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Índice de tiempo severo

Índice de tiempo severo
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Concepto:Parámetros que describen cuan inestable está la atmósfera o indican la probabilidad de que se presente las tormentas

Índice de tiempo severo. El análisis de la atmósfera durante la ocurrencia de las tormentas eléctricas ha llevado a los meteorólogos a desarrollar parámetros que pudieran indicar cuando las condiciones son favorables o no para su desarrollo. Estos parámetros, llamados índices de tiempo severo, describen cuan inestable está la atmósfera o indican la probabilidad de que se presente la convección. El viento frío en los niveles altos y caliente en los bajos, la acumulación de humedad, la inestabilidad de la atmósfera y el cambio de los vientos con la altura, son elementos que pueden influir en la severidad de las tormentas eléctricas. Desde que los modelos de pronóstico pueden predecir estos elementos del estado de la atmósfera, pueden pronosticar también su inestabilidad.

Índice de levantamiento (Lifted index)

LI = T500 - TP500

Donde LI (°C) es el índice de levantamiento, T500 es la temperatura ambiente (°C) en el nivel de los 500 hPa, TP500 es la temperatura (°C) en el nivel de 500 hPa que una burbuja de aire alcanzaría, en un diagrama adiabático, si es elevada por la adiabática no saturada (o adiabática seca) desde superficie hasta el nivel de condensación por levantamiento (LCL, del ingles lifted condensation level) y desde allí hasta los 500 hPa por la adiabática saturada (o adiabática húmeda).

Guía:

  • LI <= 0 = posibles tormentas eléctricas
  • LI <= -4 = posibles tormentas locales severas

El índice de levantamiento proporciona un estimado de la inestabilidad de la atmósfera debido a la diferencia entre la temperatura real en el nivel de 500 hPa y la temperatura que una burbuja de aire adquiriría si es elevada desde superficie hasta el nivel de 500 hPa. Una burbuja de aire se eleva libremente cuando está más caliente que el aire que la rodea. Cuando una burbuja de aire es levantada adquiere una velocidad vertical positiva, la cual puede ser el resultado de los efectos de una vaguada o superficie frontal, el relieve, una onda corta de los niveles altos o el calentamiento diurno (la convección).

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Figura A:Salida del modelo de pronóstico ETA para 24 horas de una predicción del sondeo de la atmósfera inicializado el día 1 de agosto de 1997 en el oeste de Dakota del Sur. Nota: el campo de viento está incorrecto

El índice de levantamiento en el sondeo de la figura A es -4 (o -4°C). A veces se le denomina índice de levantamiento desde superficie (SLI, surface based lifted index), debido a que los procesos que intervienen teóricamente levantan a la burbuja de aire desde el nivel de la superficie terrestre (considerando a la superficie terrestre tanto a la tierra como al mar). Como se puede ver, la burbuja fue elevada en un proceso adiabático no saturado desde el nivel de superficie terrestre hasta su nivel de condensación por levantamiento (LCL) y después elevada por un proceso adiabático saturado hasta el nivel de equilibrio donde la burbuja adquiere flotabilidad negativa y no continúa subiendo. Para calcular el índice de levantamiento se considera la temperatura real del entorno en los 500 hPa (en la figura la línea color blanco de la derecha) y la temperatura en los 500 hPa por levantamiento (la línea azul clara). La diferencia entre estas dos temperaturas es el índice de levantamiento. En la figura A, si se examinan las isotermas (líneas azul oscuro) de una burbuja de aire y su entorno en el nivel de 500 hPa, se puede calcular el índice por levantamiento de la siguiente forma: LI = -10°C – (-6°C) = -4°C. Los tres factores principales que intervienen para que se obtenga un LI con bajos valores (más inestable) son: aire frío arriba, humedad en los niveles bajos y una superficie terrestre caliente.

Una variante del LI es el “índice por levantamiento mejorado” o el “índice por levantamiento de 4 niveles”. En esta versión en un inicio el LI se calcula para 4 niveles entre la superficie terrestre y los 1600 m y después el valor del LI más inestable es el aceptado. Esta forma es de gran ayuda cuando el LI puede que no sea representativo de la inestabilidad real, como por ejemplo en los sondeos de las primeras horas de la mañana.

Índice showalter (Showalter index SI)

SI = T500 - TP500

Donde SI es el índice Showalter, T500 es la temperatura (°C) en el nivel de 500 hPa, TP500 es la temperatura (°C), en un diagrama adiabático, que una burbuja de aire alcanza si es elevada por la adiabática no saturada desde 850 hPa hasta el nivel de condensación y después continua elevándose por la adiabática saturada hasta los 500 hPa.

