BLOQUE 11TORMENTAS

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BLOQUE 11
1. Introducción
La definición de tormenta indica que ésta ocurre siempre que un observador escucha truenos, lo cual indica la presencia de al menos una nube cumulonimbus. Justamente este tipo de nubes se caracteriza por tener actividad eléctrica en forma de relámpagos y/o rayos. En inglés, tormentas se dice thunderstorm, vocablo que surge de la combinación de thunder (trueno) y storm (tormenta). Eventualmente, una tormenta puede producir ráfagas en superficie con chaparrones de lluvia y granizo. A veces, un conjunto de tormentas se organiza en aglomerados (en inglés, clusters) o bien a lo largo de una línea de cientos de kilómetros de extensión.
Las tormentas en definitiva se originan mediante el proceso de convección que eleva el aire. Es decir, que las tormentas se originan cuando aire húmedo y cálido es forzado a ascender a través de un entorno condicionalmente inestable. La masa de aire que asciende puede tener un volumen muy variable, desde el tamaño de un globo hasta un millón de metros cúbicos (es decir un cubo cuya base mide una hectárea). A medida que esta parcela de aire asciende debido a que es menos densa que el entorno, actúa sobre ésta una fuerza ascensional dada por el empuje hidrostático (en inglés, buoyant force o simplemente bouyancy). El movimiento ascendente del aire es iniciado por un mecanismo forzante que puede ser un calentamiento diferencial sobre la superficie, el efecto del terreno o el ascenso de aire a lo largo de líneas en donde convergen los vientos de superficie (por ejemplo, frentes de brisa marina). En forma adicional, la divergencia de vientos en altura combinada con convergencia en superficie también provee condiciones favorables para el desarrollo de tormentas. Las tormentas también suelen formarse cuando el aire cálido es elevado a lo largo de superficies frontales. Muchas veces, varios de estos mecanismos actúan en forma combinada con la cortante vertical del viento para generar tormentas severas.
La mayoría de las tormentas son de corta duración y provocan chaparrones de lluvia, ráfagas de viento en superficie, truenos y relámpagos y en ciertos casos granizo pequeño. En cambio, algunas tormentas pueden transformarse en tormentas severas. Estas últimas se definen cuando tienen asociado al menos uno de los siguientes fenómenos de tiempo severo: granizo grande (en los EUA se dice que el granizo es grande, y por lo tanto se lo considera con poder destructivo, cuando su diámetro supera los ¾ de pulgada), ráfagas de vientos superiores a 50 nudos o tornados. Entre los fenómenos severos también podrían mencionarse a los rayos y a la ocurrencia de inundaciones repentinas, causantes de aluviones en zonas serranas o montañosas. Sin embargo, en estos últimos casos la ocurrencia de los fenómenos resulta de la interacción entre la tormenta y las características del terreno.
La mayoría de las tormentas que ocurren en forma dispersa son las denominadas tormentas de masa de aire o celdas de tormenta ordinarias, dado que tienden a formarse dentro de masas de aire cálido y húmedo bastante lejos de frentes. Este tipo de tormentas son las más simples dado que rara vez se transforman en severas, con una extensión horizontal menor que un kilómetro y cuyo ciclo de vida dura menos de una hora. Sin embargo, cuando éstas se desarrollan bajo ciertas condiciones atmosféricas específicas, puden tornarse más intensas y organizarse en complejos de tormentas tales como las tormentas de celdas múltiples (o multicelulares) o en superceldas de tormenta. Estas últimas consisten en grandes tormentas que pueden persistir por horas y producir tiempo severo.
2. Celdas de tormenta ordinaria
También denominadas tormentas de masa de aire o tormentas ordinarias, suelen formarse en una región caracterizada por una débil cortante, es decir que tanto la dirección como la intensidad del viento no sufren un cambio abrupto al elevarse desde la superficie. La mayoría de estas tormentas resultan de parcelas elevadas por efecto de la turbulencia ante la presencia de viento. Por otra parte, las tormentas ordinarias suelen formarse a lo largo de zonas en donde ocurre convergencia de vientos en superficie. Éstas se forman debido a irregularidades del terreno, frentes de brisa de mar o el flujo frío de aire que desde el interior de una tormenta alcanza el suelo y se desparrama horizontalmente.
