artículo original factores físicos - meteorológicos en los

Artículo Original

Factores físicos - meteorológicos en los nivelesmedios troposféricos que determinan la ocurrencia

de aeroavalanchas en Cuba

Physical - meteorological factors in the middletropospheric levels that determinate the occurrence of

downbursts in Cuba

Marlin Gutierrez-Rivera 1 , Mario Carnesoltas-Calvo 2 *, Alis Varela-de la Rosa 31Centro Meteorológico Provincial de Ciego de Ávila, Cuba.2Centro de Física de la Atmósfera, Instituto de Meteorología, La Habana, Cuba.3Centro de Pronósticos, Instituto de Meteorología, La Habana, Cuba.

Las aeroavalanchas, como se le denomina en Cuba al término en inglés “downburst”, sonconsideradas como una de las manifestaciones de severidad local. En casos extremos pueden llegar acausar daños considerables a la economía y a la sociedad en general. Es por ello que su pronóstico se tornasumamente importante para la ciencia meteorológica y de ahí que se realicen numerosas investigacionessobre el tema. Sin embargo, pese a todos los esfuerzos que se han llevado a cabo, la multiplicidad defactores que intervienen en su generación y desarrollo, así como la complejidad de los mismos, impidenque se conozca aún, que elementos discriminan cuando se produce y cuando no este evento severo. Porello el objetivo de esta investigación fue determinar los factores físicos - meteorológicos en la tropósferamedia que discriminan la ocurrencia de las aeroavalanchas, contribuyendo así, a la elaboración de sufuturo pronóstico. Fueron seleccionados una serie de factores que responden a leyes y procesos de la físicade la atmósfera como posibles discriminantes. Luego de una rigurosa selección de casos, se procedió acomprobar el cumplimiento de cada factor para casos reales de aeroavalanchas y tormentas eléctricas sinseveridad, mediante el cálculo de variables físicas. Los resultados más relevantes se le atribuyen a laexistencia de una capa seca en los niveles medios y la absorción de calor latente por evaporación y fusión.

Aeroavalanchas, Corriente descendente, Tormenta Local Severa.The aerovalanchas, as it is called in Cuba to the english term "downburst", are considered

as one of the manifestations of local severity. In extreme cases they can cause considerable damage to theeconomy and society in general. That is why its forecast becomes extremely important for meteorologicalscience and hence numerous investigations are carried out on the subject. However, despite all the effortsthat have been carried out, the multiplicity of factors involved in their generation and development, aswell as their complexity, prevent it from being known, which elements discriminate when it occurs andwhen not this severe event. Therefore, the objective of this research was to determine the physical -meteorological factors in the middle troposphere that discriminate the occurrence of the aeroavalanchas,thus contributing to the elaboration of their future forecast. After a rigorous case selection, the complianceof each factor was verified for real cases of aeroavalanchas and thunderstorms without severity, bycalculating physical variables. The most relevant results are attributed to the existence of a dry layer atmedium levels and the absorption of latent heat by evaporation and fusion.

Downburst, Downdraft, Severe Local Storm.

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RESUMEN:

Palabras clave: ABSTRACT:

Key words:

Revista Cubana de Meteorología, Vol. 26, No. 4, Octubre-Diciembre 2020, ISSN: 2664-0880

_______________________________*Autor para correspondencia: Mario Carnesoltas Calvo. E-mail: [email protected]: 10/02/2020Aceptado: 07/07/2020

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INTRODUCCIÓN

Dentro de la meso - escala (Orlanski, 1975), unode los fenómenos más investigados en el mundoson las Tormentas Locales Severas (TLS) y suscorrespondientes manifestaciones; entre ellas seencuentran las "aeroavalanchas" (AA). Estetérmino fue propuesto por el meteorólogo cubanoArnaldo Alfonso para referirse al fenómenodenominado en inglés como "downburst", que deacuerdo a la OMM (1992) se define como "fuertescorrientes descendentes que ocasionan vientosdestructores al llegar a la superficie terrestre,acompañado de una intensa tormenta que puedeocurrir en unos pocos minutos, mientras que elfrente de racha por lo general, tiene una mayorduración." Este evento severo, que se produce conrelativa frecuencia, en casos extremos puede cobrarvidas humanas y afectar sectores importantes de laeconomía; de ahí que los métodos para supronóstico sean un interés tanto desde el punto devista científico como práctico; sin embargo, suimplementación se torna difícil debido a lacomplejidad y simultaneidad de los procesos queintervienen en su ocurrencia.

