Cómo funciona el diagrama Skew-T
El Skew-T es un diagrama termodinámico usado para representar el perfil vertical de temperatura, humedad y viento de un sondeo atmosférico. En él se dibujan la curva de temperatura ambiental, la del punto de rocío y, cuando se analiza una parcela, su trayectoria adiabática.
Cómo se dibuja el fondo
El fondo del Skew-T no es decorativo: se construye para que cada familia de líneas ayude a leer estabilidad, humedad y ascensos parcelarios de un vistazo. La idea es superponer un sistema de coordenadas de presión y temperatura que transforme la física atmosférica en una lectura gráfica rápida.
- Eje Y: presión en escala logarítmica, normalmente desde 1000 hPa hasta 100 hPa. Esto comprime la parte alta y deja visible la estructura de la troposfera baja, donde suele concentrarse la convección.
- Isobaras: líneas horizontales de presión que sirven como referencia de nivel y ayudan a ubicar capas como 925, 850, 700 o 500 hPa. En el gráfico se espacian cada vez más al ascender porque la presión decrece de forma logarítmica con la altura.
- Isotermas: líneas de temperatura inclinadas hacia la derecha; el “skew” se crea para separar mejor temperatura y adiabáticas. Gracias a ese sesgo, la comparación entre perfil ambiental y parcelas resulta más visual.
- Adiabáticas secas: curvas o líneas que representan el enfriamiento de una parcela no saturada al ascender. Siguen la conservación de la temperatura potencial y son la guía para seguir una burbuja seca desde superficie hasta el LCL.
- Adiabáticas saturadas: curvas que representan el ascenso de una parcela ya condensada. Se curvan porque el enfriamiento es más lento al liberar calor latente, y por eso suelen separarse progresivamente de las secas al bajar la presión.
- Líneas de razón de mezcla: muestran cuánta humedad corresponde a cada nivel; desde el punto de rocío permiten estimar el LCL y la humedad de la capa baja. También ayudan a valorar si una base de nube puede ser baja, media o alta.
Qué se lee en el gráfico
El gráfico resume en una sola vista el estado termodinámico y dinámico de la atmósfera. Primero se mira el perfil de temperatura y punto de rocío; después se interpreta su separación, su forma vertical y la relación con las adiabáticas.
- Temperatura ambiental: la línea térmica muestra cómo cambia la masa de aire con la altura. Si cae rápido, el ambiente favorece ascensos; si cae poco o aparece una inversión, la atmósfera se vuelve más estable.
- Punto de rocío: la línea de rocío revela la humedad real de cada capa. Cuando se acerca a la temperatura, la saturación está próxima y la base de nube puede estar más baja.
- Depresión del punto de rocío: la separación entre temperatura y rocío indica sequedad. Una separación pequeña sugiere aire húmedo y más facilidad para formar nubes; una separación grande apunta a evaporación intensa y bases altas.
- Curva de estado y parcelas: si una parcela levantada sigue más cálida que el ambiente, hay flotabilidad positiva. Si queda más fría, el tramo es estable o inhibido.
- LCL, LFC y EL: el perfil permite ver dónde la parcela se satura, dónde empieza a subir libremente y dónde pierde flotabilidad. Estos niveles son clave para estimar base de nube, desarrollo vertical y profundidad convectiva.
- CAPE y CIN: las áreas entre la curva de parcela y la ambiental representan energía disponible o inhibición. CAPE grande suele traducirse en corrientes ascendentes más intensas; CIN grande puede bloquear por completo la convección.
- Viento con la altura: el cambio de dirección y velocidad ayuda a evaluar cizalladura, organización convectiva y posible rotación. En muchos análisis se acompaña con hodógrafa para ver el giro del viento de forma más intuitiva.
- Tipos de precipitación: si el perfil térmico cruza 0 °C o hay capas cálidas intermedias, el diagrama ayuda a distinguir lluvia, nieve, aguanieve o lluvia helada.