Las tormentas de masa de aire evolucionan a través de un ciclo de vida que consta de tres etapas. La primera etapa se denomina etapa cumulus o etapa de desarrollo. A medida que la parcela de aire cálido y húmedo asciende, se expande, se enfría y se condensa en forma de una única nube cumulus o un conglomerado de nubes. Otras parcelas de aire húmedo continúan ascendiendo de manera que la nube crece y su tope alcanza alturas cada vez mayores. A medida que el vapor se transforma en gotas y en cristales se libera calor latente que contribuye con el empuje hidrostático de las parcelas ascendentes. Se establece entonces una corriente ascendente conformada por sucesivas parcelas de aire cálido y húmedo que ingresan por la base de la nube desde superficie y en pocos minutos la nube se transforma en un cumulus potente (cumulus congestus). Estos se caracterizan por presentar una estructura tipo torre con una cima bien definida con forma de cúpulas. Durante esta estapa, el tiempo de residencia de las gotas en la nube no es suficiente para producir precipitación y las corrientes ascendentes mantienen en suspensión a las partículas líquidas y sólidas dentro de la nube. Tampoco ocurren descargas eléctricas, o sea que los cumulus potentes no producen ni relámpagos ni truenos.
Las tres etapas del ciclo de vida de una celda de tormenta ordinaria (tomada de Ahrens 2013)
Una vez que el tope de la nube se encuentra bien por encima del nivel de congelación, las partículas crecen mucho más, tornándose más pesadas. En un determinado momento ocurre que la velocidad del aire ascendente es menor que la velocidad terminal de las partículas y por consiguiente ya no puede mantenerlas en suspensión de manera que éstas comienzan a caer. Una vez iniciado este proceso, aire seco del entorno fuera de la nube es capturado, proceso conocido por su nombre en inglés como entrainment. El entrainment provoca la evaporación parcial gotas en el interior de la nube lo cual causa un enfriamiento del aire. Por lo tanto, el aire siendo más frío que su entorno se torna más denso y se establece una de corriente descendente. Ésta a su vez se potencia a medida que la precipitación arrastra parte del aire en su caída. La aparición de la descendente marca el inicio de la etapa madura. La descendente y la ascendente dentro de la tormenta madura conforman la celda. Algunas tormentas pueden contener más de una celda, cada una de las cuales dura menos de 30 minutos.
Durante la etapa madura, la tormenta es más intensa. El tope de la nube normalmente alcanza el nivel de la tropopausa, en donde el aire es estable causando la dispersión horizontal de cristales y otorgando a la nube la clásica apariencia de un yunque. Durante esta etapa ocurre la actividad eléctrica, es decir relámpagos, rayos y truenos. En superficie se registra lluvia fuerte (a veces granizo) y junto con la lluvia irrumpe el aire frío de los niveles superiores.
Celda de tormenta ordinaria en su etapa madura con su yunque bien definido (tomada de Ahrens 2013)
Cuando el aire frío de la descendente alcanza la superficie, éste se desparrama en dirección horizontal. Se establece una superficie denominada frente de ráfagas que separa el aire frío del aire más caliente del entorno. Este mismo frente también fuerza al aire húmedo del entorno cerca de la superficie a ingresar a la tormenta a través de la ascendente.
Una vez transcurridos entre 15 y 30 minutos desde el inicio de la etapa madura, la tormenta comienza a disiparse. La etapa de disipación ocurre cuando la ascendente se debilita debido a que el frente de ráfagas la desplaza fuera de la tormenta y deja de sostener a la ascendente. En esta etapa las descendentesdominan la mayor parte de la nube. Este tipo de tormentas no duran demasiado justamente porque la descendente corta el suministro de energía dado por el aire cálido y húmedo que ingresaba a la nube. Las gotas de nube dejan de formarse en esta etapa. En superficie se registra lluvia débil y suaves descendentes. Una vez que la tormenta muere, las gotas que conforman la parte baja de la nube se evaporan rápidamente y únicamente subsisten los cirrus que conforman la parte superior del yunque. Una celda de tormenta ordinaria atraviesa las tres etapas de su ciclo de vida en una hora o menos.
