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Los conceptos de convergencia y divergencia son fundamentales en meteorología. Analizar la existencia de tales fenómenos en la región de interés es fundamental a la hora de entender la situación y predecir lo que puede ocurrir a continuación. En esencia, existe convergencia en una determinada zona cuando el aire, como consecuencia de su movimiento, se amontona en esa región del espacio. Existe divergencia cuando ocurre lo contrario. En este hilo voy a precisar estos conceptos con más detalle. Para ello es necesario entender antes algunos conceptos útiles para representar el campo de velocidades del aire (o sea, el viento) en un instante dado, en particular los conceptos de línea de flujo (streamline en inglés) y los de confluencia y difluencia en un fluido en movimiento como es el aire.
Imaginemos una región del espacio en la que queremos analizar el viento. Una manera de especificar su velocidad en el instante de interés es dibujar el vector velocidad del viento en ese instante en una serie suficientemente grande de puntos de esa región. De esa manera, la dirección del viento en cualquiera de los puntos en el instante en cuestión es la indicada por la dirección del vector viento y su velocidad la que corresponde a el módulo de ese vector. Alternativamente, podemos dibujar las barbas del viento en esos mismos puntos como, de hecho, estamos acostumbrados a ver cuando consultamos la predicción meteorológica para salir a navegar. Una tercera alternativa es dibujar líneas de manera que, en cada punto, el vector viento es tangente a esa línea, es decir, el vector viento en cada punto es paralelo al trozo (suficientemente pequeño para poder aproximarlo por un segemento recto) de la línea que pasa por ese punto. Estas líneas se conocen como líneas de flujo. Dibujadas de esta manera las líneas de flujo tan sólo nos proporcionarán información sobre la dirección del viento en cada punto en el instante en cuestión. Podemos mejorar la representación utilizando colores, dibujando la línea de colores diferentes en cada tramo de acuerdo con la velocidad del viento en ese tramo. Es lo que se ha hecho en la parte superior de la figura siguiente que muestra las líneas de flujo en el nivel de los 500 hPa según las predicción del modelo GFS para el día y hora indicados en la imagen:
En los niveles altos de la atmósfera el viento es prácticamente geostrófico. Eso quiere decir que es paralelo a las isohipsas o líneas de igual altura geopotencial, líneas en las que la superficie isobárica en cuestión (la de 500 hPa en el ejemplo de arriba) se encuentra a la misma altura sobre el nivel del mar. En los niveles altos las isohipsas son pues líneas de flujo, como puede comprobarse fácilmente comparando las dos cartas de la figura de arriba. La carta inferior, que son las isohipsas de 500 hPa, no es más que una selección de algunas de las líneas de flujo de la carta superior. Esto no sucederá si comparamos las líneas de flujo del viento en superficie y las isobaras porque en superficie el rozamiento con el suelo desvía el viento que termina por no ser paralelo a las isobaras desviándose hacia las bajas presiones en mayor o menor cantidad pedendiendo del tipo de superficie sobre la que nos encontramos. No debemos, sin embargo, identificar las líneas de flujo con las trayectorias seguidas por los paquetes de aire en su movimiento. La razón es que las líneas de flujo cambian continuamente con el tiempo. En un instante dado, un paquete de aire se mueve de acuerdo con la línea de flujo sobre la que se encuentra en ese instante. Pero un instante posterior la línea de flujo que determina la velocidad que seguirá el paquete a continuación ya no será la misma. Así pues, la trayectoria del paquete, que es la curva que resulta de unir sus posiciones sucesivas, no coincidirá en general con ninguna línea de flujo. Sólo cuando el flujo es tal que sus líneas de flujo no cambian con el tiempo, en cuyo caso hablamos de un flujo estacionario, tendremos coincidencia entre ambas.
Consideremos ahora un fujo horizontal de aire (por ejemplo, el viento en un nivel dado de la atmósfera) cuyas líneas de flujo en un instante dado son las representadas en esta figura:
Cuando en una región del espacio las líneas de flujo se juntan entre sí decimos que existe confluencia en esa región. Por el contrario, en las zonas en las que las líneas de flujo se abren, separándose entre sí, tenemos difluencia. Es evidente que en las zonas donde existe confluencia existe también convergencia de aire, y allí donde existe difluencia hay divergencia del aire. Pensemos, por ejemplo, en una autovía de cuatro o cinco carriles que, de pronto, pasa a dos carriles. Los carriles de la autopista son las líneas de flujo del tráfico (se trata, pues, de un flujo estacionario, salvo en periodo electoral cuando estas stremlines cambian rápidamente con el tiempo debido a las múltiples inauguraciones de kilómetros de autopista. A pesar de ello, las trayectoria de los paquetes de tráfico, es decir, los coches, no coinciden en general con las líneas de flujo. La razón, claro está, es que estos paquetes llevan conductor que tiene voluntad propia y medios para aplicarse fuerzas que modifican su trayectoria cuando así lo desea, cosa que, afortunadamente, no ocurre con los paquetes de aire en su deambular por la atmósfera). En la zona en la que esto ocurre los carriles confluyen y, como todos hemos experimentado con demasiada frecuencia, los coches convergen en esa región. Lo contrario ocurre allí donde una carretera de un carril se transforma en una autovía de dos o más carriles. Llegados a esa zona los coches se dispersan, divergen, ocupando todos los carriles (curiosamente ocupando, por lo general, mucho más el carril izquierdo que continuando por el derecho. De nuevo debido a la peculiar conducta de los conductores de los paquetes de tráfico).