En conjunto, el Skew-T no solo dice si puede haber tormenta: también indica dónde nacerá la nube, cuánto podrá crecer, qué tan organizada será y qué tipo de precipitación o fenómenos severos pueden aparecer.
Esquema visual del fondo
Presión ↓
100 hPa -------------------- (parte alta, presión baja)
/ / / / / / / / / / isotermas (temperatura)
| | | | | | | | | | isobaras (niveles)
/\\\\\\\\\ adiabáticas secas
) ) ) ) ) ) ) ) ) ) adiabáticas saturadas
. . . . . . . . . . razón de mezclaEl fondo se diseña así para que el ojo compare rápidamente la trayectoria del aire real con la de una parcela seca o húmeda. Aunque el esquema es simplificado, refleja por qué el Skew-T resulta tan útil para evaluar estabilidad y humedad.
Estabilidad por tramos en el Skew-T
En el Skew-T la estabilidad de cada tramo se determina comparando la pendiente de la curva de estado, es decir la temperatura real medida, con las adiabáticas de referencia.
| Régimen | Condición | Color típico |
|---|---|---|
| Muy inestable | Pendiente curva de estado > adiabática seca | 🔴 Rojo |
| Inestable | Pendiente entre adiabática seca y adiabática saturada | 🟠 Naranja |
| Condicionalmente inestable | Pendiente entre adiabática saturada y adiabática seca, zona intermedia | 🟢 Verde |
| Estable | Pendiente curva de estado < adiabática saturada | 🔵 Azul |
La lógica física
- Muy inestable: la temperatura real desciende más rápido con la altura que una parcela seca ascendente. Cualquier parcela, húmeda o seca, sube libremente.
- Inestable: la pendiente está entre ambas adiabáticas y una parcela seca ya puede ascender libremente.
- Condicionalmente inestable: una parcela seca es frenada, pero una saturada puede ascender libremente si supera el LFC.
- Estable: el entorno enfría menos con la altura que la adiabática saturada y la parcela tiende a quedar más fría que el ambiente.
Regla visual rápida
Mira si la curva de estado queda a la derecha o a la izquierda de las adiabáticas de referencia. Cuanto más a la izquierda de la adiabática seca, más inestable es ese nivel. Cuanto más a la derecha de la adiabática saturada, más estable.
Niveles característicos
Antes de interpretar los índices conviene fijarse en los niveles característicos del sondeo, porque marcan dónde empieza la condensación, dónde se libera la convección y qué altura pueden alcanzar las nubes.
LCL · Lifted Condensation Level
Nivel donde la parcela levantada desde la superficie se satura por primera vez
Se expresa en m MSL cuando se convierte a altura sobre el nivel medio del mar. Es el nivel al que una parcela asciende siguiendo una adiabática seca hasta alcanzar saturación. Suele aproximar la base de nube cuando el ascenso es forzado por mecanismo externo, como convergencia, relieve o frente. Cuanto más bajo esté el LCL, más fácil es formar nubes bajas y más favorable suele ser el ambiente para convección con bases bajas.
LFC · Level of Free Convection
Nivel a partir del cual la parcela se vuelve más cálida que el entorno
Se expresa en m MSL y marca el punto donde la parcela ya no necesita forzamiento para seguir ascendiendo. Desde el LFC la parcela tiene flotabilidad positiva y puede desarrollarse una corriente ascendente profunda. Si el LFC está muy bajo o coincide casi con el LCL, la atmósfera libera con facilidad la energía convectiva.
CCL · Convective Condensation Level
Nivel donde el calentamiento superficial llevaría la parcela a saturación
También se expresa en m MSL. Representa la base probable de nubosidad convectiva cuando el disparo viene del calentamiento del suelo y no de un ascenso mecánico. El CCL suele situarse por encima del LCL, salvo que la temperatura convectiva necesaria sea muy baja. Es un buen indicador de la altura de base de cúmulos por calentamiento diurno.