En Cuba, se han desarrollado varios trabajossobre las AA, donde se destacan los resultados delos proyectos desarrollados desde el año 2005 hastael 2013 por Aguilar y otros autores donde seencontraron patrones a escala sinóptica quepredominaban cuando se producían las AA.También se encuentran los trabajos de Aguilar(2006) y De la Nuez (2010) con un corteigualmente descriptivo y estadístico. Por otra parte,Rabelo (2012) y Carnesoltas et al. (2013)ofrecieron el primer acercamiento de un análisisfísico sobre estos fenómenos, arribando a unaexpresión matemática - analítica que permitecalcular la intensidad potencial de la racha máximade las AA. La misma constituyó un resultado degran relevancia, pero al tener dentro de la ecuaciónalgunos de los términos de tipo estadísticos, elresultado no puede generalizarse para todos loscasos de AA, sino para aquellos que cumplan conlas mismas condiciones físicas y meteorológicasque la muestra empleada en la investigación.

Carnesoltas (2019) plantea que desde el punto devista conceptual “el conjunto de procesos queintervienen en la generación, desarrollo ydisipación de un evento local severo, se puedenagrupar sólo en tres condiciones necesarias y unacondición suficiente. Cada condición necesaria sepuede expresar brevemente en la forma siguiente:la primera condición es el conjunto de procesos quegarantizan el contenido de humedad necesario en laCapa Fronteriza Atmosférica (CFA) para formaruna nube de tormenta; en la segunda se encuentranlos factores y procesos encargados de crear lascorrientes ascendentes en toda la tropósfera,incluyendo los diferentes cambios de fase del aguay las interacciones de energía con el entorno;mientras que, en la tercera condición se incluyentodos los procesos que liberan en breve plazo laenergía acumulada en los niveles medios dentro dela tormenta, que se manifestará en la superficieterrestre como un evento local severo. La condiciónsuficiente es la simultaneidad espacio - temporal delas tres condiciones necesarias anteriores.”

Las condiciones necesarias primera y segunda,aunque no han sido resueltas en una teoríaunificadora, se han obtenido diversas solucionesparticulares según las condiciones del entorno enlas que se desarrollan; sin embargo, para el caso delas AA, sobre la tercera, sólo se puede hacerreferencia a una serie de elementos que aceleran lascorrientes descendentes en las tormentas. De estaforma, se pueden mencionar los trabajos de Foster(1958), que sugirió que "las rachas de viento fuerteson generadas por una corriente descendente que seforma por el ingreso de parcelas de aire seco dentrode la tormenta en niveles medios donde sonenfriados por evaporación". También se conoce que"la fuerza de la corriente descendente se fortalecepor la existencia y/o advección de airerelativamente seco con el consiguienteenfriamiento por evaporación; así como por elrefuerzo por la gran cantidad de agua líquida porunidad de volumen, el tamaño pequeño de la gota yun gradiente vertical fuerte" (Kamburova &Ludlam, 1966) y (Srivastava, 1985).

Moncrief & Green (1972), plantearon que laenergía cinética por unidad de masa del flujo de


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salida, es igual a la energía cinética por unidad demasa del flujo de entrada, más el trabajo realizadopor las fuerzas de flotabilidad durante el ascensoadiabático". Caracena & Maier (1987) también serefirieron a la importancia del aire seco de nivelesmedios en un ambiente que produce Micro - AAhúmedas en el sur de la Florida. Además,demostraron que en la ecuación de momentumvertical, el efecto de la precipitación ignorado enlas Micro - AA secas, juega un papel importante enla generación de intensas corrientes descendentes.

A partir de estos resultados, se pueden resumircomo posibles factores discriminantes de laocurrencia de aeroavalanchas los siguientes:

• La absorción de calor latente por evaporacióny fusión;

• La existencia y/o advección de aire seco en y/odesde el entorno en los niveles medios;

• Aumento de las fuerzas de flotabilidad de lacorriente ascendente;

• Aumento de la carga de agua en la verticaldurante el descenso

Además, si se tiene en cuenta un análisis físicodel problema en cuestión, también pueden incluirselos factores:

• Disminución de las fuerzas viscosas, deacuerdo a que, si disminuye la viscosidad,también lo hace la resistencia que tiene la masade aire en el descenso.

• La componente vertical de Coriolis con elflujo del Este, que, pese a no tenerse en cuentaen altas latitudes, su influencia en el trópicollega a ser mucho mayor que la componentehorizontal. Un viento del Este en superficiesupondría que la aceleración debido a lacomponente vertical de Coriolis fuera favorecidaen el descenso.

• La disminución de la advección horizontal deenergía y masa del entorno. Llegado elmomento en que la nube ha alcanzado sumáximo desarrollo y la corriente descendentecomienza su mecanismo de desplazamientohacia superficie, una disminución de la

advección horizontal provocaría que todo elflujo sacado por la corriente ascendentepermanezca en regiones cercanas a la corrientedescendente y descienda una mayor cantidad deenergía y masa, acelerando dicha corriente.

