström se correlacionan con una mayor probabilidad de ignición.

Conclusiones

La detección de los rayos latentes es fundamental para mejorar las estrategias de prevención y respuesta ante incendios forestales. Con la innovación en productos de monitoreo y la investigación continua, podemos proteger mejor nuestros bosques. En Meteoclim, desarrollamos herramientas avanzadas para la detección de rayos que ayuden en la toma de decisiones. La combinación de tecnología, investigación y conciencia pública es clave para enfrentar los desafíos que presentan los incendios forestales en un clima cada vez más impredecible.

Referencias

• J.V. Moris et al.: A global databas on holdover time of lightning-ignited wildfires.
• Copernicus Climate Change Service
• Pineda, N., & Rigo, G. (2017). Characterising the holdover phase of lightning-ignited wildfires in the Mediterranean region. Science of the Total Environment, 586, 951-961.
• MedForest. (2023). Lightning-ignited wildfires and holdover time.

La atmósfera es un sistema dinámico. Desde la formación de la Tierra, hace más de 4600 millones de años, ha sufrido transformaciones radicales. Ha pasado de ser una capa tóxica para la vida a convertirse en un equilibrado escudo gaseoso que la portege y sustenta.

En esta nueva entrada recorreremos los cambios clave en la atmósfera desde sus inicios a la actualidad. Discutiremos ha impactado en el desarrollo de la vida en nuestro planeta y cómo los cambios en su composición podrían influir en nuestro futuro.

Inicio: Creación de los planetas

La Tierra comenzó a formarse hace más de 4600 millones de años. La teoría de la acreción o agregación se ha establecido como explicación para la formación del planeta. Esta teoría consiste en concentraciones difusas de gases muy ligeros, H₂, He y otros gases más pesados como el C₂, N₂ o el NH₂. El hierro y los silicatos suponían un 0.5 %, pero al llegar a una concentración determinada se comienza un proceso de gravitación. Además se produce un aumento de temperatura debido a la formación del Sol.

Con el tiempo, las temperaturas alrededor del Sol se enfrían y se produce la agregación de cuerpos pequeños condicionando su composición a la distancia con el Sol. Estos cuerpos, al chocar producen una elevación de temperaturas. Se estima que la superficie de la Tierra en esos momentos tendría una temperatura superficial de 1000 ºK provocando fusión de Fe que pasaría a la zona central del planeta. Tras su formación, la Tierra no tenía atmósfera, ya que el proceso de formación impidió la presencia de gases. La composición actual de la atmósfera se ha generado según varias etapas en el tiempo que describiremos a continuación.

Atmósfera primigenia

Hace unos 3800 millones de años, la Tierra estaba formada por polvo y gases con un núcleo de hierro. La actividad volcánica y el bombardeo de meteoritos contribuyeron a la formación de una protoamósfera por la desgasificación del magma.

Esta protoatmósfera estaba formada por metano, amoniaco, vapor de agua y muy poco hidrógeno y Helio. Al quedar atrapados por las altas temperaturas se creó una densa capa rica en gases invernadero, lo cual mantenía el planeta extremadamente caliente. Sin oxígeno molecular libre y las altas concentraciones de CO2 y otros gases hubieran sido letales para los organismos.

El bombardeo de asteroides trajo consigo agua y gases adicionales, sentando las bases para futuras transformaciones en la atmósfera.

Atmósfera de segunda generación

Con el tiempo, la superficie de la Tierra comenzó a enfriarse debido a cantidad de óxidos de azufre (SO, SO₂ y SO₃) y otros aerosoles emitidos por los volcanes. Esto marcó el inicio de una atmósfera de segunda generación perdiendo sus componentes más ligero como el H₂ y He. Aún así continuaba siendo rica en dióxido de carbono (CO₂).

Debido al enfriamiento, solo una mínima fracción de H₂O pudo permanecer en fase gaseosa en el aire. El resto formó nubes y se produjeron precipitaciones tan abundantes que se formaron las primeras masas de agua.

Además, la formación de océanos permitió la captura y almacenamiento de CO₂ en forma de carbonatos, lo cual gradualmente redujo la cantidad de este gas en la atmósfera. Sin embargo, el oxígeno libre aún no estaba presente. La atmósfera consistía en una mezcla de dióxido de carbono, nitrógeno y vapor de agua. Con temperaturas todavía demasiado altas para la mayoría de las formas de vida actuales, pero bajas respecto al periodo anterior.

La temperatura en la superficie se estabilizó entre los 0-60 ºC debido a que el Sol estaba emitiendo menor radiación y por la presencia del CO₂ como mecanismo de regulación de la temperatura ya que el efecto invernadero era más importante que en nuestro tiempo.

Formación de oxígeno

La evolución de la vida en la Tierra, en particular la aparición de las cianobacterias hace aproximadamente 2,500 millones de años, marcó uno de los cambios más revolucionarios en la historia del planeta: la introducción de la fotosíntesis oxigénica. Los organismos autótrofos utilizaban la luz solar para convertir dióxido de carbono y agua en glucosa y oxígeno. Este proceso comenzó a transformar profundamente la atmósfera terrestre. Originalmente, el oxígeno producido por estas cianobacterias se disolvía en los océanos. Sin embargo, a medida que estos sumideros de oxígeno se saturaron, el oxígeno empezó a acumularse en la atmósfera.

Inicialmente, la fotodisociación del agua líquida jugó un papel importante en el aporte de oxígeno, pero fue eclipsado por la fotosíntesis. La acumulación de oxígeno en la atmósfera fue un proceso gradual. Al alcanzar un umbral crítico, permitió que su concentración aumentara, alterando la química de la atmósfera y los mares. Este cambio propició un ambiente más oxidante, muy diferente de las condiciones anaeróbicas anteriores.

La disponibilidad de oxígeno libre en la atmósfera fomentó formas de vida más complejas, capaces de utilizar el oxígeno para la respiración aeróbica. Este proceso es mucho más eficiente energéticamente que las reacciones anaeróbicas utilizadas por los organismos preexistentes. Además, aproximadamente el 20% del nitrógeno volcánico fue fijado al suelo por microorganismos, mientras que el resto se acumuló en el aire debido a su débil reactividad química y baja solubilidad en agua.

La transformación provocada por la fotosíntesis oxigénica no solo sustentaba el crecimiento de las cianobacterias, sino que también estableció las bases para la diversificación de la vida en la Tierra, introduciendo gradualmente el oxígeno en un mundo que había subsistido sin él.

La Gran Oxidación

Este lento proceso de acumulación de oxígeno culminó en la Gran Oxidación. Este evento transformó radicalmente el entorno terrestre hace aproximadamente 2,400 millones de años. La concentración de oxígeno en la atmósfera alcanzó niveles que permitieron la oxidación masiva de gases de efecto invernadero y otros compuestos químicos. Esto cambió la química de la atmósfera y del planeta, eliminando muchos gases de efecto invernadero y enfriando significativamente la Tierra.