Celda de tormenta ordinaria en su etapa de disipación (tomada de Ahrens 2013)
En general las tormentas de masa de aire no llegan a convertirse en tormentas severas. Tal como se mencionó previamente, las celdas de tormenta ordinarias se desarrollan en un entorno caracterizado por una débil cortante vertical del viento. Como consecuencia, la descendente generada por la tormenta termina siendo la causa de su propia destrucción al cortar el suministro de combustible que viene dado por la corriente ascendente alimentada desde superficie por aire cálido y húmedo. Sin embargo, cuando en una región existe una fuerte cortante vertical del viento, cuando se desarrollan tormentas éstas se organizan en estructuras más complejas las cuales contienen más de una celda.
3. Tormentas multicelulares
Este tipo de tormentas contienen varias celdas, cada una de las cuales se encuentra en una etapa diferente de su ciclo de vida. Tienden a formarse en regiones con una cortante vertical moderada a fuerte en la velocidad del viento. Esto sucede cuando la intensidad del viento se incrementa rápidamente con la altura en los niveles inferiores. Como consecuencia, la ascendente dentro de la nube se inclina y se monta sobre la descendente. Sobre el frente de ráfagas se van generando nuevas celdas que luego se transforman a su vez en tormentas maduras. A diferencia de las celdas ordinarias, la precipitación no cae dentro de la descendente y por lo tanto el suministro de energía que mantiene a la tormenta no se corta. Este tipo de tormentas pueden sobrevivir por largos períodos. A mayor tiempo de vida de una tormenta, mayor es la probabilidad de que pueda transformarse en severa, por consiguiente las tormentas multicelulares persistentes pueden ser intensas y ocasionar tiempo severo.
Estructura de una tormenta multicelular (tomada de Ahrens 2013)
En aquellos casos en que la convección es intensa y la ascendente también, el aire que asciende penetra las capas más bajas de la estratosfera produciendo lo que en inglés se denomina overshooting top. Éste presenta el aspecto de un racimo de cúpulas por encima de un yunque muy bien delinieado a causa del aire que se desparrama en forma lateral al alcancar la tropopausa. A su vez, parte de este aire se hunde dentro del yunque dando lugar a nubes mammatus. Por consiguiente, para un observador la presencia de un overshooting top y nubes mammatus son indicios claros de convección intensa y por consiguiente de probabilidad de ocurrencia de tiempo severo.
Complejo de tormenta multicelular (tomada de Ahrens 2013)
Cuando la atmósfera es condicionalmente inestable, la parte delantera del frente de ráfagas puede forzar el ascenso de aire cálido y húmedo y se forma entonces un complejo de tormentas multicelulares, cada una de los cuales genera a su vez nuevos frentes de ráfagas. Éstos se fusionan entre sí dando lugar a un único y grande frente de ráfagas en inglés denominado outflow boundary (borde del flujo saliente) que delimita el área abarcada por el aire frío proveniente de las descendentes de las tormentas. Muchas veces, a lo largo del outflow boundary el aire es forzado a ascender y se forman nuevas tormentas. La siguiente figura muestra las características de una tormenta multicelular al aproximarse el outflow boundary. 
Características de una tormenta multicelulare intensa (tomada de Ahrens 2013)
Cuando el aire estable y húmedo del entorno cerca del suelo es forzado a ascender sobre el aire más denso del flujo saliente de la tormenta suele formarse la denominada nube colgante (en inglés, shelf cloud) que delata la proximidad del frente de ráfagas (en inglés, gust front). Este último suele distinguirse a partir del polvo y partículas levantas desde el suelo por las ráfagas. Inmediatamente por detrás del frente de ráfagas y dentro del aire frío del flujo saliente se distingue a través de la nube rotor (en inglés, roll cloud).
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Momento en que el frente de ráfagas de un complejo multicelular pasaba por encima del Observatorio Argentino-Alemán de Geodesia (AGGO) cerca del mediodía del 4 de abril de 2019. Se observa el avance de la nube colgante por encima del observador.