Guía:

  • SI <= +3 = chubascos y posibilidad de tormentas
  • SI <= -3 = actividad convectiva severa

El índice Showalter es similar al índice por levantamiento. El SI brinda un estimado de la inestabilidad debido a la diferencia en temperatura entre la temperatura real del nivel de 500 hPa y la temperatura que una burbuja de aire alcanzaría cuando es elevada de 850 hPa a 500 hPa. Este índice se aplica cuando el nivel de 850 hPa brinda una mejor representación del estado de la atmósfera que el nivel de superficie, como por ejemplo cuando la superficie terrestre tiene temperaturas muy frías.

Total de totales (Total totals)

TT = Td850 + T850 - 2(T500) ó (Td850 - T500) + (T850 - T500)

Donde TT es el índice total de totales (°C), Td850 es la temperatura del punto de rocío (°C) en los 850 hPa, T850 es la temperatura (°C) en el nivel de 850 hPa y T500 es la temperatura (°C) en los 500 hPa.

Guía:

  • TT >= 44 = posibilidad de tormentas, baja probabilidad de tiempo severo.
  • TT >= 50 = moderada probabilidad de tormentas locales severas.
  • TT >= 55 = alta probabilidad de tormentas locales severas.

El TT es un índice de la inestabilidad atmosférica compuesto por dos índices: el cross total y el vertical total. El cross total es una medida de como flota una burbuja de aire debido a su menor densidad, cuando el aire esta húmedo en los niveles bajos y es definido como la diferencia entre la temperatura del punto de rocío en los 850 hPa y la temperatura ambiente en los 500 hPa. El vertical total es una medida de cómo flota una burbuja de aire debido al calentamiento del aire en los niveles bajos y se define como la diferencia en la temperatura ambiente entre los niveles de 850 y 500 hPa. La suma del vertical total y del cross total es el índice TT. El vertical total se relaciona con la diferencia en temperatura, mientras que el cross total se relaciona con la cantidad de humedad presente. Por lo tanto, los tres principales factores que responden a altos valores del TT son los siguientes: temperatura alta en el nivel de 850 hPa, altos valores de la temperatura del punto de rocío en los 850 hPa y temperatura baja en los 500 hPa.

Índice K (K index)

K = T850 - T500 + Td850 - (T700 - Td700)

Donde K es el índice K (°C), T850 es la temperatura (°C) en los 850 hPa, T500 es la temperatura (°C) en los 500 hPa, Td850 es el punto de rocío en los 850 hPa, T700 es la temperatura (°C) en los 700 hPa y Td700 es la temperatura del punto de rocío (°C) en el nivel de 700 hPa.

Guía:

  • K < 15 = 0 % de probabilidad de tormentas.
  • K de 15 hasta 20 = 20 % de probabilidad de tormentas.
  • K de 21 hasta 25 = 20 a 40 % de probabilidad de tormentas.
  • K de 26 hasta 30 = 40 a 60 % de probabilidad de tormentas.
  • K de 31 hasta 35 = 60 a 80 % de probabilidad de tormentas.
  • K de 36 hasta 40 = 80 a 90 % de probabilidad de tormentas.
  • K > 40 = cerca de 100 % de probabilidad de tormentas.

El índice K fue establecido para pronosticar tormentas eléctricas del tipo masa de aire o tormentas no relacionadas con el mecanismo dinámico denominado fusil cargado (triggering). Para calcular este índice primero se toma la temperatura en 850 hPa y se le resta la temperatura en 500 hPa, después se le adiciona la temperatura del punto de rocío en 850 hPa a esta diferencia. (Grandes valores de este punto de rocío indica la presencia de una capa húmeda en los niveles bajos e incrementa la probabilidad de la ocurrencia de la convección). Finalmente se resta la diferencia entre la temperatura ambiente y la del punto de rocío en los 700 hPa. Una pequeña diferencia entre la temperatura ambiente y la del punto de rocío en los 700 hPa indica la posibilidad de ocurrencia de la convección profunda. Si no existe suficiente humedad en los 700 hPa entonces la oportunidad de que una burbuja de aire, que se eleva desde niveles más bajos, se mezcle con el aire seco exterior es mayor. Si el mezclamiento con el aire seco ocurre la burbuja de aire flota menos (Bluestein, 1993).

Energía potencial convectiva disponible (Convective available potential energy CAPE)

Formula energia potencial.jpg

Donde CAPE es la energía potencial convectiva disponible (J/kg), R es la constante universal de los gases, pLFC es la presión en el nivel de condensación por levantamiento, pEL es la presión en el nivel de equilibrio, T es la temperatura de la burbuja de aire que se eleva, Ta es la temperatura ambiente y p es la presión en el nivel que se está evaluando.

Guía:

  • CAPE < 1000 = convección débil.
  • CAPE 1000 a 2500 = convección moderada.
  • CAPE > 2500 = convección fuerte.