El aumento en el nivel de oxígeno también permitió que formas de vida más complejas y eficientes energéticamente se desarrollaran. Estos organismos, que dependían del oxígeno para la respiración, comenzaron a proliferar, diversificando la vida en la Tierra. Además, la acumulación de oxígeno en la atmósfera alta llevó a la formación de la capa de ozono, un escudo crucial que protegió a las formas de vida emergentes de la radiación ultravioleta del sol.

Cambios en el Fanerozoico

Desde hace unos 540 millones de años hasta el presente ha habido un aumento significativo en los niveles de oxígeno. Esto se debe en gran medida por la proliferación de plantas terrestres desde hace unos 470 millones de años aproximadamente. A través de la fotosíntesis, han transformado la atmósfera, aumentando los niveles de oxígeno y reduciendo los niveles de dióxido de carbono.

La acumulación de oxígeno ha permitido una mayor diversificación y complejidad de la vida. A su vez, que la reducción del dióxido de carbono ha contribuido a estabilizar el clima global. Esto ha permitido la expansión de los ecosistemas terrestres y marinos, creando las condiciones para la evolución de los organismos pluricelulares y, eventualmente, para la aparición de los humanos.

Atmósfera actual y conclusiones

Las modificaciones en la composición de la atmósfera ha propiciado la aparición de nuevas formas de vida aeróbicas. Al aumentar el consumo de oxígeno y disminuido el de dióxido de carbono, se alcanza un equilibrio. Este equilibrioha dado lugar a lo que conocemos como la atmósfera actual.

La formación de la capa de ozono ha hecho posible la proliferación de vida en tierra firme. Sin embargo, este equilibrio se ha visto perturbado desde el inicio de la revolución industrial, incrementado la concentración de CO2 en la atmósfera. El aumento de dióxido de carbono y otros gases de efecto invernadero plantea desafíos para la estabilidad climática.

La actividad humana, como el uso masivo de combustibles fósiles, incrementan los niveles de gases de efecto invernadero a ritmos alarmantes. Esta acumulación está desestabilizando el clima global, alterando los patrones meteorológicos y elevando los niveles del mar. Las decisiones que se tomen serán cruciales para el futuro de la atmósfera y la estabilidad de nuestro planeta.

Comprender los cambios en nuestra atmósfera es esencial para fundamentar las decisiones y estrategias futuras. Estas tendrán que estar destinadas a mitigar el impacto del cambio climático acelerado provocado por nuestras actividades industriales y energéticas.

Referencias

• «Oxygen: The molecule that made the world» por Nick Lane

• Biografía de la Tierra. Historia de un planeta singular. Anguita Virella, F. (2002). Aguilar.

• «The rise of oxygen in Earth’s early ocean and atmosphere» por Timothy W. Lyons, Christopher T. Reinhard, y Noah J. Planavsky.

En anteriores entradas del blog se analizó cómo podría ser el verano de 2022 concluyendo que los modelos de predicción estacionales anticipan un verano más cálido de lo normal. Recién comenzado el verano astronómico, ya llevamos dos episodios de ola de calor y, en consecuencia, se han registrado temperaturas nocturnas excesivamente altas y anormales para esta época del año. En esta entrada hablamos de las noches tropicales, factores y problemas relacionados.

Noches tropicales y salud

Cada vez es más frecuente que en nuestro territorio las temperaturas nocturnas no desciendan de un cierto valor en épocas estivales. En Meteoclim somos conscientes del potencial riesgo que supone para la salud las temperaturas extremas nocturnas y la tendencia a aumentar el número de noches tropicales debido al cambio climático. En ese sentido dentro de los servicios de predicción que prestamos, basados en nuestro modelo WRF de 1 km de resolución (Figura 1), damos servicio a las administraciones públicas de vigilancia de temperaturas extremas y de forma específica también hacemos predicciones de noches tropicales.

Las noches tropicales se definen como aquellas en las que la temperatura mínima no desciende de los 20 ºC (Figura 2) en ningún momento de la noche ( Olcina.Cantos et al., 2019). La acomodación térmica de las personas durante la noche afecta en gran medida a cómo concilian el sueño.

Estrés térmico

La población puede verse afectada por estrés térmico produciendo un riesgo para el bienestar y la salud. Existe una relación directa entre el estrés térmico provocado por las temperaturas nocturnas elevadas y la aparición de diversos problemas de salud, que pueden producir un aumento de la morbilidad.

El impacto mediático que ha tenido esta ola de calor que hemos tenido en junio y cómo las personas perciben cada vez más el gran impacto que tienen las noches tropicales lo podemos observar por ejemplo en el hilo de Juan L.Pérez en el que hace hincapié en el terrible impacto que tiene sobre la población y como la sociedad debe tomar conciencia de la situación.

Factor antropogénico y geográfico

Debido al calentamiento global por efecto antropogénico, la temperatura superficial de las grandes masas de agua ha aumentado. Si a esto le añadimos los factores geográficos, las situaciones de ola de calor y noches tropicales se están haciendo más frecuentes en el tiempo.

En el caso de la Península Ibérica y Baleares específicamente, el factor de proximidad litoral al área mediterránea es fundamental para que el calor persista durante las noches en las zonas costeras. Estudios de los últimos años demuestran el incremento de la temperatura del agua en el mar Mediterráneo, haciéndolo un factor fundamental para el incremento de las noches tropicales en la zona.

Además, otro factor geográfico se hace fundamental para entender el incremento de las noches tropicales, y no es otro que el efecto isla de calor. Debido al incremento de superficie construida, kilómetros de asfalto y otros materiales del mobiliario urbano, y el deficit de zonas verdes en los entornos urbanos, se han creado islas de calor en los centros urbanos que no son capaces de conseguir la termorregulación natural y por consiguiente mantener temperaturas nocturnas suaves.

Temperatura superficial del agua del mar

La temperatura media anual de la superficie del agua del mar en las zonas marítimas de la Península Ibérica y Baleares durante el año 2021 ha sido muy cálida, con un 0.3 ºC por encima de lo normal tomando como referencia la etapa 1981-2010. Durante el año pasado la temperatura superficial del agua ha sido superior a la media. En zonas de Baleares la anomalía fue superior a +0.7 ºC.

Según el Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático (IPCC), los océanos están absorbiendo la mayor parte de la energía que se está incorporando al sistema climático por el factor antropógenico, ya que su capacidad para almacenar calor es muy superior a otros elementos naturales.

Esta absorción de energía hace que en los mares la temperaturas no desciendan tanto durante las noches, aumentando la frecuencia de noches tropicales en los litorales circundantes a estos mares. En ese sentido en la última década se han cuadruplicado las noches tropicales en la zona mediterránea. Además, este aumento de la temperatura superficial del Mediterráneo agudiza las olas de calor a escala sinópica, haciéndolas más duraderas y profundas en el continente.