Pero los conceptos de convergencia y divergencia son más generales que los de confluencia y difluencia porque puede existir convergencia sin que haya confluencia y divergencia sin difluencia. Volvamos al ejemplo del tráfico en la autopista. Imginemos ahora que llegamos a un tramo en el que las velocidad máxima pasa de los genéricos 120 km/h a, digamos, 80 km/h (por supuesto, en mitad de una recta larguísima y sin nada de particular excepto ese coche con dos antenas aparcado en el arcén justo detrás de la señal de 80....). Lo que ocurre entonces es que los coches se amontonan, convergen, al llegar a esa zona. Por el contrario, cuando termina de restricción de velocidad, los coches vuelven a dispersarse, divergen. Y todo ello es posible en un tramo recto de autopista (de esos en los que colocan un radar no se sabe muy bien porqué, o sí). Así que allí donde la velocidad del viento se ve reducida sin que, sin embargo, las líneas de flujo confluyan existe también convergencia del aire. Y donde la velocidad del viento se ve acelerada existe divergencia aunque no haya difluencia de las líneas de flujo. Esto es lo que se llama convergencia y divergencia por diferencia de velocidades. La pregunta es ahora, ¿ocurre la convergencia y divergencia por diferencia de velocidad en la atmósfera? La respuesta es sí y, además, la existencia de convergencia y divergencia en altura debidas a cambios de velocidad del viento geostrófico, sin que exista necesariamente confluencia o difluencia de las líneas de flujo, es fundamental para la existencia de borrascas frías y anticiclones cálidos en superficie, pues proporcionan el mecanismo que permite tener divergencia en altura sobre una borrasca fría y convergencia en altura sobre un anticiclón cálido. Discutamos este asunto con mas detalle.
En esta figura muestro esquematáticamente un trozo de carta de alturas geopotenciales en el hemisferio norte, por ejemplo la de 500 hPa. Intensionadamente he representado las isohipsas manteniendo la misma separación entre ellas en toda su extensión. Pero no son rectas sino que muestran su característica ondulación. Así que la velocidad del viento no es constante, a pesar de serlo la separación entre isohipsas, porque la velocidad del aire será la del viento de gradiente y no la del viento geostrófico (el balance de fuerzas no puede ser el mismo si las isohipas son rectas que si son curvas porque ha de existir una fuerza neta centrípeta para que el paquete de aire pueda describir una curva en el segundo caso, mientras que tal fuerza es nula en el primero). El resultado es que la velocidad del viento es mayor en el giro anticiclónico que en el ciclónico. Así que al este de la dorsal la velocidad del aire disminuye al cambiar el giro anticilónico por giro ciclónico. Esa es entonces una zona de convergencia por cambio de velocidad. Al este de la vaguada ocurre lo contrario. El aire cambia de giro ciclónico a anticiclónico con el consiguiente aumento de la velocidad. Esa es pues una zona de divergencia por cambio velocidad. Este es un mecanismo que permite mantener la convergencia en altura sobre un anticiclón y la divergencia en altura sobre una borrasca. Basta para ello con que la alta en altura esté desplazada hacia el suroeste y la baja en altura lo esté hacia el noroeste con respecto a las posiciones de los correspondientes centros de presión en superficie, como muestro en esta figura:
La divergencia en un punto es entonces una medida del ritmo neto al que se extrae masa de un volumen de aire en el punto considerado. Así que la existencia de divergencia implica disminución de la densidad. Por el contrario, la convergencia es una medida del ritmo neto de aumento de masa en un volumen de aire en el punto en cuestión. Más aún, puesto que a convergencia en superficie le corresponde divergencia en altura y viceversa, concluimos que debe existir al menos un nivel en la troposfera en el que la convergencia o divergencia horizontal es efectivamente nula, incluso en el caso de borrascas frías y anticiclones cálidos (en el caso de los anticiclones fríos o las borrascas cálidas ese nivel es, obviamente, aquél en el que la superficie isobárica es horizontal). Este nivel de divergencia nula, NDN, está situado en torno a los 550 ó 600 hPa en promedio, aunque su localización varía significativamente dependiendo de las condiciones de estabilidad de la atmósfera. Concluimos entonces que si, sobre un determinado lugar, existe divergencia en altura y convergencia en superficie, de tal manera que la divergencia neta por encima del NDN es superior a la convergencia neta que existe por debajo del NDN, entonces la masa neta de la columna de aire sobre ese lugar disminuirá con el tiempo y, consecuentemente, la presión atmosférica en ese lugar tenderá a disminuir. Por el contrario, si la divergencia neta es inferior a la convervencia neta entonces la masa de la columna de aire aumenta con el tiempo y lo mismo le ocurre, por tanto, a la presión atmosférica. Así que la posición de una borrasca o anticliclón en superficie con respecto a las zonas de convergencia y divergencia en los distintos niveles en altura (la figura de arriba) será quien determine si la borrasca o anticiclón en superficie tiende a profundizarse o, por el contrario, la tendencia es a rellenarse. Así que es muy importante con vistas al pronóstico meteorológico ser capaces de evaluar la divergencia y convergencia (una no es más que la opuesta de la otra) en los distintos niveles de la troposfera.