• Resonancia entre las frecuencias de la nube yel entorno. A medida que las porciones defluido en la atmósfera real ascienden desde lasuperficie por el efecto de la flotabilidad local,lo harán primero mediante un proceso adiabáticoseco, pero a partir del nivel de convección libre(NCL), lo hacen por un proceso adiabáticosaturado (irreversible). La temperatura de lasporciones seguirá la curva de la adiabáticasaturada y su frecuencia natural, que es la deBrunt - Vaisala, será una función de la altura. Sila nube de tormenta se desarrolla en un entornocon un perfil cizallado variable con la altura, elcuadrado de su frecuencia, también cambiarácon la altura, pudiendo ocurrir que ambasfrecuencias coincidan a determinado nivel en elinterior de la tormenta. En este punto deencuentro, la energía que llega a concentrarse estan elevada que debe liberarse de manera brusca.Si en ese punto, la mayor cantidad de energía setransporta hacia superficie, la corrientedescendente llegará a alcanzar valores elevados.

Pese a todo este conocimiento, a los esfuerzos,hipótesis, experimentos teóricos y de laboratoriosllevados a cabo para resolver y modelar losprocesos de la tercera condición necesaria, aún nose ha logrado encontrar soluciones generales quepermitan discriminar con total claridad laocurrencia anticipada o no, de uno u otro tipo deevento severo, aunque se conozcan las condicionesgenerales favorables. Esta es la razón por la quetodavía no se ha podido aplicar en los pronósticosoperativos diarios. Queda demostrado que losesfuerzos para realizar un futuro pronóstico de lasTLS y en específico de las AA deben estarencaminados hacia esta tercera condición, o sea, enencontrar cuáles son esos factores que liberanbruscamente la energía acumulada en los nivelesmedios y provocan que se generen vientos de tan


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alta velocidad en superficie, y, en consecuencia, elevento severo.

De ahí que el objetivo de la investigación esdeterminar los posibles factores físicos -meteorológicos preexistentes en los niveles mediosde la tropósfera, que pueden provocar laaceleración de las corrientes descendentes en lastormentas para que se produzca la aeroavalanchaen superficie bajo condiciones del trópico insular.

MATERIALES Y MÉTODOS

Muestra de estudio

Luego de un análisis exhaustivo de una serie deaeroavalanchas y tormentas eléctricas (TE) que seprodujeron en todo el archipiélago cubano y deacuerdo a la disponibilidad de la información quecumpliera rigurosamente las exigencias deconfiabilidad necesaria, se seleccionaron un grupode cinco AA y cinco TE sin reporte de severidad,para comprobar si los factores que se seleccionaroncomo posibles discriminantes, a los que se hacereferencia en la introducción, realmente verificabancuando se produjo la AA y cuando no. Los reportesde AA se tomaron a partir de los registros delCentro de Pronósticos del Instituto de Meteorologíasobre los distintos eventos severos producidos porTLS en todo el país. Para escoger los días con TEsin severidad se estableció el siguiente criterio: seseleccionaron a partir de la Base de Datos delCentro de Clima del INSMET los días máscercanos en los que se reportó TE, a los que se

reportó AA, en el mismo lugar o en lugarespróximos, para que los cambios en el terreno, asícomo los cambios estacionales no hayan influidoen la variación de las condiciones, siempreteniendo en cuenta que esos días no esténreportados con ocurrencia de AA u otro tipo deseveridad. En la tabla 1 se muestra la relación detodas las tormentas, con su localización puntualdeterminada de acuerdo a las observaciones porradar.

Métodos empleados

Se utilizaron las salidas del Sistema deModelación de Pronóstico Numérico del TiempoRapid Refresh (RAP), en el plazo cero de análisispara obtener las variables primarias (Temperatura,Humedad Relativa, Componentes del viento yAltura geopotencial), a partir de las cuáles sedeterminaron las variables secundarias querepresentan los distintos factores seleccionadoscomo discriminantes. Fueron empleadas las salidasde 13 km de resolución, que además cuentan con50 niveles verticales (resolución espacial verticalde 25 hPa) y 24 ciclos diarios, es decir, se actualizacada una hora. Aunque la resolución espacial no esla más ideal para el trabajo de los fenómenos de lamesoescala, la magnitud de las tormentas quegeneran los fenómenos que se tratan en lainvestigación y la poca variación que sufren lasvariables seleccionadas en los niveles medios, áreadonde se centraron los análisis, permiten que estosdatos puedan ser empleados y los errores que traen

Tabla 1. Relación de aeroavalanchas y tormentas eléctricas tomadas como muestra

Día Mes Año Hora (UTC) Lugar Provincia Latitud de latormenta

Longitud de latormenta

AA

11 7 2015 1905 Las Tunas Las Tunas 20.72 77.0530 5 2016 2003 Unión de Reyes Matanzas 22.80 81.8727 4 2017 2110 Unión de Reyes Matanzas 22.87 81.421 7 2017 2123 Jucarito Granma 20.72 76.7320 7 2017 2100 Guáimaro Camagüey 21.12 77.53

TE

9 7 2015 1807 Las Tunas Las Tunas 20.92 77.0620 5 2016 2215 Unión de Reyes Matanzas 22.80 81.5030 4 2017 2225 Unión de Reyes Matanzas 22.77 81.523 7 2017 1900 Jucarito Granma 20.68 76.6718 7 2017 1813 Guáimaro Camagüey 21.15 77.25


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consigo no llegan a perjudicar el resultado.Además, este sistema de modelación emplea demanera intrínseca datos de reanálisis, que ofrece unmayor acercamiento a la realidad atmosférica.