Conceptos adicionales: noches ecuatoriales y tórridas

El concepto de noche tropical se puede extender más allá de su propia definición. En regiones tropicales de la Tierra, se toman diferentes acepciones de este fenómeno en función de la zona geográfica y la temperatura mínima alcanzada durante la noche. Para enfatizar la intensidad de la noche tropical y la importancia de ésta, algunos autores hablan de noche ecuatorial cuando la temperatura mínima no baja de los 25°C y de noche tórrida cuando la temperatura mínima no baja de los 28°C (Olcina-Cantos et .Al, 2019; Royé,2015).

Como muestra en su Tweet el Dr. Dominic Royé, durante las últimas décadas las noches cálidas se han vuelto cada vez más frecuentes. La duración, la frecuencia y la intensidad de las olas de calor probablemente aumenten en la mayoría de las zonas terrestres a lo largo de este siglo, según el IPCC. Este aumento de las noches cálidas, además de las repercusiones que tienen para la salud, también ejercen una presión añadida sobre infraestructuras como las del sector de la electricidad, el agua o el transporte afectando a la población tanto a nivel de salud y social como a nivel económico.

El índice de estrés térmico WBGT

Una forma de hacer frente a estas situaciones extremas de temperaturas es el uso de índices de estrés térmico como el WBGT (Wet bulb globe temperature). Este índice relaciona distintas variables meteorológicas como temperaturas, viento, humedad relativa y la radiación con el estrés térmico que padecen las personas en función de la actividad física y en larga exposición.

Este tipo de índices pueden servir de ayuda para limitar nuestra actividad e indicar qué actividades son adecuadas para su realización. Se pueden extender los consejos para las situaciones de calor extremo recomendando protección de la acción directa del sol y la reducción de la actividad en las horas de más calor ya sea deportiva, laboral o de simple ocio. El aumento de las olas de calor hacen que el uso de estos índices estén cada vez más a la orden del día, y debemos prepararnos como sociedad para aplicarlos más en nuestro día a día.

Bibliografía

• Síntesis del Sexto Informe de Evaluación del IPCC

• Verano de 2022: ¿hará mucho calor?

• Análisis espacio-temporal de las noches cálidas en el litoral mediterráneo de España (Dominic Royé, Alberto Martí Ezpeleta)

• Tweet del Dr. Dominic Royé

• Tweet de Juan L. Pérez

Como os hemos contado en entradas anteriores el viento, junto con la humedad relativa y la temperatura, es la variable meteorológica más crítica sobre el comportamiento del fuego. Es la más dificil de predecir por su variabilidad en el tiempo y en el espacio, sobre todo en zonas donde la orografía puede ser escarpada o abrupta.

Esta dificultad para predecir su dirección y variación puede acarrear consecuencias a nivel de seguridad y control de los incendios forestales, ya que tiene una influencia directa en la evolución de estos. El viento inusual o no previsto suele ser de suma importancia en el desarrollo de los incendios. En Meteoclim desarrollamos nuestro propio simulador de incendios y la inclusión del viento como variable para determinar el comportamiento es de suma importancia para ofrecer un producto fiable.

El viento y comportamiento del fuego

Esta variable afecta a los incendios forestales de diversas formas pudiendo acarrear consecuencias importantes para el desarrollo de grandes incendios.

Por un lado el viento puede llevarse aire cargado de humedad, acelerando el desecado de los combustibles forestales. Una vez iniciado el incendio, el viento puede incrementar la cantidad de oxígeno disponible. Incluso el viento acelera la propagación del incendio al transportar brasas a nuevos combustibles iniciando focos secundarios.

Además, según arde un incendio, el viento tumba las llamas y las acerca a los combustibles no quemados. Por otro lado, el viento afecta al tiempo de residencia del frente de llamas. Cuanto más fuerte es el viento, más corto el tiempo de residencia en un lugar particular. Y también el viento afecta a la dirección de propagación del incendio y el transporte de humo.

Por último, el seguimiento continuo de las condiciones de viento es imprescindible también por otros dos motivos: un viento de dirección cambiante, por mucho que sea flojo, puede afectar la dirección de propagación incrementando las dificultades en el procedimiento de extinción. Por otro lado, un cambio abrupto en la velocidad del viento puede reavivar fuegos o frentes mal apagados, sobre todo bajo condiciones de alto riesgo.

Vientos críticos

Cuando el viento domina totalmente el entorno del incendio y se anulan los vientos locales (originados por diferencia de temperatura), estos vientos se denominan vientos críticos. Estos marcan la diferencia entre un incendio que por su propagación lenta o moderada suele ser más fácil de controlar, y un gran incendio forestal que puede extenderse con gran facilidad.

Los vientos críticos pueden tener orígenes muy distintos; desde el paso de un frente frío, un viento foehn, los vientos producidos por las tormentas hasta otros fenómenos súbitos que afectan al comportamiento del fuego drásticamente. Si a estos fenómenos le añadimos también la turbulencia, con sus cambios rápidos de dirección y rachas erráticas pueden provocar focos secundarios haciendo el incendio forestal más impredecible.

Indicadores visuales

En muchas ocasiones existen indicadores visuales para reconocer los vientos críticos. Uno de ellos son los altocúmulos lenticulares como el que se muestra en la Figura 3. Estas nubes se forman cuando el aire fluye sobre una cadena montañosa, La cresta de las montañas eleva el aire, enfriándolo y condensando la humedad para formar una nube a sotavento de la montaña. Son un excelente indicador del potencial de fuerza de los vientos descendentes de ladera.

Estimación del viento

En meteorología de incendios se utiliza el viento a media llama. Este viento medido a la mitad de la altura de las llamas, afecta directamente al movimiento del frente de llamas y se utiliza en los cálculos del comportamiento del fuego para determinar la velocidad de propagación de un incendio forestal.

La velocidad del viento a media llama puede estimarse a partir de la velocidad del viento a 6 metros del suelo dado por la predicción meteorológica. El viento a media llama se ve afectado por los vientos prevalecientes, y por ejemplo puede diferir entre las laderas a barlovento y a sotavento. Además, el terreno accidentado y la vegetación aumentan el nivel de fricción que afecta al viento, como resultado de lo cual las velocidades del viento a media llama pueden ser mucho menores que los vientos observados a esas alturas.

Para contrarrestar estos factores, ya sea la pendiente del terreno o la vegetación, que hacen que pueda variar la velocidad del viento, se pueden aplicar ajustes básicos para hacer correcciones para la estimación de la velocidad del viento a media llama.

Además para la obtención de una buena estimación de la velocidad del viento a media llama hay que tener en cuenta en las correcciones tanto el tipo de combustible, lo protegido que puede estar este como la altura de las llamas.