Modelos numéricos como el GFS proporcionan el campo de velocidades en los diferentes niveles de la troposfera, de forma que es posible obtener mapas de divergencia y convergencia. En la siguiente figura tenéis dos cartas, ambas correspondientes al mismo instante de tiempo pero a diferentes niveles (1000 y 500 hPa):
Se ha representado la divergencia mediante el código de colores que se muestra (fíjate en las unidades: el azul más oscuro, por ejemplo, corresponde a áreas con una divergencia entre 3 y 6 x 10^(-5) s^(-1) pues, como indica en la esquina superior de cada una de las cartas, los valores de la divergencia indicados por el código de colores han de multiplicarse por 10^(-4)). Con líneas blancas se muestra la presión al nivel del mar (en hPa) mientras que las líneas negras corresponden a las alturas geopotenciales (en metros). El nivel de los 1000 hPa se encuentra muy cerca del nivel del mar (fíjate en los valores de la altura geopotencial de este nivel, entre 100 y 200 metros). No es sorprendente entonces que las isohipsas de este nivel prácticamente coincidan con las isobaras, como se puede apreciar en la figura.
La primera impresión al mirar estas cartas es que la divergencia es casi nula en casi todos los lugares (predominan los dos tonos azules que indican divergencia en torno a cero, entre -3 y 3 x 10^(-5) s^(-1)). Pero fijemos nuestra atención en, por ejemplo, la borrasca situada al suroeste de Islandia. Observamos una región de fuerte convergencia (o sea, divergencia negativa) en el nivel de los 1000 hPa en torno al centro de bajas presiones en superficie, convergencia generada, como ya sabemos y he comentado por ahí arriba, por el rozamiento del aire con el suelo. En el nivel de los 500 hPa, es decir, aproximadamente a mitad de la troposfera, en torno a los 5100 m de altura en esa zona como muestran las isohipsas, vemos una zona de divergencia justo encima de la zona de convergencia en superficie. La misma fenomenología se observa en torno a las otras borrascas que pueden verse en esas cartas.
Otras zonas de divergencia y convergencia se distinguen claramente en las cartas de la figura de arriba, además de estas zonas de convergencia en superficie y divergencia en altura asociadas a los centros de bajas presiones que acabamo de comentar. Por ejemplo, en el nivel de los 1000 hPa vemos una zona de fuerte convergencia situada prácticamente en la vaguada asociada a la borrasca al suroeste de Islandia y una zona de divergencia más al este. Ambas tienen explicaciones bien diferentes. La zona de divergencia está situada justo donde se produce una fuerte difluencia de las líneas de flujo así que parece razonable pensar que se trata de divergencia por difluencia tal y como he explicado arriba. Por otra parte, si señalamos mediante líneas las zonas de convergencia en superficie obtenemos la siguiente figura:
Las líneas dibujadas siguiendo las zonas de convergencia en superficie revelan una estructura que recuerda a la de los frentes asociados a las borrascas. De hecho, ese es el caso, como ya discutí hace bastante tiempo aquí:
¿Cómo se localizan los frentes?
En este caso el orden es, por decirlo así, el inverso del que tiene lugar en una borrasca. Mientras que en ésta la baja presión, junto con el rozamiento, genera convergencia en superficie y esa convergencia da lugar al ascenso del aire, en el caso de un frente se produce el ascenso del aire más caliente sobre el frío, generándose entonces convergencia en superficie para rellenar el hueco.
Y esto es todo por hoy, jóvenes. Si habéis aguantado hasta aquí es que tenéis una voluntad a prueba de bomba. Enhorabuena.
Saludos,
Tropelio