A continuación, se exponen las variablesdinámicas y termodinámicas que permitieronmaterializar matemáticamente los factores que seseleccionaron como posibles discriminantes. Seincluyeron aportes de todas las capas de cada unade las variables en los niveles medios para conocersu compartimiento en esas regiones de latropósfera, que es en sí, donde la energía debe serliberada bruscamente para que se reporte la AA ensuperficie.

Variación de calor latente

En el intercambio de calor que se produce en losprocesos de cambio de fase del agua, se libera oabsorbe energía. Según Stull (2015). Una forma dedeterminar la variación de calor latente en dichosprocesos es:

Donde L es el calor latente, que varía endependencia del proceso de cambio de fase que semanifieste y ∆ma es el cambio de la masa del aguaen dicho proceso. Para un volumen unitario sepuede establecer que:

Donde ρa es la densidad del agua en el estado deagregación que se encuentre, p la presión, es latensión del vapor de saturación, R la constante delos gases, T la temperatura de la masa que cambiade fase y HR la humedad relativa del entorno.

En la presente investigación se determinaron lasvariaciones en el calor latente que experimenta unamasa de aire que se evapora o se funde, tanto parala parcela ascendente como para la descendente,pues en ambos procesos se producen la absorciónde calor latente por parte de las parcelas alexperimentar la evaporación o fusión.

∆QL = L ∙ ∆ma (1)

∆ma = ∆ρa = esp − es pRT 1− 1HR (2)

Temperatura potencial equivalente (θeq)

La temperatura potencial equivalente es unavariable conservativa en los ascensos y descensosadiabáticos, sin importar los eventos deevaporación o condensación que se produzcan(Stull, 2015), por ello es de gran utilidad a la horade analizar los procesos de las corrientes dentro delas tormentas. Puede ser determinada como:

Donde θ es la temperatura potencial, Lv el calorlatente de vaporización, Cp el calor específico apresión constante, r la razón de mezcla y T latemperatura.

DCAPE

Una alternativa para estimar la fuerza de lacorriente descendente es mediante la EnergíaPotencial Convectiva Disponible de Descenso,según sus siglas en inglés DCAPE. Se determinamediante la siguiente ecuación (Stull, 2015):

Donde zNDL es la altura del Nivel de DescensoLibre (NDL), que no es más que el nivel donde elaire que rodea la precipitación comienza a tenerflotabilidad negativa comparado con el aire delentorno y desciende. θvp es la temperatura potencialvirtual de la parcela, θve es la temperatura potencialvirtual del entorno y z la altura de cada nivel. Eneste caso, se determinó como nivel de descensolibre aquel de los niveles medios (400 - 600 hPa)donde la humedad era mínima, ya que constituye elnivel donde se produce la mayor evaporación einyección de flotabilidad negativa. Para las AA, lavelocidad de descenso (wd) está referida como:

Se introduce el signo menos para resaltar que lavelocidad es negativa porque está dirigida haciaabajo.

θeq = θ+ Lv ∙ θCp ∙ T ∙ r (3)

DCAPE = g∫z = 0zNDL θvp − θveθve (4)

wd = − 2DCAPE2 (5)


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Flotabilidad

La flotabilidad que presenta la parcela alascender puede ser calculada con distintos criterios,uno de ellos, según Stull (2015) , es mediante laecuación:

Donde θve representa la temperatura potencial

virtual del entorno, θvp la temperatura potencialvirtual de la parcela, Tve la temperatura virtual delentorno y g la aceleración de la gravedad.

Agua precipitable

Si se considera una columna de aire cuyoslímites están dados por los niveles de presión P1 enla base y P2 en el tope, y que todas las moléculas deagua dentro de esa columna cayeran al fondo de lamisma y formaran un "charco", el volumen delcontenido acuoso por unidad de área de dicho"charco" se puede estimar como (Stull, 2015):

Donde rT es el promedio de la razón de mezcla

en la columna, ρL es la densidad del agua líquidaque es 1000 kg/m3 y g la aceleración de lagravedad. Para una columna donde rT varíe con laaltura, se determinan los promedios de r de cadacapa y se suman.