Referencias

• Meted Sistemas de vientos. Sección III Vientos críticos para incendios
• Incendios forestales y su relación con la meteorología. Blog Meteoclim
• Paquete de Instrucción Básica para Meteorólogos. AEMet

El viento es una de las variables más importantes para comprender los procesos atmosféricos. El efecto que tiene este en la superficie terrestre provocan mecanismos que generan turbulencia y pueden ser peligrosos para el tráfico aéreo o formar estructuras nubosas muy caracteristicas. La turbulencia es una de las causas que con mayor frecuencia causa daños a pasajeros y a los aviones, siendo sustancial el gasto que ello supone para las compañías aéreas, aunque solo ocasionalmente producen daños catastróficos.

Desde Meteoclim sabemos de la importancia de los procesos turbulentos en la propagación de incendios. En esta nueva entrada describiremos los procesos turbulentos básicos en la capa límite de la atmósfera.

Primero debemos definir la capa límite atmosférica, siendo esta la parte de la atmósfera que está en contacto con la superficie de la Tierra. Por tanto se sitúa en la parte inferior de la Troposfera.

Capa límite de la atmósfera

El espesor de la capa límite es variable tanto en el espacio como en el tiempo. Se extiende entre 1 y 2 km por encima de la superficie de la Tierra, pero puede alcanzar desde decenas de metros hasta 4 km.

En esta capa tienen lugar los procesos turbulentos, que provocan movimientos del aire que permiten difusión y transporte de energía y materia hasta su límite superior. Este límite es una potente inversión térmica que la separa de la atmósfera libre por encima de ella, donde queda atrapada la polución, humedad y turbulencia evitando que se traslade al resto de la troposfera, la llamada atmósfera libre.

El espesor es determinado por varios factores dinámicos y físicos, por lo tanto es muy cambiante. La superficie de la Tierra actúa como fuente de calor y humedad para la atmósfera libre, puesto que mediante los procesos de mezcla generados por la turbulencia se propaga hacia arriba; pero al mismo tiempo por el rozamiento con la superficie, actúa como sumidero de energía cinética, de calor y de humedad. Las escalas de tiempo de estos procesos oscilan entre una hora o menos hasta varias horas.

Por otra parte, las porciones de atmósfera que se mantienen durante varios días sobre una misma superficie con unas características específicas, adquieren en su capa límite valores de temperatura y humedad homogéneos que se propagan a la atmósfera libre sobre ella y permiten identificar este volumen de aire con su fuente. Son las masas de aire clasificadas en meteorología según su origen y magnitud de las variables de temperatura y humedad.

La distribución media mundial de las masas de aire y la localización de las mismas puede verse en la figura siguiente. La distribución térmica global y la posición de los continentes determinan sus características y permiten situar los tipos de masas de aire.

Turbulencia

La turbulencia, intrínseca a la capa límite y responsable de la comunicación entre la superficie y el aire, permite que rápidamente el aire adquiera las características de la superficie subyacente. Los movimientos turbulentos son complejos y consisten en una serie de remolinos, movimientos no lineales que crean movimientos caóticos, casi aleatorios. El estudio de estos movimientos de forma individual es casi inabordable, sin embargo, si se estudian en promedio se pueden observar esquemas y similitudes que sí pueden ser medidas y descritas. Un ejemplo de turbulencia son los remolinos generados al incidir el flujo de aire húmedo sobre obstáculos geográficos produciendo nubes rotor o vórtices Von Karman(Figura 2). Vamos a centrarnos en escalas más pequeñas dónde podremos entender mejor las diferencias entre flujo laminar y turbulento.

Flujo laminar y flujo turbulento

El flujo laminar es aquel en que las líneas de corriente son paralelas unas a otras y no se cruzan entre sí. Por su parte, el flujo turbulento es aparentemente aleatorio, las líneas de corriente no son paralelas entre sí, forman remolinos de diferente tamaño que se generan y desaparecen de forma casi constante. El paso de un flujo a otro puede venir definido por la velocidad y la viscosidad pero también por la naturaleza de los procesos que lo generan.

En la capa límite atmosférica coexisten ambos flujos (Figura 4), el flujo laminar en la zona inmediatamente en contacto con la superficie de la tierra, adherida a las superficies que se extiende unos pocos centímetros y el flujo turbulento por encima de ella, formando el resto de la capa límite.

El flujo turbulento presenta una distribución característica, remolinos de pequeña escala de apenas unos milímetros de diámetro justo por encima de la capa laminar, que van aumentando de diámetro a medida que aumenta la altura (Figura 5). Por encima de la capa límite, encontramos de nuevo flujo no perturbado, no turbulento.

El rozamiento con la superficie es la causa de que el viento sea cero cerca del suelo y vaya incrementando su valor con la altura. El perfil vertical del viento dependerá de la rugosidad de la superficie y de la convección.

Mecanismos que generan turbulencia

La turbulencia puede ser generada por diferentes mecanismos y cada uno de estos procesos dará lugar a un diferente tipo de movimiento con características propias. Los mecanismos generadores pueden ser:

Mecánicos: La turbulencia mecánica, denominada también convección forzada, se genera al producirse cizalladura (cambio de dirección o velocidad del viento) en el seno de un flujo inicialmente no turbulento. Esta cizalladura tiene su origen:
– En el rozamiento del aire con la superficie por lo que los vientos se ralentizan mucho más cerca de la superficie que por encima de ella.
– En estelas de turbulencia tras un obstáculo como árboles, edificios o islas en el seno del propio aire, lejos de obstáculos por cambios de velocidad en el flujo.

Como ejemplo de turbulencia mecánica os mostramos una imagen de nuestro modelo WRF de 1 km de resolución representando el comportamiento del viento. Se puede observar como las Islas Canarias hacen de obstáculo y forman estelas de turbulencia.

Térmicos: La turbulencia térmica o convectiva, denominada también convección libre consiste en corrientes ascendentes de aire cálido y corrientes de aire frío que descienden por efecto de la flotabilidad.
Las corrientes ascendentes de aire se forman cerca del suelo debido al calentamiento del aire próximo a la superficie. Este calentamiento provoca que el aire sea más caliente que el del entorno y se empieza a elevar por ser menos denso. Este proceso se produce en varios puntos próximos por lo cual aparecen varias corrientes ascendentes a modo de cortinas. La intersección de estas corrientes genera un único movimiento ascendente que podemos identificar como un penacho con un diámetro de un centenar de metros.
En niveles más altos dentro de la capa límite, estos penachos tienden a agruparse para formar corrientes ascendentes de mayor diámetro, del orden de un kilómetro, que se conocen como térmicas. Algunas de estas corrientes ascendentes, siempre que tengan suficiente contenido de humedad para alcanzar el nivel de condensación, se hacen visibles por la formación de cúmulos.

Inerciales: La turbulencia inercial se genera en los bordes de remolinos de mayor tamaño en el momento en que parte de la energía de ellos se pierde para generar nuevos remolinos menores. Este tipo de turbulencia es un tipo especial de turbulencia mecánica, cizalladura generada por un remolino ya existente.