La energía potencial convectiva disponible (CAPE), también conocida como energía de flotabilidad acumulada en la capa de convección libre, es el área, en un diagrama termodinámico, delimitado por el gradiente real de temperatura del aire y el gradiente adiabático saturado, conectados por nivel de convección libre y el nivel de equilibrio (Bluestein, 1993). El nivel de equilibrio es el nivel cercano al tope de la troposfera donde la flotabilidad negativa prevalece debido a que la parcela de aire se ha enfriado, por un proceso adiabático saturado, y ha alcanzado la misma temperatura que sus alrededores.

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Figura B: Salida de 24 horas del modelo de pronóstico ETA, inicializado con los datos del 1 de agosto de 1997, en un punto al oeste de Dakota del Sur. Nota: el campo de viento esta incorrecto. Las áreas sombreadas representan al índice CAPE, en amarillo, y al CIN, en magenta

Cuando las tormentas tienen topes sobreexcedidos (una protuberancia o extensión en la parte superior de la nube) el nivel de equilibrio es el nivel donde las corrientes ascendentes se sobrepasan y producen el tope sobreexcedido. El CAPE se mide en trabajo por unidad de masa (J/kg) y representa la energía potencial por kilogramo que contiene una burbuja de aire, es decir, la energía que será gastada si la burbuja de aire fuera levantada y sobrepasara su nivel de convección libre. A mayor valor del índice CAPE, mayor será la diferencia entre el gradiente de temperatura de la burbuja que asciende y el gradiente de temperatura del aire ambiente. Si la diferencia de temperatura es grande la aceleración ascendente será fuerte debido a la fuerza de flotabilidad positiva. En la figura B, el índice CAPE ha sido sombreado en amarillo. El nivel de convección libre se encuentra en la parte más baja del área amarilla, mientras que el nivel de equilibrio puede ser localizado en su parte más alta.

Inhibición convectiva (Convective inhibition CIN)

Formula inhibicion convectiva.jpg

Donde CIN es el índice de inhibición convectiva (J/Kg), pLFC es la presión en el nivel de convección por levantamiento, pNSFC es la presión promedio en los primeros 500 ó 1000 m, T es la temperatura de la burbuja levantada, Ta es la temperatura ambiente y p es la presión.

Guía:

  • CIN < 15 = campo de cúmulos de buen tiempo.
  • CIN 15 a 50 = se pueden formar unas pocas tormentas fuertes.
  • CIN 50 a 150 = se pueden formar fuertes líneas de tormentas.
  • CIN > 200 = fuerte tapón, no es probable el desarrollo de tormentas.

El índice Inhibición de la convección (CIN) puede ser considerado una medida de cuan improbable es el desarrollo de tormentas o la energía que se necesita para el desarrollo de las tormentas, es decir, es una medida de la energía que es preciso comunicar a la burbuja de aire para que alcance el nivel de convección libre y pueda evolucionar independientemente. El CIN representa la cantidad de energía que se necesita ser gastada, por un mecanismo de levantamiento o de calentamiento de la superficie, para iniciar el desarrollo tormentoso. Cuando está presente una inversión o existe una capa estable en la altura el CIN puede significar la fortaleza de la capa que obstaculiza e impide la convección. Si la capa es débil puede ser quebrantada y destruida temprano en la mañana por el calentamiento y la energía puede ser gastada para formar un campo de cúmulos. Si la capa es muy fuerte (CIN > 200 J/Kg) la energía puede que no sea suficiente para que ocurra el desarrollo convectivo. Para que haya condiciones favorables para el desarrollo de tormentas el índice CIN tiene que ser ni muy fuerte ni muy débil, con valores entre 50 J/kg y 150 J/kg. El CIN está representado en el diagrama anterior con color magenta y es el área negativa entre el recorrido termodinámico de la burbuja ascendente y el gradiente de temperatura del aire ambiente.

Índice de amenaza de tiempo severo (Severe weather threat index SWEAT)

SWEAT = 12 D + 20 (TT - 49) + 2 v8 + v5 + 125 (S + 0.2)

Donde:

  • D = Td850 (°C); si D < 0, cambia a D = 0
  • TT = índice total de totales; si TT < 49 entonces abandonar el termino.
  • v8 = velocidad del viento en los 850 hPa (nudos).
  • v5 = velocidad del viento en los 500 hPa (nudos).
  • S = dirección del viento en los 500 hPa (grados) – dirección del viento en los 850 hPa.

El termino 125 (S + 0.2) debe ser abandonado si:

  1. La dirección del viento en los 850 hPa está entre 130° y 250°
  2. La dirección del viento en los 500 hPa está entre 210° y 310°
  3. (la dirección del viento en los 500 hPa - la dirección del viento en los 850 hPa) > 0
  4. Cuando v8 < 15 nudos y v5 < 15 nudos.