Viscosidad

La viscosidad dinámica se determinó a partir dela ley de Sutherland como:

Donde µo = 18.26·10-6Pa·s y C = 120.0 K, que

representan la viscosidad de referencia para latemperatura de referencia To = 291.15K y laconstante de Southerland respectivamente. T es latemperatura del gas.

Fm = θve − θvpTve ∙ g = B (6)

dW = rTg ∙ ρL P1− P2 (7)

μ = μoTo+ CT+ C TTo 32 (8)

La viscosidad cinemática (ϑ) es la viscosidaddinámica entre la densidad del fluido.Componente vertical de Coriolis

Donde Ω es la velocidad angular de la Tierra; Φes la latitud y u la componente zonal del viento.

Advección horizontal de energía y masa

Donde Ve es la resultante de la velocidad delviento horizontal del entorno en cada capa; ρp ladensidad de la parcela y z la altura de cada capa.

Frecuencia de Brunt - Vaisala

Una parcela que es desplazada verticalmente desu altura inicial se mantendrá oscilando arriba yabajo (Stull, 2015). La frecuencia de estaoscilación natural se conoce como frecuencia deBrunt - Vaisala y está dada por la fórmula:

Donde Tv la temperatura virtual, z la altura decada capa y θv la temperatura potencial virtual.

Luego de determinar cada una de estas variablessecundarias, se estableció una comparación entrelas tormentas que produjeron AA y las que noevidenciaron severidad en cuanto alcomportamiento de las mismas, para determinar silos factores que se establecieron inicialmente comoposibles discriminantes, en la realidad y para lascaracterísticas trópico insulares llegan adiscriminar cuando se produce el evento severo ycuando no.

RESULTADOS Y DISCUSIÓN

A partir de los posibles factores que fueronreferidos en la introducción, se realizaron algunosanálisis para comprobar si ellos, además de acelerardichas corrientes, permiten discriminar cuandoocurre la aeroavalancha.

Acz = 2Ωucosϕ (9)

Advm = Ve ∙ ∂ρp∂z (10)

Adve = Ve ∙ ∂ ρp ∙ wd22∂z (11)

NVB = gTv ∆θv∆ z (12)


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Absorción de calor latente por evaporacióny fusión

En la figura 1 se muestran los gráficos querelacionan la variación de calor latente en losniveles medios, calculado a partir de la ecuación(1), con la velocidad de las corrientesdescendentes. Es necesario aclarar que estavelocidad, determinada a partir de la DCAPE,según la ecuación (4), no es la velocidad que mideel anemómetro en superficie, sino la posiblevelocidad de la corriente descendente. Además, larelación se establece con su módulo, porque elsigno menos sólo indica que el desplazamiento eshacia abajo. La línea negra horizontal representa elvalor límite de la velocidad descendente y la líneanegra vertical el de la absorción de calor latente.

La comparación que se estableció entre los díascon AA (puntos rojos) y los días con TE (puntosazules) para comprobar si el factor referido a laabsorción de calor latente logra discriminar entreestos eventos, se efectuó tanto para la corrienteascendente como para la descendente. En ambosprocesos, dentro de la nube, debió de ocurrir laevaporación y la fusión cuando las parcelas queexistían en estas corrientes sufrieron un cambio defase al interactuar con una capa seca.

La línea negra horizontal representada en lafigura 1 y en las restantes figuras que se exponen acontinuación, refleja que el módulo de la velocidadde la corriente descendente en las AA superó elvalor de 33 m/s, mientras que en los casos de TE,dicha velocidad no superó este valor.

Figura 1. Relación de la variación de calor latente con la velocidad descendente (determinada a partirde la DCAPE): a) Variación de calor latente de fusión (corriente ascendente) b) Variación de calor latentede fusión (corriente descendente) c) Variación de calor latente de evaporación (corriente ascendente) d)

Variación de calor latente de evaporación (corriente descendente).


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Se puede apreciar que el calor absorbido porevaporación (figuras 1c y 1d) supera el calor que seabsorbe por fusión (figuras 1a y 1b), lo másprobable que esto se deba a que en los trópicos, lasnubes de tormenta presentan mayor contenido deagua líquida en comparación con el contenido deagua en estado sólido. La absorción de calor latenteen los niveles medios por la corriente ascendente,fue un factor que logró discriminar claramente loscasos de tormentas que produjeron las AA, puespresentaron valores de variación de más de 80 J enla fusión (figura 1a) y más de 650 J en laevaporización (figura 1c). Mientras que en ningunode los casos de las TE, se logró superar estosvalores. Sin embargo, para la corriente descendente(figuras 1b y 1d) no se observó una diferencia tanclara. Esto puede estar determinado por loscomplejos mecanismos que intervienen en lageneración y desarrollo del descenso de lascorrientes dentro de las nubes. Donde en algunoscasos puede descender por fuera de ella y elproceso evaporativo o de fusión no llega a

producirse, de acuerdo a que el aire que desciendese encontrará no saturado.