Disipación de la turbulencia

Como todo movimiento, la turbulencia tiene asociada una determinada energía cinética que es diferente según sean las dimensiones del remolino. Esta energía cinética turbulenta no se conserva y se disipa interna y continuamente debido a la viscosidad del fluido. La disipación produce la desaparición de la turbulencia y se produce en los remolinos de menor dimensión.

Por tanto, recordando el mecanismo de generación de turbulencia inercial que implica la pérdida de energía de los remolinos de mayor tamaño para formar los de menor tamaño y teniendo en cuenta que en estos últimos se disipa la energía, para que exista turbulencia deben existir continuamente los procesos de generación mecánicos y térmicos a mayor escala. En caso contrario una vez disipada la turbulencia en los remolinos pequeños dejaría de existir.

Referencias

https://www.meted.ucar.edu/avn_int/turbulence_es/index.htm

https://www.meted.ucar.edu/fire/s290/unit7_es/navmenu.php?tab=4&page=3-1-0&type=flash

Paquete de Instrucción Básica para Meteorólogos. AEMet

Meteorología Aeronaútica. Blanca González López. Editorial: Actividades Varias Aeronáuticas

Nieblas: importancia, predicción y tipos

La importancia del estudio de las nieblas es fundamental para la sociedad, como hemos podido apreciar desde Meteoclim con los problemas en el transporte en general, incluso se pueden llegar a producir problemas de salud cuando la niebla se mezcla con la contaminación atmosférica.

La niebla es un fenómeno que suele producirse en zonas geográficamente deprimidas, como por ejemplo en zonas de valle. Se suele considerar un fenómeno de escala local, ya que su formación y extensión dependen de las características de la masa de aire que queda cerca de la superfice en un área no demasiado extensa (hay excepciones). Esto lleva a decir que la niebla se puede considerar como un fenómeno de mesoescala, ya que abarca desde unos pocos cientos de metros hasta cientros de kilómetros de extensión. La detección de nieblas vía satélite ha mejorado mucho en los últimos años, de manera que mediante productos de teledetección es posible distinguir entre nubes de tipo alto, medio, o bajo.

En general podemos decir que en los sistemas anticiclónicos el aire está estancado o con un movimiento muy lento, lo que permite que las masas de aire adquieran las propiedades de temperatura y humedad de la superficie donde reposa. Si la condensación no se realiza por enfriamiento de una superficie sino por enfriamiento directo de una masa de aire se forman nieblas. Para que se produzca condensación en el aire se necesita la presencia de núcleos de condensación que, inicialmente, darían las brumas. Sobre estos núcleos se condensaría el vapor de agua. Habitualmente se habla de niebla cuando la visibilidad es de un kilómetro o menor y la humedad relativa cerca del 100%. El paso de bruma a niebla normalmente requiere que el aire inicialmente sea más cálido que el del entorno, de manera que el contacto entre la masa de aire más cálido con la masa de aire más fresco hace que descienda su temperatura. Dependiendo de la manera en que el aire se enfríe tenemos dos modelos conceptuales de niebla: Nieblas de radiación y nieblas de advección.

Nieblas de radiación

Para que se forme una niebla por radiación; es necesario que en una capa de aire húmeda no haya mucha turbulencia, es decir, que no haya mucho movimiento del aire y que la pérdida de radiación por falta de insolación sea favorecida por la transparencia de las capas superiores (poca nubosidad en niveles medios y altos) y la noche dure lo suficiente. La inexistencia de turbulencia en el aire implica viento en calma, gran estabilidad e inversión térmica. Estas son las condiciones típicas de los anticiclones continentales de invierno como ha sucedido en la Península estos días pasados: los movimientos descendentes del aire estancan a éste y se forma inversión térmica al perder calor la superficie por irradiación. Por estas condiciones, las nieblas suelen tener poco espesor, pero provocan una escasa visibilidad horizontal.

Favorecen a la aparición de estas nieblas los suelos húmedos o los valles en los que queda estancado el aire, y normalmente con el calentamiento del aire por el sol en un día despejado se suelen disipar, aunque cuando el día es muy frío tardan más en disiparse o persisten. Como se producen en situaciones anticiclónicas frías las estaciones más favorables son primavera, invierno y sobre todo otoño, pues en esta estación es máxima la diferencia de temperatura entre el suelo y el aire. La niebla de radiación se ve favorecida en ambientes con un anticiclón en los niveles bajos, de gran escala, vientos flojos en los primeros 1000 metros de altura, humedad relativa alta cerca de la superficie y manto de nieve o suelo húmedo en la superficie.

Nieblas de advección

Se producen por el enfriamiento de una masa de aire caliente y húmeda que se traslada sobre una superficie fría. En este caso, el enfriamiento nocturno no es relevante y se pueden formar nieblas de este tipo durante el día. El viento en este caso tiene un papel importante ya que mezcla las zonas frescas con las más cálidas conforme va avanzando la masa de aire, sin que la agitación excesiva, o viento no demasiado intenso, disipe la niebla sino más bien favoreciendo su crecimiento, ya que el enfriamiento va aumentando. De hecho, este mecanismo de producción de nieblas normalmente es más eficaz que la irradiación nocturna y da lugar a nieblas más extensas, espesas y duraderas. La niebla de advección se forma principalmente a través de procesos dinámicos y adiabáticos de la capa límite.

Pueden ocurrir en zonas muy variadas según sea el contraste entre el aire y el suelo:

• Diferencia de temperatura entre el mar y continente. En verano se forman nieblas de mar cuando el aire cálido de los continentes sopla sobre la superficie más fresca del mar. En invierno se forman nieblas de tierra, cuando el aire templado y húmedo del mar invade las llanuras y mesetas más frías.
• Diferencia de temperatura entre la zona cálidas y los polos. Cuando el aire tropical que precede a las depresiones y viaja hacia latitudes más altas se va enfriando. Son más frecuentes en invierno porque la variación de la temperatura del trópico a los polos es más brusca. Además, conforme el aire entra en los continentes se enfría todavía más y la visibilidad se reduce debido a la niebla.
• Diferencias de temperaturas entre unos mares y otros. Cuando el viento arrastra una masa de aire más cálido sobre una masa más fresca se forman estas nieblas. Son típicas, por ejemplo, en el Estrecho de Gibraltar debido a que las aguas del Mediterráneo están más calientes que las cercanas al Golfo de Cádiz que se abren al Atlántico.

Otros tipos de nieblas

Aparte de los dos tipos de niebla explicados anteriormente hay otros que proceden de la condensación por mezcla de masas de aire o por condensación por evaporación.

En el primer caso se formarán nieblas cuando la masa de aire más húmeda es a la vez la más cálida. Por ejemplo, en invierno cuando una borrasca atlántica llega a Europa, el aire frío del anticiclón continental forma hacia el oeste una cuña mientras el aire marítimo más cálido proveniente de la borrasca penetra desde el sur. Se mezclan entonces las masas de aire y se forman unas nieblas de rápido desarrollo con gran densidad y espesor.