Las tormentas multicelulares pueden formarse a lo largo de una línea de tormentas, denominada línea de inestabilidad (en inglés, squall line). Las líneas de tormentas pueden formarse a lo largo de un frente frío y alcanzar cientos de kilómetros de extensión o bien dentro de la masa de aire caliente entre 100 y 300 km delante del frente frío. Estas últimas se denominan líneas de inestabilidad prefrontales, y son las más extensas y severas de todas las líneas de inestabilidad en la región de latitudes medias. Tienen asociadas grandes tormentas que provocan tiempo severo a lo largo de su traza.
Los complejos convectivos de mesoescala, conocidos también por sus siglas en inglés MCCs (Mesoscale Convective Complexes), se tratan de grandes sistemas meteorológicos de forma más o menos circular conformados por un gran número de intensas tormentas multicelulares. Su tamaño supera en ordenes de magnitud al de una celda ordinaria de tormenta, es decir que pueden alcanzar cientos de kilómetros de extensión en la horizontal y cubrir áreas de hasta cientos de miles de kilómetros cuadrados.
Dentro de los MCCs las tormentas multicelulares individuales se organizan para conformar un sistema de mayor escala que se caracteriza por su lento desplazamiento (en general menos de 20 nudos) y poseen un tiempo de vida que puede superar las 12 horas. La circulación asociada a los MCCs favorece el desarrollo de nuevas tormentas como así también una extensa área afectada por precipitación. Por un lado, estos sistemas son muy requeridos por los agricultores para proveer agua a sus cultivos. Por otro lado, dentro de un MCCs también suelen ocurrir fenómenos severos.
4. Superceldas de tormenta
Este tipo de tormentas se dan a partir de una tormenta intensa que se desarrolla en un entorno con fuerte cortante vertical del viento, es decir un marcado cambio en la dirección y en la intensidad del viento con la altura en los primeros kilómetros desde superficie. Bajo esta condición, en el estado maduro la descendente con aire frío no puede cortar a la corriente ascendente que provee de energía a la tormenta. El cambio de dirección e intensidad del viento con la altura genera un efecto de rotación en la corriente ascendente.
En América del Sur este tipo de sistemas aportan una importante fracción de las precipitaciones estivales en la región subtropical del continente al este de Los Andes.
Origen de la rotación en la corriente ascendente a partir de la cortante del entorno. Adaptado de Ahrens (2013) para un observador en el hemisferio sur.
A este tipo de corrientes ascendentes con rotación entorno de un eje vertical se las denomina mesociclones (es decir, ciclones de mesoescala), y a las tormentas que las contienen se las denomina superceldas. Este tipo de tormentas son severas y debido a la rotación de la corriente ascendente pueden generar tornados.
Supercelda de tormenta con un tornado (tomado de Ahrens 2013)
La estructura de una supercelda es comparable con un sistema termodinámico en estado de régimen capaz de permanecer así durante horas.
Esquema de una supercelda de tormenta. Adaptado de Ahrens (2013) para un observador en el hemisferio sur
Este tipo de tormentas pueden producir corrientes ascendentes muy violentas (con más de 90 nudos de velocidad vertical),vientos destructivos en superficie y tornados violentos.
Debido a la fuerza de la ascendente, las partículas de granizo pueden residir suficiente tiempo en la nube como para ocasionar caída de granizo del tamaño de una pera. Se han registrado topes de superceldas por encima de 18 km de altitud y el ancho de la tormenta superar los 40 km.
Estructura de una supercelda clásica
Vista desde el noreste en el hemisferio sur, se aprecia el mesociclón en el lado norte como una columna de aire que rota.
Esquema de una supercelda de tormenta clásica. Adaptado de Ahrens (2013) para la vista de un observador en el hemisferio sur desde el cuadrante nordeste. La tormenta se está moviendo hacia el sudeste.
Debido a la intensa velocidad del aire que asciende, no ocurre precipitación bajo la nube en esta zona denominada base sin lluvia. Los intensos vientos del noroeste en altura normalmente arrastran la precipitación hacia el sudeste. En general, el granizo de gran tamaño cae justo al sur de la ascendente y la lluvia más intensa al sur de donde cae el granizo, mientras que la lluvia de menor intensidad ocurre en el sector sudeste de la tormenta. Si el aire húmedo de niveles bajos es atraído por la ascendente, puede formarse una nube con rotación –denominada nube pared– que descienda desde la base de la tormenta. Es a partir de esta nube donde se forman los tornados, aunque la presencia de una nube pared no necesariamente implica que se formen tornados.