Relación entre los tres niveles
El LCL habla de una parcela forzada a subir; el CCL de una parcela calentada desde abajo; y el LFC señala el momento en que la parcela ya puede continuar sola. Juntos permiten estimar si la atmósfera solo generará nubosidad baja, cúmulos de evolución o tormentas profundas. Cuando LCL y LFC son bajos, y el CCL no está muy alto, la convección es mucho más plausible.
cclEL · Nivel de equilibrio desde el CCL
El cclEL es el nivel de equilibrio de una parcela que asciende a partir del CCL, es decir, siguiendo el calentamiento convectivo diurno por insolación. Se expresa en m MSL. Este nivel marca el techo teórico de las nubes convectivas que se disparan por calentamiento solar: cuanto más alto esté el cclEL, mayor es el potencial de tormentas profundas con cimas elevadas. A diferencia del lfcEL, este nivel está vinculado al mecanismo de disparo térmico y no al ascenso mecánico forzado. La diferencia en altura entre el CCL y el cclEL representa la profundidad del desarrollo convectivo posible cuando el único motor es el calentamiento superficial. Es especialmente relevante en la previsión de convección de tarde sobre terreno calentado, típica del interior peninsular o de zonas de montaña en verano.
lfcEL · Nivel de equilibrio desde el LFC
El lfcEL es el nivel de equilibrio de una parcela que comienza su ascenso libre desde el LFC, ya sea por mecanismo mecánico, dinámico u orográfico. Se expresa en m MSL y representa el techo máximo teórico al que puede ascender la corriente ascendente cuando el disparo viene de un forzamiento externo. Si cclEL y lfcEL coinciden, el calentamiento diurno es suficiente para alcanzar ese techo; si el lfcEL es notablemente más alto, el forzamiento dinámico amplifica el desarrollo vertical. Un lfcEL muy elevado puede favorecer cimas de cumulonimbus en capas altas de la troposfera y fenómenos asociados a tormentas de gran intensidad.
TROP · Tropopausa
La tropopausa es el límite entre la troposfera y la estratosfera. En el sondeo se detecta como el nivel más bajo a partir del cual la temperatura deja de disminuir con la altura y comienza a mantenerse estable o incluso a aumentar. La OMM define la tropopausa como el nivel más bajo en el que el gradiente térmico cae por debajo de 2 °C/km y se mantiene así durante al menos los 2 km superiores. Se expresa en m MSL. En latitudes medias suele encontrarse entre 9 y 12 km en invierno y entre 12 y 14 km en verano; en el entorno mediterráneo varía según la masa de aire dominante. La tropopausa es fundamental en el análisis de sondeos porque marca el techo real de la convección profunda: cuando el lfcEL o el cclEL se acercan a la tropopausa, el potencial de tormentas con topes muy altos y fenómenos severos es máximo. También delimita la zona a partir de la cual la temperatura deja de ser un indicador directo de inestabilidad convectiva.
Carácter de tormenta y categoría
Este cuadro traduce el cruce entre inestabilidad y cizalladura en un tipo probable de tormenta. El diagrama adjunto muestra que la CAPE controla la energía disponible para el ascenso, mientras que la cizalladura 0–4 km organiza esa energía en estructuras más simples o más complejas. A valores bajos de shear predominan células ordinarias; con shear moderado aparecen multicélulas; y con shear alto y CAPE suficiente se favorecen supercélulas.
Lectura del gráfico
En el gráfico de carácter de tormenta, el eje vertical representa la CAPE y el horizontal la cizalladura de 4 km. La zona azul corresponde a Ordinary Cells, la zona magenta a Multicells y la zona roja a Supercells. El punto negro marca un caso de ejemplo y su posición ayuda a estimar qué tipo de organización convectiva es más probable. Si el punto queda en la franja azul, el ambiente suele sostener células simples; si cae en la magenta, favorece agrupaciones multicelulares; si entra en la roja, aumenta la probabilidad de supercélulas con rotación persistente.