Capa seca en los niveles medios

A partir de los datos del RAP, se realizaroncortes verticales zonales y meridionales de lavariable humedad relativa (HR) en los puntosdonde se produjeron las AA y las TE. Los gráficospara los días 1 y 3 de julio del 2017, una AA y unaTE, respectivamente, se muestran en la figura 2.Los mismos son una muestra representativa detodos los casos tenidos en cuenta, el resto de AA yde TE mostraron resultados semejantes.

En los casos analizados tanto de AA como deTE, existía un marcado contraste en los valores deHR entre niveles bajos y medios, predominando enlos niveles bajos valores de humedad relativa porencima de 80 %, condición necesaria para laformación de convección profunda e inclusoseveridad dentro de ella (Carnesoltas et al., 2013).En cambio, la principal diferencia entre estos dos

Figura 2. Cortes verticales de humedad relativa a partir del RAP de los días 1 de julio de 2017 (AA): a)Corte meridional b) Corte zonal y 3 de julio de 2017 (TE): c) Corte meridional d) Corte zonal). La línea

negra vertical representa la posición de la tormenta.


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eventos se encontró en los niveles medios, dondeen los días con AA existía una profunda capa seca,comenzando en todos los casos a partir de los 700hPa hasta niveles superiores (figura 2). Estoconfirma lo planteado por Aguilar (2006), que lapresencia de una capa seca en niveles medios de latropósfera es una condición necesaria para laocurrencia de aeroavalanchas en Cuba. En loscasos con TE, aunque también se encontrabanbajos valores de humedad relativa en nivelesmedios en 4 de los días analizados, estoscomenzaban a partir de los 500 hPa; además, en lasAA, la capa seca era mucho más homogénea queen los casos de TE (figura 2). Estos bajos valoresde humedad relativa en una profunda capa de latropósfera favorecen la absorción de calor latentepor evaporación y fusión, como se comprobó en elsubepígrafe anterior, lo que ayuda a la aceleraciónde la corriente descendente.

Los campos de la variación de temperaturapotencial equivalente (∆θe) para cada caso, semuestran en la figura 3. Esta variable ha sidosugerida por varios autores, (entre ellos, Atkins &Wakimoto,1991) como representativa del contrastede humedad que se genera en el caso de lasaeroavalanchas. En este caso, el nivel inferior setomó como aquel donde la humedad era máxima enlos niveles bajos. A continuación, se muestran loscampos de los días 1 y 3 de julio de 2017, querepresentan una AA y una TE, respectivamente. Elcomportamiento de esta variable en el resto de loscasos fue similar.

En la figura 3 se refleja que la AA tendió a estarlocalizada en regiones del campo donde los valoresde ∆θe eran elevados y para las TE sucede locontrario. Este resultado se extendió a toda lamuestra. La variable constituyó en efecto, la quediscriminó con mejores resultados los dosfenómenos meteorológicos. A continuación, semuestra la relación que se estableció entre ella y lavelocidad de las corrientes descendentes.

A partir de la combinación de parámetros, que semuestra en la figura 4, se puede observar como lasAA se ubicaron en regiones donde era elevadatanto la velocidad de la corriente descendente comola ∆θe, mientras que las TE se localizaron dondeambos valores eran más bajos. Para la muestratomada, el valor límite que alcanzó la variable ∆θe

fue de 11 K, encontrándose todos los casos de AApor encima, no así los casos de TE.

Otra forma de comprobar la influencia de la capaseca en los niveles medios fue a partir de laDCAPE, puesto que, para determinar esta variable,se tomó como NDL el nivel de mínima humedaden los niveles medios. Al igual que para la ∆θe, enla región donde se localizaban las tormentas conseveridad, la DCAPE alcanzó valores superiores alos que presentó el campo de esta variable en loslugares donde se desarrollaron las TE. En la figura5 se muestran estos campos para los días 1 y 3 dejulio de 2017, AA y TE, respectivamente, losmismos son representativos de la muestra deestudio.

Figura 3. Campos de variación de temperatura potencial equivalente entre el nivel de mínima humedaden los niveles medios y el nivel de máxima humedad en los niveles bajos: a) 1ro de julio de 2017, AA b) 3

de julio de 2017, TE.


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También se puede apreciar en las figuras 4 y 5que existen áreas dentro del campo, donde losvalores de las variables diagnóstico DCAPE y ∆θe

son mayores que en los puntos donde se encuentrala tormenta que generó la severidad. Esto puedeestar relacionado a que no estaban presentes lascondiciones primera o segunda, y sí la tercera,hecho que fue verificado a partir de las imágenesde satélite, donde no se apreciaba la nubosidadrequerida para que ocurriera un fenómeno severo.Esto ratifica lo planteado por Carnesoltas et al.(2013) de la necesidad de una simultaneidadespacio - temporal de las tres condicionesnecesarias para que se produzca la severidad. Así,aunque en los niveles medios estén las condiciones

creadas para que la AA llegue a la superficie, si lanube de tormenta no se desarrolla lo suficiente, laseveridad no se producirá.