5. Fenómenos severos
Las tormentas severas son aquellas que producen al menos uno o más de los siguientes fenómenos severos:
5.1. Precipitaciones intensas e inundaciones: Las tormentas más fuertes suelen estar asociadas con la ocurrencia de inundaciones repentinas (en inglés, flash floods), es decir inundaciones que ocurren en cuestión de minutos o unas pocas horas, normalmente con poco o ningún aviso previo. Este tipo de inundaciones ocurren cuando las tormentas se estacionan o se mueven muy lentamente, generando una gran cantidad de lluvia en un corto período sobre un área relativamente pequeña. En los E. U. A. constituyen la principal causa de muertes asociadas a tormentas severas (NOAA/PA 201051). Esto fue lo que sucedió, por ejemplo, el día 2 de abril de 2013 en algunas zonas de la Ciudad Autónoma de Buenos Aires y de la ciudad de La Plata.
5.2. Vientos intensos: Cuando el aire frío de las corrientes descendentes alcanza el suelo, éste se desparrama en todas las direcciones generando un frente de ráfagas que representa el borde delantero del flujo de aire saliente de la tormenta. Para un observador sobre el suelo, el frente de ráfagas es similar al pasaje de un frente frío. Durante el pasaje del frente de ráfagas, la temperatura desciende varios grados y cambia la dirección del viento, tornándose fuerte y con ráfagas (en algunos casos con velocidad superior a 55 kts).
5.3. Tornados: Un tornado es una columna de aire que rota violentamente y se extiende desde la base de una nube de tormenta hasta el suelo. La rotación de un tornado se manifiesta sobre el suelo ya sea como una nube en forma de embudo o como un remolino de desechos y polvo. De acuerdo con la teoría, los tornados en América del Sur deberían moverse en promedio desde el noroeste hacia el sudeste. Sin embargo, los tornados pueden moverse en cualquier dirección y cambiar de manera súbita su trayectoria. La velocidad de desplazamiento de un tornado en promedio es de 48 km/h, aunque ésta puede variar desde cero (estacionario) hasta 112 km/h. Los tornados más intensos tienen vientos rotantes con velocidades superiores a 320 km/h. Las trombas, son tornados que se forman sobre el agua, por ejemplo, sobre el mar, ríos, lagos y lagunas. Cuando alcanzan la costa pueden provocar daños como cualquier otro tornado.
La intensidad de un tornado se determina a partir de la velocidad del viento rotante. Para ello se utiliza una escala denominada Enhanced-Fujita (EF), en referencia al creador de la escala original, el Dr. T. Theodore Fujita en la década de 1960. La escala se utiliza para estimar la velocidad de los vientos rotacionales en un tornado a partir de los daños ocasionados por la tormenta. La actual escala EF se basa en un conjunto de elementos que permiten ponderar la velocidad del viento con las distintas resistencias de las estructuras dañadas. De esta manera, los tornados se clasifican una vez ocurridos a partir de un relevamiento de daños. La escala EF brinda un rango de valores estimados de vientos rotacionales del tornado, como se muestra en forma resumida en la siguiente figura.
Clasificación de los tornados según la escala Enhanced Fujita (EF) del año 2007. Adaptado de Ahrens (2013).
En términos más generales, los tornados se clasifican en débiles (EF0 – EF1), intensos (EF2 – EF3) o violentos (EF4 – EF5).
Características principales de los tornados. Fuente: NOAA/PA 201051
Una explicación detallada de la escala EF puede encontrarse en www.spc.noaa.gov/efscale. La escala EF también se la emplea para estimar la velocidad de vientos con poder destructivo asociados a las corrientes descendentes de tormentas severas aunque no ocurran tornados.