Categoría de tormenta
| Categoría | Inestabilidad | Cizalladura 4 km | Interpretación operativa |
|---|---|---|---|
| Weak | Baja o moderada | Baja | Convección débil, células poco organizadas o chubascos aislados. |
| Mod | Moderada | Media | Tormentas con organización parcial, multicélulas y chubascos intensos. |
| Strong | Alta | Alta | Ambiente severo con células organizadas, posible rotación y granizo. |
Regla práctica de clasificación
Si la CAPE aumenta pero la cizalladura sigue siendo baja, la tormenta tiende a ser pulsante y de corta duración. Si la cizalladura crece con CAPE moderada, la organización mejora y aparecen multicélulas. Cuando coinciden CAPE alta y cizalladura suficiente, la estructura puede evolucionar a supercélula. En la práctica, esta lectura debe combinarse con la hodógrafa, el CAPE, el CIN y la humedad de niveles bajos para definir el tipo de tormenta esperado.
Movimiento de los núcleos convectivos · Hodógrafa
La hodógrafa representa los vectores de viento a distintas alturas trazados desde un mismo origen, uniendo sus extremos con una curva. Su forma permite evaluar cizalladura, organización convectiva y el movimiento esperado de los núcleos tormentosos.
Qué es la hodógrafa
Cada punto de la hodógrafa corresponde al vector de viento (componente U y V) a un nivel dado. Al unir los puntos de superficie hasta 6–9 km se obtiene una curva cuya longitud y curvatura resumen la cizalladura total y su distribución vertical. Una hodógrafa que describe un arco o espiral indica cizalladura rotacional, favorable a estructuras supercelulares y rotación sostenida. Una hodógrafa recta indica cizalladura unidireccional, más propia de multicélulas y sistemas lineales.
Storm Vector RM · Right Mover (Bunkers)
El Storm Vector RM o movimiento de la tormenta desviada a la derecha es el que aparece en el análisis de sondeo como Storm Motion (ej.: Storm Motion: 154/19 kt, Bunkers method, layer 0–6 km). Se calcula mediante el método de Bunkers desplazando 7,5 m/s perpendicularmente a la derecha del vector de cizallamiento profundo desde el viento medio 0–6 km. Representa la tormenta derecha, la más relevante para supercélulas en el hemisferio norte, y es la referencia para calcular la helicidad relativa a la tormenta (SRH). En la hodógrafa se marca como un punto a la derecha de la curva media.
Storm Vector LM · Left Mover (Bunkers)
El Storm Vector LM o movimiento desviado a la izquierda se calcula igual que el RM pero con desviación de 7,5 m/s hacia la izquierda del vector de cizallamiento. Representa la tormenta izquierda que resulta de la división de una célula en dos. En el hemisferio norte las tormentas izquierdas son menos comunes y suelen ser menos intensas, aunque pueden ser relevantes en ciertos perfiles de cizalladura. En la hodógrafa se sitúa simétricamente al RM respecto al punto del viento medio.
MBE · Vector Corfidi (propagación MCS)
V_MCS (forward) = 2 · V_media(850–300 hPa) − V_LLJ
El vector MBE (Meso-Beta scale Element) o vector Corfidi es la herramienta principal para pronosticar el movimiento de los sistemas convectivos de mesoescala (MCS y MCC). El movimiento total del sistema resulta de la suma de dos componentes: la advección, aproximada por el viento medio de la capa 850–300 hPa, y la propagación, opuesta al chorro de niveles bajos (LLJ, ≤850 hPa) que alimenta el sistema. Cuando ambos vectores se oponen y casi se anulan, el MCS queda casi estacionario y el riesgo de inundaciones repentinas es extremo (training de células). Para sistemas propagantes hacia delante (bow echoes, derechos), se utiliza la versión revisada de Corfidi (2003), que dobla el viento medio para capturar la propagación aguas abajo. Es el vector representado como Corfidi_fw_U y Corfidi_fw_V en los índices del sondeo.