En cuanto a las nieblas debidas a la condensación por evaporación se producen cuando una masa de aire frío se encuentra sobre agua más caliente. La evaporación del aire de esta masa es muy activa y prosigue incluso después de estar el aire saturado. Se produce un exceso de vapor que provoca la condensación. Son las típicas nieblas que se forman en las estaciones frías sobre los ríos y lagos, por ejemplo, cuando en otoño todavía tienen sus aguas temperaturas relativamente altas en contraste con las tierras ya frías de sus orillas. Su espesor es pequeño, pero pueden ser persistentes.

El terreno también afecta a la formación, el mantenimiento y la disipación de la niebla y los estratos de varias maneras. Algunas estructuras topográficas densifican la niebla y los estratos bajos, mientras que otras tienen el efecto de inhibir su ocurrencia. Los principales efectos del terreno son los flujos bloqueados, los flujos de ladera ascendentes y descendentes, y las circulaciones de valle y de montaña. La topografía tiene especial influencia en las inversiones térmicas, la humedad y la turbulencia en los niveles inferiores de la atmósfera. Así se tienen otros tipos de niebla: nieblas de valle, nieblas inducidas por la topografía y niebla postfrontal.

Conclusiones

En pocas ocasiones podemos atribuir la formación de la niebla exclusivamente a uno de los procesos anteriormente descritos. Los mecanismos de saturación por enfriamiento radiactivo, advección de masas cálidas y húmedas sobre superficie frías y la formación por mezcla saturadas de masas se pueden dar simultáneamente. Así podemos concluir que los modelos conceptuales de formación de nieblas son limitados y la formación de nieblas es un mecanismo complejo que pone en juego varios factores y procesos.

Referencias

• Niebla de radiación. The Comet Program

• Observación meteorológica. Paquete de Instrucción Básica para Meteorólogos de la OMM. Agencia Estatal de Meteorología (AEMET)
• Atmósfera, tiempo y clima. Roger G. Barry y Richard J. Chorley. Ediciones Omega, 1999
• OMM – Nº 266. Compendio de apuntes para la formación del personal meteorológico de la clase IV. Volumen II
• Blog Meteoclim: Meteorología para principiantes (III)
• Blog Meteoclim: la niebla y su formación (antigua entrada)

La quema masiva de combustibles fósiles ha causado un aumento sustancial de las emisiones de gases de efecto invernadero – fundamentalmente CO2- que a su vez ha propiciado un aumento en la concentración atmosférica de los mismos con la consiguiente intensificación del efecto invernadero que se manifiesta sobre todo en un calentamiento global. Este calentamiento se traduce en un aumento generalizado de las temperaturas, un aumento del nivel del mar -fundamentalmente por expansión térmica- y una reducción de la criosfera. Aprovechando la celebración del día mundial contra el cambio climático hace unos días, nos gustaría detallar los cambios en el clima que llevaron a que se produjera la Última Glaciación y poder hacernos una idea de hacia dónde podríamos ir en el futuro.

El periodo interglaciar Eemiense

El último periodo cálido interglaciar terminó hace 115.000 años dando comienzo a la Última Glaciación. Las nieves que caían durante el invierno comenzaron a resistir el verano. Se daban unas condiciones de insolación idóneas para que tal cosa ocurriera. Debido a los ciclos de Milankovitch -especialmente el referido a la excentricidad de la órbita terrestre- durante el transcurso del periodo interglaciar se produjo en latitudes altas del hemisferio norte una transición rápida desde una insolación veraniega fuerte a otra mucho más débil. En poco más de diez mil años, entre el 125.000 y el 115.000 antes de nuestro tiempo, hubo una disminución de más de 100 W/m2 en la intensidad de radiación solar recibida en 65º N.

En la siguiente figura podemos observar la variación de temperatura de los últimos 450.000 años con datos procedentes de la Antártida y las variaciones correspondientes en volumen de hielo. En la parte inferior se representa la insolación en Junio en 65º en los últimos 300.000 años. Podemos comprobar esa correspondencia entre los 125.000 y 115.000 años de la disminución de la intensidad de radiación solar con la variación de temperatura y volumen de hielo.

En el 115.000 antes de nuestro tiempo, el perihelio de la órbita anual de la Tierra alrededor del Sol, ocurriría en el invierno del hemisferio norte, igual que sucede en el presente. Y el afelio se producía en el verano del hemisferio norte. Por otra parte la excentricidad de la órbita era mayor que la actual y la inclinación del eje era menor. Estos factores reunidos producían un menor contraste estacional que el que existe hoy en el hemisferio norte, es decir, una insolación invernal más alta y, lo que es más importante, una insolación veraniega más baja.

Una vez que la nieve resistía la fusión del verano, las primeras nieves del siguiente otoño, a diferencia de lo que ocurre hoy en día, encontraban un terreno favorable sobre el que poder cuajar y acumularse. El color blanco de la nieve producía una superficie muy reflectante, aumentaba el albedo, disminuía la insolación absorbida y, por un mecanismo de retroalimentación positiva, facilitaba la progresiva acumulación de más nieve.

Además, en los bordes meridionales de aquellas regiones árticas cubiertas de nieve la degradación de los bosques de taiga, debido al refrescamiento del verano, daban lugar a un paisaje de tundra mucho más claro. La nieve caída en la tundra hacía aumentar el albedo. De esta forma se producía una agudización del frío y quedaba anulado el aumento de la insolación invernal.

En el océano Ártico, los sedimentos marinos parecen indicar que por aquellos años se produjo una frenada bastante brusca de la circulación termohalina, que coincide con el aumento de la extensión de la banquisa nevada, lo cual favorece aún más el aumento del albedo y el enfriamiento. En el sur de Europa el clima se mantuvo relativamente caliente durante varios milenos más, hasta que una gran pulsión de agua fría polar con icebergs procedentes de los mantos septentrionales ya formados alcanzó la latitud de Portugal hacia el 106.000 antes del presente. Terminaba así definitivamente el periodo Interglacial Eemiense y comenzaba la Última Glaciación.

Fases de la Última Glaciación

Se pueden detectar diferentes fases en la última Glaciación a escala global. Sin tener en cuenta los eventos cortos de calentamiento y enfriamiento (eventos Heinrich y Dansgaard-Oeschger), podemos subdividir la última glaciación en función de los tres descensos más bruscos del nivel del mar, que tuvieron lugar aproximadamente hacia el 115.000, el 80.000 y el 30.000 antes del presente, según el estudio de las terrazas coralinas y la evolución de los isótopos del oxígeno en los foraminíferos bentónicos.