Existen otro tipo de tornados que ocurren sin que exista una supercelda de tormenta. Suelen ocurrir en tormentas multicelulares intensas e inclusive en celdas de tormenta ordinarias. Este tipo de tornados suelen formarse sobre el frente de ráfagas de una tormenta, en donde el aire frío de la corriente descendente fuerza a ascender al aire caliente y húmedo del entorno. En general son tornados débiles y de corta duración. En caso de que ocurran sobre el agua, también se denominan trombas (en inglés, waterspouts) y son relativamente frecuentes sobre el Río de la Plata. Cuando ocurren sobre tierra, en inglés se los denomina landspouts (Figura 17).
Formación de un tornado sin que exista una supercelda de tormenta. (Tomada de Ahrens 2013)
5.4. Granizo de gran tamaño: Las fuertes corrientes ascendentes dentro de una tormenta transportan gotas de agua hasta niveles en donde se congelan. Una vez formados los cristales de hielo, éstos aumentan su tamaño en tanto logren ser suspendidos en el aire por las corrientes ascendentes. Es decir, que a mayor intensidad de la corriente ascendente, mayor será su capacidad para mantener suspendidas partículas de hielo de gran tamaño. Cuando éstas se tornan demasiado pesadas para mantenerse en el aire, comienzan a caer y alcanzan el suelo. Las partículas de granizo más pesadas pueden llegar a alcanzar velocidades de 160 km/h.
5.5. Rayos: El aire que asciende dentro de una nube de tormenta provoca la formación de varios tipos de partículas de hielo. Entre estas partículas de hielo coexisten cristales muy pequeños con otras formas mucho más grandes como partículas de nieve y hielo. Mientras que los cristales pequeños son transportados hacia arriba por la corriente ascendente, las partículas más pesadas de nieve y hielo son suspendidas o inclusive comienzan a caer hacia el suelo. Entonces ocurren colisiones entre las partículas más livianas y las más pesadas, y son justamente estas colisiones las que actúan como mecanismo de carga de la tormenta. Los pequeños cristales son cargados negativamente mientras que las partículas más grandes son cargadas positivamente. Como consecuencia de este mecanismo de carga, el tope de la nube se torna positivamente cargado y la parte media e inferior se tornan negativamente cargados. Simultáneamente, el suelo por debajo de la nube se torna cargado con el signo opuesto a las cargas inmediatamente por encima. Desarrollo de un rayo (tomado de Ahrens 2013
Cuando la diferencia de carga entre el suelo y la nube se torna demasiado grande, se desarrolla un canal conductor de aire entre la nube y el suelo, y una pequeña cantidad de carga denominada líder escalonado (en inglés, step leader) comienza a moverse hacia el suelo (panel izquierdo de la figura de arriba). Cuando éste se acerca al suelo, se conecta con un líder de carga opuesta que proviene del suelo y se mueve hacia arriba (panel central de la misma figura).En el instante en que se efectúa esta conexión, ocurre una potente descarga entre la nube y el suelo (panel derecho de la misma figura). Nosotros vemos esta descarga como un flash brillante de luz o rayo. O sea que el rayo no es otra cosa que una chispa gigante que tiene lugar en la fase madura de una celda de tormenta. En inglés se utiliza la palabra lightning para referirse a las descargas en general. En castellano nos referimos al rayo cuando la descarga ocurre entre la nube y el suelo. Cuando la descarga ocurre entre distintas regiones de una nube, entre dos nubes o entre la nube y el aire del entorno, nos referimos a un relámpago. La descarga eléctrica calienta el aire a medida que avanza por el canal marcado por los líderes. Puede elevar la temperatura del aire hasta 30.000°C. Esta temperatura extrema causa una expansión violenta del aire y produce una onda de choque que se propaga como onda sonora, es decir el trueno.
6. Distribución de tormentas severas
Retornando a la definición de tormenta dada al comienzo de esta unidad, se deduce que existe una analogía entre la ocurrencia de descargas eléctricas (rayos y relámpagos) y la ocurrencia de tormentas. Es decir, que aquellas regiones con mayor frecuencia de descargas eléctricas también serán las regiones con mayor frecuencia de tormentas. Existen diversos métodos para detectar la ocurrencia de descargas eléctricas basados en instrumental de superficie y a bordo de satélites que orbitan el planeta. En la siguiente figura se muestra una distribución espacial de descargas eléctricas entre septiembre y mayo para el centro-norte de Argentina y países vecinos. Si bien las tormentas pueden ocurrir en cualquier época del año, en invierno son menos frecuentes.