Relación entre los tres vectores en la hodógrafa
En la hodógrafa, el viento medio 0–6 km es el centroide de la curva. El RM se coloca a la derecha y el LM a la izquierda del cizallamiento profundo. La línea que une RM y LM es perpendicular al vector de cizallamiento 0–6 km. Cuanto mayor sea el área encerrada por la hodógrafa entre superficie y 3 km y el vector RM, mayor será la helicidad relativa a la tormenta (SRH) y mayor el potencial de rotación. El vector Corfidi opera a mayor escala y no aparece sobre la hodógrafa de cizalladura sino como estimación de la trayectoria del conjunto del MCS.
| Vector | Método | Representa | Uso principal |
|---|---|---|---|
| RM | Bunkers (+7,5 m/s dcha.) | Tormenta derecha | SRH, supercélulas, EHI |
| LM | Bunkers (−7,5 m/s izda.) | Tormenta izquierda | División de células |
| MBE / Corfidi | V_media − LLJ | Movimiento MCS/MCC | Inundaciones, training, derechos |
Diagnóstico de frentes por viento térmico
El viento térmico es la diferencia vectorial entre el viento geostrófico en dos niveles. En el sondeo se diagnóstica observando cómo cambia la dirección e intensidad del viento con la altura: ese giro revela advección de temperatura y permite identificar la naturaleza del frente o masa de aire presente.
Definición de viento térmico
El viento térmico no es un viento real sino el vector que relaciona la variación del viento geostrófico con la temperatura horizontal de la capa. Es paralelo a las isotermas de la capa, con el aire frío a la izquierda en el hemisferio norte. Su magnitud es proporcional al gradiente horizontal de temperatura: cuanto mayor sea la diferencia de espesor entre dos niveles, más intenso será el viento térmico y mayor el contraste frontal en esa capa.
Giro horario → Advección cálida (frente cálido)
Cuando el viento gira en sentido horario al ascender (veering, por ejemplo de SE en superficie a SW en 850 hPa y W en 500 hPa), hay advección de aire cálido en esa capa. Este patrón es característico del sector cálido de una borrasca y de la aproximación de un frente cálido. En el sondeo se observa como un giro progresivo de la dirección del viento hacia la derecha con la altura. Cuanto más rápido y pronunciado es el giro, más intensa es la advección cálida.
Giro antihorario → Advección fría (frente frío)
Cuando el viento gira en sentido antihorario al ascender (backing, por ejemplo de SW en superficie a S en 850 hPa y SE en 500 hPa), hay advección de aire frío en esa capa. Este patrón indica el paso de un frente frío, una intrusión de aire ártico o la presencia de un núcleo frío en altura. En la hodógrafa aparece como una curva que se dobla hacia la izquierda al subir de nivel. Una combinación de backing en niveles bajos y veering en niveles altos puede indicar un frente ocluido o una situación de doble advección.
Intensidad del viento con la altura
Si el viento aumenta de intensidad con la altura siguiendo la misma dirección, el gradiente térmico horizontal es grande (contraste frontal marcado). Si el viento se debilita con la altura, el gradiente térmico es pequeño y la masa de aire es más homogénea. En el análisis operativo, la combinación del giro de la dirección y el cambio de intensidad entre superficie, 850, 700 y 500 hPa permite estimar la posición, orientación e intensidad del frente o la masa de aire sin necesidad de campos horizontales.
Diagnóstico rápido en el sondeo
| Patrón de viento con la altura | Diagnóstico | Tipo de frente / masa de aire |
|---|---|---|
| Giro horario (veering) + viento aumenta | Advección cálida intensa | Sector cálido, frente cálido próximo |
| Giro horario (veering) suave | Advección cálida débil | Postfrontal cálido, dorsales térmicas |
| Giro antihorario (backing) + viento aumenta | Advección fría intensa | Frente frío, intrusión ártica |
| Giro antihorario (backing) en capas bajas, veering en altas | Doble advección | Frente ocluido o sistema complejo |
| Sin giro, viento constante en dirección | Sin advección térmica significativa | Masa de aire homogénea, flujo barotropo |
| Viento débil o variable sin estructura | Cizalladura baja, ambiente sin organización | Situación de bloqueo o pantano barométrico |
Regla práctica: en el hemisferio norte, si cierras el puño derecho y señalas hacia donde sopla el viento medio de la capa, el pulgar apunta hacia el lado frío. Si el viento gira a la derecha al subir (veering), el calor está en la dirección de giro.