Guía:

  • SWEAT > 300 = son posibles tormentas locales severas.
  • SWEAT > 400 = son posibles tormentas con tornados.

El índice de amenaza de tiempo severo es un índice que intenta discernir entre tormentas severas y no severas. Este índice es un conglomerado de otros factores que favorecen el desarrollo de tormentas como la humedad de niveles bajos y la inestabilidad, pero también toma en cuenta otros índices y parámetros. Estos parámetros son las velocidades del viento en los niveles bajos y altos de la troposfera. Una vez que el desarrollo de las tormentas ocurre, el factor que determina si la tormenta se va a mantener o disipar es el viento. Si no existe cizalladura vertical del viento la precipitación caerá dentro de la corriente ascendente y la tormenta no se alimentará y mantendrá. El ciclo de vida de una tormenta de este tipo es de cerca de 1 hora. Si por otra parte el viento varía con la altura, girando a favor de las manecillas del reloj, entonces las corrientes ascendentes y descendentes pueden ser desviadas una de otra y no se interceptan y puede esperarse un tiempo de vida mayor. Los vientos que cambian con la altura (Fig. C) también generalmente indican advección de aire cálido en los niveles bajos que incrementan la inestabilidad. Además, la cizalladura del viento ayuda al desarrollo de tormentas que rotan lo cual puede producir tornados. En el índice SWEAT se considera los vientos entre los niveles de 950 y 500 hPa ya que la cizalladura entre estos niveles es el principal factor para el pronóstico de tiempo severo.

Helicidad relativa a la tormenta (Storm relative environmental helicity SREH)

Formula helicidad relativa.jpg

donde SREH es la helicidad relativa a la tormenta, h es la profundidad del influjo de aire, c es el vector del movimiento de la tormenta, v es el perfil del viento (una función de la altura z).

Gráficamente SREH ha sido valorado como el área barrida de una hodógrafa (de 0 a 6 km) la cual ha tenido el vector movimiento de una tormenta (generalmente en los 700 hPa o entre los 3 y 4 km) restado a través de ella.

Figura C: Ejemplo de hodógrafa de 0 a 6 km mostrando los vientos que varían con la altura a favor de las manecillas del reloj (común en las tormentas severas)

Guía:

  • SREH > 150 = rotación de las tormentas.
  • SREH > 300 = las supercélulas son posibles.
  • SREH > 450 = las supercélulas con tornado son posibles.

La helicidad relativa a la tormenta es una técnica para expresar el cambio de los vientos con la altura o la cizalladura direccional del viento (Figura C). El cambio del viento con la altura ofrece la componente horizontal de la vorticidad, que puede ser convertida en la vorticidad vertical en un evento de convección. La corriente ascendente de una tormenta tenderá a rotar al tiempo que asciende brindando un flujo helicoidal, favoreciendo la formación de un tornado. Del mismo modo que el índice SWEAT, la variación del viento con la altura tiende a favorecer la formación de tormentas severas. La altura a la cual se calcula el índice SREH es generalmente los 3 km., pero puede calcularse también hasta la altura de 10 km. La altura de 3 km. se usa generalmente porque es donde la cizalladura direccional es habitualmente mayor. Los patrones en una situación de tormenta severa incluye una notable cizalladura direccional en los 3-4 km. y una manifiesta cizalladura por velocidad desde los 6 a los 12 km. (Brown, 1992). La helicidad solo examina la posibilidad de rotación de la tormenta si la convección está presente. Si no hay convección presente, no hay tormentas, la helicidad se convierte en un parámetro insignificante. Para obtener un profundo conocimiento de las condiciones de la atmósfera todos los parámetros deben ser estudiados.

El pronóstico de la severidad de las tormentas es una de las cuestiones que los meteorólogos se esfuerzan por perfeccionar. El análisis y la interpretación de los índices de tiempo severo pueden ayudar a entender las condiciones de la atmósfera. Este entendimiento puede conducir a análisis y pronostico exacto de las tormentas y de su severidad. El examen de un solo parámetro puede causar una inadecuada interpretación de las condiciones del tiempo. Si todos los parámetros son considerados, se estudian las condiciones dinámicas y se monitorean las condiciones presentes en tiempo real, la exactitud en el análisis y el pronóstico será considerablemente incrementada.

Artículos relacionados

Enlaces externos

Fuentes

  • Bluestein, H.B. (1993). Synoptic-Dynamic Meteorology in Midlatitudes. Oxford University Press, Vol. 2, 594 pp.
  • Brown, R. A. (1992). Initiation and Evolution of Updraft Rotation within an Incipient Supercell
  • Thunderstorm, (1997). J. Atmos. Sci # 49
  • Djuric, D. (1994). Weather Analysis. Prentice-Hall Inc., 304 pp