Figura 1 de Rasmussen y otros (2014). Climatología mensual de descargas eléctricas expresada en tasa de descargas (es decir, cantidad de descargas al año por kilómetro cuadrado) entre septiembre y mayo en el sudeste de América del Sur
La figura de arriba muestra un desplazamiento gradual del centro de mayor actividad de tormentas desde el noreste de Argentina y sur de Paraguay en primavera hacia el norte de la Patagonia en verano. En otoño, la actividad de tormentas en general disminuye a excepción de una zona activa que afecta el centro y norte de la Provincia de Buenos Aires durante el mes de marzo. En la siguiente figura se muestran los resultados de relevamientos de información periodística sobre inundaciones, granizo y tornados.
Es interesante destacar que las zonas serranas de Córdoba y de San Luis se encuentran afectadas por estos fenómenos severos. Para el caso particular de los tornados, podemos comparar el panel inferior de la figura anterior con la siguiente figura.
La figura de arriba da cuenta de la ocurrencia de tornados en prácticamente toda la extensión del territorio argentino al norte de 45° de latitud sur con mayor frecuencia al este de las Sierras de Córdoba y de Los Comechingones. Tal como señalan Rasmussen y otros (2014) y Altinger de Schwarzkopf y Rosso (1979), de manera análoga a lo observado en América del Norte,
Distribución de frecuencia de incidencia anual de tornados en los Estados Uniidos de América. Período base: 1953-2004 (Tomada de Ahrens 2013).
 existiría un “corredor de tornados” (tornadoes alley) en América del Sur ubicado sobre territorio argentino. Esta región con mayor frecuencia de ocurrencia de tornados afecta las provincias de Córdoba (al este de las sierras), Santa Fe, Entre Ríos y norte de La Pampa y Buenos Aires.
6.1. Referencias
Altinger de Schwarzkopf, M. L. y Rosso, L. C., 1993. Riesgo de tornados y corrientes descendentes en la Argentina. Biblioteca de Apoyo, Universidad de Buenos Aires. (INTI-CIRSOC, ERREPAR S. A. , Eds.). Buenos Aires, 30 págs.
Balbi, M. y P. Barbieri, 2017: Enfoque científico del riesgo – evaluación del potencial de tornados en Argentina. Anales de la Academia Nacional de Ciencias de Buenos Aires. 115 págs.
Goliger, A. M. y R. V. Milford, 1998. A review of worldwide occurrence of tornadoes. Journal of Wind Engeneering and Industrial Aerodynamics, págs. 111-121.
7. Detección de tormentas: Durante muchos años la única manera de detectar las tormentas fue mediante la observación directa en estaciones meteorológicas de superficie. Actualmente, la herramienta más poderosa para detectar tormentas es el radar meteorológico. El funcionamiento de un radar meteorológico se ilustra en la siguiente figura.
Principio de funcionamiento del radar meteorológico (Tomada de Ahrens 2013)
El transmisor del radar emite un pulso de microondas, y cuando esta energía incide sobre un objeto una pequeña fracción es dispersada de vuelta hacia la antena. Las partículas de precipitación (gotas y/o cristales de hielo) y las partículas nubosas de mayor tamaño son lo suficientemente grandes como para dispersar microondas de vuelta hacia la antena. La siguiente figura muestra en colores la intensidad de la señal que retorna hacia la antena a causa de la dispersión por las partículas de precipitación.
Ejemplo de visualización de reflectividad de radar. La imagen muestra el borde del flujo saliente de un sistema de tormentas multicelulares severas (Tomada de Ahrens 2013)
En el ejemplo de la figura, se aprecia un sistema de tormentas multicelulares con un su frente de ráfagas. Este último es discernible debido a la formación de nubes por ascenso forzado de aire caliente y húmedo del entorno. De acuerdo con el tamaño y la concentración de las partículas se determina la ubicación del núcleo de la nube y las zonas en donde ocurre precipitación. En este caso suelen utilizarse visualizaciones de la denominada reflectividad expresada en unidades dBZ, como por ejemplo en la visualización del radar de Ezeiza operado por el SMN.