Interpretación por colores de los índices
| Color | Categoría | Uso |
|---|---|---|
| Verde | Bajo | Señal débil o umbral inicial. |
| Amarillo | Moderado | Ambiente favorable si coincide con forzamiento, humedad y disparo. |
| Naranja | Fuerte | Condiciones favorables a tormentas organizadas o fenómenos intensos. |
| Rojo | Extremo | Señal muy marcada; requiere vigilancia y contraste con radar, satélite y modelos. |
Umbrales orientativos
La tabla siguiente resume umbrales orientativos. Algunos índices no comparten una escala lineal simple, por lo que conviene interpretarlos junto al perfil completo, la cizalladura, la humedad y el mecanismo de disparo.
| Índice | Bajo | Moderado | Fuerte | Extremo |
|---|---|---|---|---|
| CAPE | 300 - 1000 | 1000 - 2500 | 2500 - 3500 | >3500 |
| VT | 20-26 | 27-30 | 30-34 | >34 |
| CT | 17-21 | 21-25 | 25-29 | >30 |
| TT | 44-47 | 47-51 | 51-56 | >56 |
| TTm | 42-48 | 48-54 | 54-60 | >60 |
| K | 15-25 | 25-35 | 35-40 | >40 |
| KO | <6 | 6-2 | <2 | — |
| LI | 0 a -2 | -2 a -5 | -5 a -8 | <-8 |
| L57 (C/km) | <6,3 | 6,3-7 | 7-9 | >9 |
| S I | 39-41 | 41-45 | 45-46 | >46 |
| H I | >30 | 20-30 | <20 | — |
| Showalter | 1 a -1 | -1 a -4 | -4 a -7 | <-7 |
| MDI | -1 a 3 | 3 - 7 | 7 - 9 | >9 |
| Boyden | 94 | 94-99 | >99 | — |
| CIN | <15 | 15-30 | 30-60 | >200 No tormenta |
| CAP | 0 | 0,1-1,9 | 2-4 | 4,1 |
| BRN | <10 | >35 cel o multicel | 15-45 supercell | — |
| SWEAT | 150-300 | 300-400 | 400-500 | 600-800 |
| Thompson | <25 | 25-34 | 35-39 | >40 |
| Jefferson | >20 | 20-30 | >30 | — |
| TQ | — | 12-17 | — | — |
| MVV (m/s) | <40 | 41-60 | 61-80 | >81 |
| SREH (0-3 km) | 100-150 Scell | 150-300 F0-F1 | 300-450 F2-F3 | >450 F4-F5 |
| Shear 0-6 km (m/s) | <10 | 10-20 | 20-30 | >30 |
| Vmax downburst (m/s) | <30 | 30-45 | 46-55 | >55 |
| EHI | 0-0,34 Scell | 0,2-1,46 F0-F1 | 0,42-2,87 F2-F3 | — |
| VGP | 0,2-0,3 | 0,5-0,6 | >0,6 | — |
| PWAT | <20 | 20-35 | 35-50 | >50 |
| WCD (m) | <1000 | 1000-2000 | 2000-3000 | >3000 |
Índices incluidos
Explicación de cada índice
PWAT
Mide la cantidad total de vapor de agua disponible en la columna atmosférica. Se obtiene integrando la humedad específica o el vapor de agua precipitable en toda la columna. Valores altos favorecen precipitación eficiente, chubascos intensos y acumulados importantes si existe disparo y ascenso persistente.
SBCAPE
Es la energía convectiva disponible para una parcela tomada en superficie. Se calcula integrando la flotabilidad positiva entre el nivel de libre convección y el nivel de equilibrio. Cuanto mayor sea, mayor potencial de corrientes ascendentes y desarrollo tormentoso si se rompe la inhibición.