Aumento de la flotabilidad en la corrienteascendente

En la figura 6 se muestra la relación entre laflotabilidad en los niveles medios y la velocidadvertical descendente. En ellas no se apreció unadiferencia notable entre los valores de estasvariables para las AA y para las TE. Esto pudieradeberse a los disímiles factores que influyen a lavez en el comportamiento de las tormentas y suscorrientes. En el proceso de ascenso de lasparcelas, existen otras condiciones que impiden

Figura 4. Relación de la variación de temperatura potencial equivalente entre el nivel de mínimahumedad en los niveles medios y el nivel de máxima humedad en los niveles bajos con la velocidad

descendente (determinada a partir de la DCAPE).

Figura 5. Campos de DCAPE: a) 1ro de julio de 2017, AA b) 3 de julio de 2017, TE.


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establecer con claridad la relación directa entre laenergía que asciende y la que desciende. Parte de laenergía ascendente, puede ser sacada del volumenocupado por la nube debido a la advecciónhorizontal o ser transformada en otra forma deenergía. Por ello, lo idóneo para este tipo de factorsería incluir un tercer eje con otra variable yanalizar la buscada discriminación no sólo en unplano, sino en tres dimensiones.

Figura 6. Relación entre la flotabilidad y |w(DCAPE)|

Aumento del agua precipitable

También se buscó la posible relación entre elagua precipitable en los niveles medios y lavelocidad de la corriente descendente.

Figura 7. Relación del agua precipitable con la

velocidad descendente (determinada a partir de laDCAPE)

En la figura 7 se puede observar que la carga deagua fue mayor en las TE que en las AA, lo queresulta contrario a lo planteado como factordiscriminante, que era en este caso el aumento de lacarga de agua dentro de la nube. Sin embargo, estaidea no resulta descabellada si se tiene en cuentaque, en las tormentas con AA, la humedad es bajaen una capa extensa de la vertical, como se explicóen el epígrafe referido a la capa seca en los nivelesmedios. Esto parece haber impedido que elcontenido líquido en las nubes de AA sea mayorque el que presentan las nubes con TE. De estaforma, se puede inferir que a pesar de constituir unelemento que acelera las corrientes dentro de lanube, el aumento del contenido acuoso noconstituye un factor discriminante para laocurrencia de AA. En todo caso, debe hacerse unanálisis más extenso para comprobar siefectivamente bajo las condiciones del trópicoinsular, este factor se comporta siempre de estaforma.

Disminución de la viscosidad

En la figura 8 se muestran las relaciones entre laviscosidad dinámica y cinemática con la velocidadvertical.

Aunque en la figura 8 se observa una tendenciahacia los menores valores en las AA, el análisis nopermitió discriminar estos eventos. Esto puedeestar causado por la influencia mínima de este enlas corrientes y en los procesos convectivos engeneral. Los valores que alcanzaron fueron delorden 10-4, por lo que afectaron muy poco elcomportamiento de las corrientes dentro de lastormentas y aunque sí aportan al desarrollo deellas, no permiten discriminar cuando se produce ycuándo no la AA.

Componente vertical de Coriolis con unflujo del Este

También fueron exploradas las posiblesrelaciones entre el aporte de la componente verticalde Coriolis en los niveles medios y la velocidadvertical.


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Como se puede apreciar en la figura 9, no seencontraron diferencias en cuanto a esta variable enlos eventos meteorológicos. Al igual que para laviscosidad, los valores que se llegaron a alcanzarfueron de un orden muy pequeño, de 10-3 a 10-2,esto implicó que los aportes a las corrientesverticales fueran muy bajos. Se pudo reafirmarnuevamente que los órdenes de magnitud tanpequeños de estas variables, parece impedir queexista una discriminación, ya que los errores que secometen a la hora de realizar su cálculo(aproximaciones o errores intrínsecos de las salidasdel modelo, así como la resolución del mismo),superan en muchas ocasiones los valores de lasmismas.

Esto sólo es el reflejo de que el factor no influyedeterminantemente en las corrientes descendentes,aunque si llega a aportar en el desarrollo de latormenta. De igual forma, no significa que, bajootras condiciones, este, como el resto de losfactores, no arrojen resultados satisfactorios, perosería necesario incluir otros términos en el análisis,y no limitarse a establecer relaciones directas entredos variables, sino a buscar relaciones entre variostérminos de las ecuaciones de movimiento quepermitan definir mejor el proceso. En la realidad, laatmósfera no toma un grupo específico de factorespara el desarrollo de los sistemas, sino que seapoya de todos los procesos que se producen en suentorno para generarlos, de ahí la complejidad deeste problema.