Características climáticas de la Última Glaciación

La última Glaciación se caracteriza por una gran inestabilidad climática. A lo largo de la glaciación el enfriamiento no se produjo de forma uniforme, sino que existieron episodios milenarios de agudización del frío, denominados estadiales. Al final de estos se producían a veces en el Atlántico Norte grandes derrumbes de icebergs procedentes de los mantos continentales (eventos Heinrich). El frío de los estadiales era interrumpido por periodos de brusco calentamiento, llamados tradicionalmente interestadiales, o bien eventos de calentamientos Dansgaard-Oeschger (Son considerados los cambios climáticos más abruptos y frecuentes en el registro geológico). En estos interestadiales las temperaturas continentales y marinas eran muy superiores a las de los estadiales y a veces, en periodos cortos seculares, casi alcanzaban las de los interglaciales. Al parecer se sucedían, con intermitencias, en ciclos de unos 1.470 años que algunos investigadores relacionan con los ciclos solares. La siguiente figura muestra la inestabilidad climática durante la Última Glaciación.

El Dryas Reciente

El Younger Dryas fue una breve fase de enfriamiento de aproximadamente 1.300 años de duración que tuvo lugar a finales del Pleistoceno, cuando la Tierra salía de la Última Glaciación. Toma su nombre de la flor alpina Dryas Octopelata debido a las grandes cantidades de su polen encontrado en las muestras que se fechan a esa época. Durante este tiempo frío, el Dryas Octopetala se encontraba más ampliamente distribuido de lo que está en la actualidad, cuando zonas extensas del hemisferio norte, que ahora se hayan cubiertas por lo bosques, fueron sustituidas en los periodos fríos de la tundra. Actualmente tiene una distribución extensa en áreas montañosas donde se restringe generalmente a zonas de piedra caliza. Entre estas zonas se incluyen la totalidad del Ártico, además de las montañas de Escandinavia, los Alpes, Cárpatos, Pirineos, Balcanes, Cáucaso y en lugares aislados de altas montañas.

El Dryas Reciente significó un rápido regreso a las condiciones glaciares en las latitudes más altas del hemisferio norte entre hace 12.900 y 11.500 años. Esto contrasta con el calentamiento del deshielo que tuvo lugar en el interstadio anterior. Estas transiciones duraron aproximadamente una década. Groenlandia era unos 15 ºC más fría que en la actualidad mientras que las islas británicas hubo un descenso de las temperaturas medias anuales de 5 ºC y las condiciones periglaciares prevalecían en las tierras bajas y los glaciares en las tierras altas. Desde el Dryas Reciente no ha habido ningún periodo de cambio climático abrupto tan grande, extendido o rápido.

Referencias:

• Climate Change: Fitting the Pieces Together (Comet-MetEd)
• Observación meteorológica. Paquete de Instrucción Básica para Meteorólogos de la OMM. Agencia Estatal de Meteorología (AEMet)
• Alley, R.B. (2000): The Younger Dryas cold interval as viewed central Greenland. Quat. Sci. Rev.

Paleoclimatología

La Paleoclimatología es el estudio del clima pasado. Su estudio es particularmente interesante para los últimos miles de años, porque permiten ayudar a establecer el rango de variabilidad climática natural en un periodo anterior a la influencia humana a escala global. Las mediciones que podemos hacer del clima con los medios convencionales se remontan a un periodo de tiempo muy cercano. Los registros basados en mediciones instrumentales son del siglo XIX. Estos registros son demasiado cortos para estudiar muchos procesos climáticos. Las mediciones en las que se basa la Paleoclimatología son mediciones indirectas.

Los denominados datos proxy se utilizan para estimar las condiciones climáticas del pasado y así ampliar nuestra comprensión mucho más allá del clima proporcionado por los registros instrumentales que datan principalmente de los últimos 100-150 años. Una variable o dato proxy no tiene en sí misma un gran interés, pero de la cual se puede obtener otra variable mucho más interesante para un campo de estudio en particular. Por ejemplo la «temperatura proxy» estimada a partir de los anillos de árboles.

Fuentes de datos paleoclimatológicos

Se obtienen datos proxy o indirectos de una gran variedad de variables naturales. Entre estos registros de datos podemos mencionar los anillos de los árboles, los testigos de hielo, el polen fósil, los sedimentos oceánicos, los corales y documentos históricos. A continuación describiremos las técnicas más utilizadas.

Dendroclimatología

Se basa en que el crecimiento de un árbol se ve influenciado por las condiciones climáticas. Los patrones que se observan en la anchura de los anillos, en la densidad y en la composición isotópica reflejan variaciones en el clima. En las regiones templadas en las que el crecimiento tiene lugar en una estación determinada, los árboles producen generalmente un anillo por año, en el que se reflejan las condiciones climáticas de cada año. Es muy útil para estudiar el clima que existió en los últimos 7000 años. Por ejemplo, los anillos tienen un crecimiento pobre en los años en que los testigos de hielo muestran evidencia de grandes erupciones volcánicas, las cuales ocultan el Sol y enfrían la Tierra.

Estudio de los Corales

La velocidad de crecimiento y la densidad del esqueleto del coral también varían de acuerdo con la temperatura y otras condiciones ambientales, de modo que podemos analizar sus patrones de crecimiento de forma parecida a los anillos de crecimiento de los árboles.

Los corales construyen sus esqueletos a partir de la fijación de carbonato cálcico que extraen del agua del mar. El carbonato contiene isótopos de oxígeno, así como trazas de metales, que pueden ser utilizados para determinar la temperatura del agua, la salinidad, la escorrentía y el afloramiento en el que el coral creció.

Polen fósil

Las distintas formas de polen pueden ser utilizadas para identificar el tipo de planta de la que proceden. Si los granos de polen están bien conservados en las capas de sedimentos en el fondo de un estanque, lago o el océano, un análisis de dichos granos de polen nos permite conocer qué tipo de plantas crecían en el momento en el que el sedimento fue depositado. A continuación se puede inferir el clima a partir de lo tipos de plantas que se encuentran en cada capa.

Testigos de hielo

Los testigos de hielo extraídos de lugares profundos en las capas de hielo y los glaciares nos permiten ver las condiciones que existían en el pasado más remoto, por el momento hasta 800.000 años atrás. El análisis de las moléculas de agua, las burbujas de aire y materiales tales como ceniza y polvo pueden proporcionarnos información sobre temperaturas locales, gases de efecto invernadero, erupciones volcánicas y otros factores que afectan al clima.

Contenido sedimentario

En las cuencas oceánicas y en el fondo de los lagos se acumulan cada año miles de millones de toneladas de sedimentos. Entre estos sedimentos se incluyen fósiles diminutos, como foraminíferos, y productos químicos que se utilizan para interpretar los climas del pasado.

Conclusiones

La Paleoclimatología permite la reconstrucción de climas pasados utilizando datos indirectos o variables proxy que contienen información de climáticas tales como la temperatura y la precipitación. Mediante estos datos podemos ampliar nuestra comprensión mucho más allá del clima proporcionado por los registros instrumentales que datan de los últimos 100-150 años.

En próximas entradas explicaremos las variaciones climáticas observadas desde el cambio climático actual hasta el clima de la última glaciación.