SBCIN
Representa la energía negativa que frena el ascenso inicial de la parcela superficial. Se calcula como el área negativa entre la parcela y el ambiente antes del LFC. Valores pequeños favorecen el disparo; valores altos indican tapadera o cap importante.
MLCAPE
Calcula la energía de una parcela media de la capa baja, normalmente los primeros 100 hPa. La parcela se define promediando temperatura y humedad de esa capa. Suele ser más realista que SBCAPE en ambientes bien mezclados diurnos.
MLCIN
Indica la inhibición de la parcela media de la capa baja. Se obtiene igual que el CIN, pero usando una parcela representativa de la capa mezclada. Es muy útil para valorar si la mezcla diurna puede reducir el tapón o si la convección seguirá inhibida.
CAPE_total_MU
Usa la parcela con mayor theta-e de la capa baja o media-baja. Es especialmente útil cuando la superficie no es la parcela más favorable, por ejemplo con elevación nocturna o capas húmedas algo elevadas.
CIN_total_MU
Valora la inhibición que afecta a la parcela más inestable. Ayuda a juzgar si esa energía potencial podrá liberarse o seguirá bloqueada.
CAP
Es una medida del tapón cálido en niveles bajos o medios-bajos que impide el ascenso libre inicial. En la práctica resume la intensidad y profundidad de la capa de inhibición. Un cap débil puede organizar mejor la convección; un cap muy fuerte puede impedirla por completo.
TT
Índice clásico que combina gradiente térmico y humedad baja. Valores altos sugieren ambiente más favorable a tormentas, aunque debe interpretarse con CAPE y humedad real.
TTm
Es una versión ajustada del índice TT usada por algunos sistemas. Resume inestabilidad y humedad con un enfoque algo más empírico, por lo que conviene usarla como apoyo y no de forma aislada.
CT
Mide el contraste entre humedad baja y temperatura en 500 hPa. Cuanto mayor es, mayor potencial convectivo ligado a aire frío en altura sobre niveles húmedos bajos.
VT
Representa el gradiente térmico entre 850 y 500 hPa. Valores altos indican mayor enfriamiento con la altura y, por tanto, más inestabilidad potencial.
KI
Combina temperatura y humedad en 850, 700 y 500 hPa. Se usa sobre todo para estimar probabilidad de tormenta y de lluvia convectiva relativamente eficiente.
LI
Compara la temperatura del entorno en 500 hPa con la de una parcela ascendida desde superficie. Valores negativos indican que la parcela está más cálida que el ambiente y, por tanto, el aire es más inestable.
L57
Mide el gradiente térmico de la capa media entre 700 y 500 hPa, expresado en C/km. Valores altos favorecen granizo, convección vigorosa y mantenimiento de corrientes ascendentes.
SWEAT
Combina humedad, inestabilidad y viento. Fue diseñado para valorar potencial de tiempo severo y puede indicar ambientes favorables a tormentas organizadas si los ingredientes están alineados.
Shear_0_4
Mide el cambio de viento entre superficie y 4 km. Es útil para valorar organización convectiva inicial, multicélulas y estructuras con rotación incipiente.
Shear_0_6
Es una de las variables más importantes para organización de tormentas. Se calcula como la diferencia vectorial de viento entre superficie y 6 km. Valores altos favorecen multicélulas persistentes, líneas organizadas y supercélulas.
SRH_0_3_R
Mide el giro disponible para una tormenta de movimiento derecho en los 3 km bajos. Se integra la helicidad relativa al desplazamiento de la tormenta. Cuanto mayor es, mayor potencial para estructuras rotatorias y fenómenos tornádicos si existe una tormenta adecuada.
Eff_SRH_R
Es una helicidad más refinada porque solo usa la capa efectiva de entrada a tormenta. Suele ser más representativa que la helicidad fija 0-3 km cuando la base inflow no está en superficie.
DCAPE
Estima la energía disponible para corrientes descendentes evaporativas. Se calcula integrando la flotabilidad negativa de una parcela descendente saturada o enfriada por evaporación. Valores altos aumentan el potencial de reventones y rachas severas en precipitación convectiva.