Visualización de la reflectividad del radar meteorológico de Ezeiza. (www.smn.gov.ar/radar)
El radar Doppler, además de medir la intensidad de la precipitación en base a la reflectividad, también mide la velocidad a la cual las partículas de precipitación se acercan o alejan de la antena. Dado que estas partículas son transportadas por el viento, el radar Doppler es capaz de mirar en el interior de una tormenta severa y revelar las estructura de vientos en su interior (de manera similar a una radiografía utilizada para mirar en el interior del cuerpo humano).
El nombre del radar Doppler proviene del efecto que lleva ese nombre, y consiste en el cambio de frecuencia debido al desplazamiento de las partículas de precipitación con respecto a la posición de la antena. Cuando las partículas se aproximan o se alejan de la antena, la frecuencia de la señal dispersada de vuelta es diferente con respecto al de una partícula en reposo. Un ejemplo de visualización de radar Doppler se muestra en la siguiente figura.
Visualización del viento mediante radar Doppler entorno de una supercelda de tormenta. El círculo blanco indica la posición del mesociclón. Adaptado de Ahrens (2013).
En tonos verdes y azules se indica la componente de velocidad horizontal de las partículas de precipitación en dirección hacia el radar, y en tono amarillos y rojos la componente en dirección alejándose del radar. El círculo blanco insertado sobre la imagen indica la posición de un mesociclón, caracterizado por su rotación. La siguiente figura muestra el detalle de la precipitación (reflectividad) entorno de una supercelda de tormenta con un tornado (disco violeta en la imagen).
Visualización de la reflectividad como indicadora de precipitación, en el interior de una supercelda de tormenta. La forma de gancho es indicativa de la presencia de un violento tornado. (Tomada de Ahrens 2013).
En este caso, dada la proximidad de la tormenta al radar y el gran diámetro de este violento tornado (100 m o más) es posible distinguirlo en la imagen de radar. Sin embargo, la mayoría de las veces los tornados no son lo suficientemente grandes y están alejados del radar como para ser detectados. Mediante el radar Doppler es posible detectarlos mesociclones en las superceldas de tormenta. Por consiguiente, mediante una red de radares Doppler se puede efectuar un sistema de vigilancia que permite alertar la ocurrencia de mesociclones con su potencial generación de tornados. Para detectar los tornados es preciso recurrir a la observación directa.
El radar meteorológico también se utiliza para detectar la ocurrencia de precipitación intensa. Sin embargo, debido a la curvatura del planeta, suele ocurrir que el haz de radar detecta precipitación que no necesariamente está alcanzando el suelo sino que se evapora por debajo de la nube. Para subsanar parcialmente este inconveniente, se encuentra en desarrollo un tipo de radar denominado polarimétrico. Este tipo de radar tiene la capacidad de transmitir pulsos de microondas con distintas alineaciones respecto a la vertical. Esta capacitad permite analizar el tipo y tamaño de partícula de hielo o agua y determinar con mayor precisión dónde la precipitación alcanza el suelo por debajo de las nubes.
Tal vez la mayor innovación tecnológica para la medición de precipitación, y en especial en el caso de ocurrencia de tormentas severas que puedan causar inundaciones repentinas, es la utilización de radares desde el espacio. Se trata de radares a bordo de una constelación de satélites que orbitan el planeta. Una visualización en tiempo real de la intensidad de precipitación en todo el globo se puede ver en https://sharaku.eorc.jaxa.jp/GSMaP/. Algunos de estos satélites llevan a bordo radiómetros para determinar la temperatura del tope de las nubes. En el caso de tormentas severas, cuyos topes sobrepasan la tropopausa, se aplican algoritmos para identificar y estimar la intensidad de precipitación generada por estas tormentas.
Aún con las tecnologías más avanzadas en sensores remotos, la mayor precisión en cuanto a medición de precipitación viene dada por los instrumentos en superficie para medir lluvia, denominados pluviómetros. Una red apropiada de monitoreo de lluvias intensas debería contemplar la utilización de una red pluviométrica además de los sistemas de medición a partir de redares, ya sea desde tierra o desde el espacio.