Figura 8. Relación entre la viscosidad y |w(DCAPE)|: a) dinámica b) cinemática

Figura 9. Relación entre la componente vertical de Coriolis y |w(DCAPE)|


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Disminución de la advección horizontal deenergía y masa

Se buscaron las posibles relaciones entre laadvección horizontal de masa y energía con lavelocidad descendente (figura 10). Se hizo unacomparación con el módulo de la advección, yaque el signo menos indica solamente si la variaciónde energía o masa en la vertical es en ascenso odescenso, y no permitiría discernir con claridadentre las magnitudes de la variable.

En la figura 10 se puede observar que no esposible hacer una clara discriminación entre ambosprocesos con respecto a estas variables querepresentan la advección. De igual forma que paralos factores relacionados con la viscosidad y laaceleración vertical de Coriolis, los valoresalcanzados por las variables que representan laadvección horizontal de energía y masa son deórdenes bajos, si se compara con las velocidadesque presenta la corriente descendente en todos loscasos (la advección presenta un orden de 10-3 a10-1, mientras que la velocidad descendente tieneun orden de 102. A partir de esto se puedefundamentar que existen tres posibles causas paraque este y los dos factores explicadosanteriormente no lleguen a discriminar lascorrientes. En primer lugar, puede ser querealmente no discriminen la ocurrencia de la AA,en parte por los aportes mínimos que otorgan a lascorrientes; en segundo lugar, puede ser que laresolución espacial y temporal, así como los

experimentos llevados a cabo deban serperfeccionados, y por último que se esténdeterminando los factores sobre la regiónequivocada, ya que la corriente descendente notiene porqué localizarse muy cercana a la nube, yen este caso se asume que sí. Sin embargo, paraconocer el lugar específico por donde desciendenlas corrientes de la nube, debe emplearse unmodelo con una resolución espacial y temporalmucho mayor que el empleado en estainvestigación.

Resonancia entre las frecuencias de laspartículas en la nube y el entorno

El análisis de los perfiles de frecuencia delentorno (en este caso de la cizalladura) y la de laparcela ascendente a partir de la frecuencia deBrunt Vaisala, no permitió discriminar entre las TEy las AA. Inicialmente se pensó que en los casos deAA el punto donde ambas frecuencias se cruzaríanse iba a localizar dentro de la nube, provocando asíque la mayor cantidad de energía liberada en esteproceso se transportará hacia superficie,favoreciendo entonces la velocidad de la corrientedescendente. Sin embargo, se encontró que en doscasos el cruce de ambas frecuencias ocurrió porencima del NE (Figura 11a), nivel de referenciapara el tope de la nube.

De los 5 casos de TE analizados, en 4 de ellos elencuentro de las dos frecuencias se produjo fuerade la nube, mientras el día 9 de julio del 2015 este

Figura 10. Relación entre la advección y |w(DCAPE)|


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proceso ocurrió por debajo del NE. En este casoesta condición pudo deberse a dos factores, enprimer lugar, la liberación de energía estuvorepresentada por las propias descargas eléctricas yen segundo lugar, como existió una fuertecizalladura del viento cerca del punto de encuentrode las frecuencias, la energía que pudo liberarsedentro de la nube haya sido trasportada por el flujohorizontal fuera de la ella (Figura 11b).

CONCLUSIONES

A partir de la muestra de estudio y bajo lasconsideraciones tenidas en cuenta para el desarrollode los experimentos se puede arribar a lassiguientes conclusiones:

• Los posibles factores preexistentes en el entornoen los niveles medios de la tropósfera quepueden provocar la ocurrencia deaeroavalanchas en Cuba dentro de una nubeconvectiva son la presencia de una capa seca y laabsorción de calor latente;

• Los factores que aceleran las corrientesdescendentes en las nubes de tormenta, pero nologran discriminar cuando se produce laaeroavalancha son el aumento de la flotabilidaden la corriente ascendente, el aumento de laviscosidad, la aceleración vertical de Corioliscon el flujo del Este, la advección horizontal deenergía y masa, la resonancia entre las

frecuencias del entorno y la nube, así como elaumento de la carga de agua líquida dentro delas nubes de tormenta;

• Las variables que mejor diferencian lastormentas con presencia de aeroavalanchas delas tormentas eléctricas sin severidad son ladiferencia de temperatura potencial equivalenteentre el nivel de mínima humedad en los nivelesmedios y de máxima humedad en los nivelesbajos, la DCAPE y la variación de calor latentede evaporación y fusión.

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Figura 11. Perfiles de frecuencias del entorno y la nube: a) 9 de julio de 2015 b) 20 de julio de 2017. Lalínea negra representa el NE.


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