Vmax_downburst
Es una estimación derivada del potencial descendente. Traducir el DCAPE a velocidad ayuda a convertir el potencial energético en una racha máxima operativa posible.
MVV
Es una estimación teórica de la velocidad vertical máxima asociada a la energía convectiva. Corrientes ascendentes muy rápidas favorecen granizo grande y tormentas intensas.
EHI
Combina CAPE y helicidad para valorar potencial de supercélula tornádica. Cuanto mayor es, más favorable puede ser el entorno para tormentas rotatorias intensas.
VGP
Combina flotabilidad y cizalladura para estimar la generación de vorticidad vertical en tormentas. Es útil como indicador compuesto del potencial supercelular.
WCD
Profundidad de la nube cálida entre la base cálida y el nivel de congelación. Valores altos suelen favorecer precipitación eficiente y lluvia intensa.
BRN
Relaciona flotabilidad y cizalladura. Ayuda a distinguir ambientes más favorables a células ordinarias, multicélulas o supercélulas, aunque nunca debe usarse aislado.
Gamma700_500
Es otra forma de expresar la inestabilidad de niveles medios. Valores altos indican enfriamiento rápido con la altura y mayor apoyo a convección profunda.
Corfidi_fw_U
Representa la componente zonal del desplazamiento esperado de sistemas convectivos según el método de Corfidi. Se usa para valorar movimiento de MCS y posible training. El vector forward de Corfidi combina el flujo medio y el de propagación para estimar el desplazamiento del sistema.
Corfidi_fw_V
Representa la componente meridional del desplazamiento esperado de sistemas convectivos. Junto con U ayuda a estimar dirección y velocidad de propagación.
KO
Compara la estabilidad entre varios niveles de theta-e. Valores bajos o negativos suelen indicar mayor inestabilidad y mejor predisposición a tormenta.
HI
Índice orientado a valorar probabilidad o capacidad de producir granizo. Suele interpretarse mejor junto a CAPE, lapse rates, freezing level y velocidad vertical.
Showalter
Compara una parcela elevada desde 850 hPa con el ambiente en 500 hPa. La parcela se asciende seca hasta LCL y húmeda hasta 500 hPa. Valores negativos indican ambiente más favorable a convección, especialmente cuando la superficie no es representativa.
MDI · Índice Mediterráneo
El MDI (Mediterranean Instability Index, o Índice Mediterráneo) es un índice de inestabilidad convectiva desarrollado específicamente para el entorno mediterráneo, donde las características de la capa límite, la humedad baja y la temperatura de niveles medios difieren de las condiciones continentales atlánticas para las que se diseñaron muchos índices clásicos. La fórmula combina cuatro ingredientes clave: la temperatura y el punto de rocío en 850 hPa, que representan el calor y la humedad de la capa baja; la temperatura en 500 hPa, que indica el grado de enfriamiento en niveles medios; y la diferencia entre temperatura y rocío en 700 hPa, que informa de la sequedad de la capa intermedia. Valores positivos altos indican mayor inestabilidad. El MDI es especialmente útil en situaciones de vaguada o DANA que afectan al Mediterráneo occidental, donde el LI clásico puede subestimar el potencial tormentoso al no capturar bien la humedad de la capa intermedia. Se interpreta mejor en combinación con CAPE, SWEAT y la morfología completa del perfil del sondeo.
Boyden
Es un índice sinóptico-thermodinámico que combina espesor y temperatura. Se emplea como apoyo para riesgo convectivo general o cambios de masa de aire.
Thompson
Parámetro compuesto usado para valorar potencial de tiempo severo. Resume varios ingredientes convectivos y es útil como indicador sintético de riesgo.
Jefferson
Índice clásico de inestabilidad y humedad. Se ha usado históricamente para valorar potencial tormentoso en ambientes cálidos y húmedos.
TQ
Índice empírico orientado a cuantificar potencial tormentoso. Su definición puede variar entre programas, por lo que debe interpretarse con cautela y junto a los campos básicos del sondeo.