Referencias

• Observación meteorológica. Paquete de Instrucción Básica para Meteorólogos de la OMM. Agencia Estatal de Meteorología (AEMet)
• National Science Foundation (NSF)
• National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA)
• Cambio climático: como encajan las piezas (Met Ed: COMET)
• El clima pasado, actual y futuro (Blog Meteoclim).
  

En Meteoclim, nuestros predictores siempre tienen un ojo puesto en el radar, y en nuestro nowcasting, para poder localizar tormentas y sus estructuras. En esta nueva entrada del blog os hablaremos de una estructura especialmente característica para distinguir o prever fenómenos extremos.

El Eco en Gancho y su relación con las Supercélulas

A diferencia de las tormentas ordinarias, las supercélulas se caracterizan por una corriente ascendente giratoria
que recibe el nombre de mesociclón. Típicamente, en las imágenes de reflectividad del radar en la primera elevación el mesociclón se identifica por la presencia de un «eco en forma de gancho» (Hook). Este gancho encierra una región de eco débil donde el aire se eleva en la corriente ascendente.

La presencia de un eco en forma de gancho sugiere una tormenta supercelular. Las supercélulas aumentan las probabilidades de que produzcan uno de los cuatro peligros de la convección severa: vientos dañinos o destructivos, granizo de gran tamaño, precipitación intensa capaz de provocar crecidas repentinas y tornados.

En las imágenes radar de velocidad en la primera elevación, el mesociclón se identifica como una pareja de centros de velocidad de rotación.

Esta estructura de eco, se forma cuando la precipitación desciende desde los niveles altos, detrás de la corriente ascendente principal de la tormenta. A menudo, esto sugiere la existencia de una fuerte corriente ascendente en rotación en la tormenta.

Una sección horizontal en una imagen radar muestra un apéndice en forma de gancho en el flanco derecho, con relación al sentido de desplazamiento. La zona de reflectividad máxima está junto a una zona de ecos débiles, e incluso sin ecos, que corresponde a la zona de ascendencias más fuertes. En sección vertical, las reflectividades también muestran una estructura con forma de gancho, con una zona de ecos débiles (BWER, de sus siglas en inglés) rodeado por dos áreas de ecos fuertes: una de ellas está “colgante”, no llega al suelo, y la segunda está asociada a las precipitaciones más intensas, y a menudo contiene granizo.

Modelo conceptual

Pese a que el eco en forma de gancho es una señal de reflectividad del radar muy investigada, su mecanismo de formación sigue siendo objeto de estudio. En sus investigaciones pioneras, Fujita (1958) formuló la hipótesis de que el eco en forma de gancho se formaba por la advección de la precipitación en torno a la corriente ascendente en rotación de la supercélula, pero los estudios más recientes han mostrado que el mecanismo de formación no es tan simple. Los hidrometeoros caen en relación con el aire que los rodea, de modo que debe existir alguna relación entre el eco en forma de gancho y las cortinas de precipitación descendentes (Byko et al., 2009). Una teoría reciente postula la existencia de un núcleo de reflectividad descendente en la parte trasera de la región de eco débil (Rasmussen et al., 2006). La precipitación descendente ocurre en el lado trasero de la corriente ascendente y podría presentarse como una «extensión» en niveles bajos de una región de eco débil acotada (Les Lemon, comunicación personal, 2010). Está difundida la idea de que la precipitación descendente interactúa con el mesociclón de la tormenta de modo que desciende a lo largo de un arco.

Severidad

Un eco en forma de gancho persistente es representativo de una tormenta severa. Además la evolución temporal de la curvatura del eco también es determinante.

Los barridos del radar con alta resolución temporal muestran que algunos ecos en gancho pueden completar parte o más de una vuelta completa alrededor del mesociclón de niveles bajos, lo cual es indicativo de una rotación en niveles bajos más intensa cerca de una zona de precipitaciones activas.

La consideración de todos estos aspectos ayuda a determinar en términos generales si la señal es significativa. Es una de las pocas señales que pueden llevar directamente a emitir un aviso de tormenta severa, debido a su estrecha relación con las tormentas supercelulares. En general, la información del radar nunca debe usarse de manera aislada y siempre se debe considerar junto con la información sobre el entorno cerca de la tormenta y cualquier otro dato que esté disponible.

Posibles dificultades en la teledetección

La proximidad de otras tormentas cercanas puede afectar a la señal de eco del radar. La lejanía de la tormenta desde el radar puede afectar a la señal de dos maneras. Una es que los píxeles a distancias lejanas cubren más espacio, se pierde resolución y dificulta la detección de estructuras.

La otra forma que puede afectar es que el haz pasa por encima de la señal de los niveles bajos. Si el eco en forma de gancho está en la parte alejada de la tormenta y el haz del radar debe atravesar un núcleo considerable antes de alcanzarlo, la señal puede atenuarse.

Esto impone ciertas limitaciones a la hora de examinar los fenómenos atmosféricos en lugares más alejados del radar. En particular, es posible que no se puedan observar algunas estructuras pequeñas, aunque importantes. Por ejemplo, en la figura anterior (imagen derecha) vemos que el radar ha capturado la tormenta cerca de la estación (en la izquierda) con mucho detalle, especialmente el eco en forma de gancho. La tormenta a la derecha es parecida, pero los píxeles más grandes no nos permiten identificar las estructuras con el mismo grado de precisión.

Errores de identificación

Es fácil equivocarse en la identificación de estas señales, muchas tormentas generan un eco con forma de «cola» o «estela» que se puede interpretar fácilmente como un eco en forma de gancho en desarrollo.

Un error habitual es la posición incorrecta respecto de la tormenta: la manera más sencilla de confirmar si un apéndice de reflectividad puede, en efecto, ser un eco en forma de gancho consiste en fijarse en la posición del eco. El eco en forma de gancho debe estar situado en el mismo lugar que la corriente ascendente y la rotación, normalmente en niveles bajos, o al menos debe estar asociado con la rotación en niveles medios. Las tormentas pueden producir apéndices de reflectividad por muchos motivos, como ocurre, por ejemplo, cuando una tormenta multicelular se halla en proximidad de una línea «de flanqueo» que comprende cúmulos en desarrollo o núcleos de corrientes ascendentes.

Otro error que se puede cometer es por elevación de barrido incorrecta: el eco en forma de gancho es fundamentalmente una señal de niveles bajos, de modo que no se debería detectar únicamente en elevaciones altas.

Casos en nuestro país

Y os estaréis preguntando… ¿Se han llegado a detectar estas estructuras en España? ¿Los cambios que está experimentando nuestra atmósfera hace que las supercélulas sean más proclives en estas latitudes?

Las respuestas las tendréis en una de nuestras próximas entradas. Continuará…

Referencias

• Señales de radar características de tiempo convectivo severo. (módulos COMET)
• Observación meteorológica. Paquete de Instrucción Básica para Meteorólogos de la OMM. Agencia Estatal de Meteorología (AEMet)
• El radar meteorológico ¿Cómo funciona?