1. Datos

Para el estudio de las 50 jornadas de ITN más intensas, durante el período 2011-2020, se han empleado los datos de un total de 58 observatorios meteorológicas pertenecientes a las redes de la Agencia Estatal de Meteorología (AEMET), al Sistema de Información Agroclimática para el Regadío (SIAR), del Ministerio de Agricultura y Pesca, Alimentación y Medio Ambiente, y al Servicio Automático de Información Hidrológica (SAIH), de la Confederación Hidrográfica del Segura (CHS) (tabla I). Un total de 25 observatorios utilizan variables de humedad relativa (RH), y datos de dirección (WD) y velocidad de viento (WV). Se trata de datos nocturnos horarios (00 a 06 UTC) que incluyen la franja horaria de madrugada. En segundo lugar, se han analizado los datos de los sondeos meteorológicos diarios nocturnos (00 UTC) del observatorio meteorológico de Murcia - AEMET (Código 8430), correspondientes a los niveles geopotenciales de 850, 700, 500 y 300hPa durante dichas jornadas. Para cada uno de ellos se considera la temperatura (T300, T500, T700 y T850), la humedad relativa (RH300, RH500, RH700 y RH850), la dirección (WD٣٠٠, WD٥٠٠, WD٧٠٠ y WD٨٥٠hPa) y velocidad del viento (WV300, WV500, WV700 y WV850hPa). Además, se utilizan las variables referentes a la estructura del estrato de inversión térmica: Z_BASE, T_BASE, Z_TOP y T_TOP, DZ_INV, DT_INV y LR (^{Tavousi & Abadi, 2016}).

Para el análisis se han elegido cinco comarcas o ámbitos geográficos diferentes, todos ellos pertenecientes a la Comunidad Autónoma de la Región de Murcia: Altiplano, Noroeste, Guadalentín, Vega Media del río Segura (VMRS), y Vega Baja del río Segura (VBRS) (fig. 1). Dicha elección ha estado principalmente motivada por criterios orográficos y agrícolas, además de una mayor disponibilidad de información de datos diarios y horarios de temperatura, humedad relativa y dirección y velocidad del viento. En concreto se han seleccionado comarcas interiores que representan una mayor variedad orográfica y desnivel altitudinal, caracterizada por la intercalación de valles, sistemas montañosos y altiplanos (tabla I).

Fig. 1 Distribución espacial de los observatorios meteorológicos utilizados en el análisis de ITN más intensas dentro de la DHS. 

Así mismo, se han utilizado datos de reanálisis atmosférico en diferentes niveles geopotenciales (300, 500, 700 y 850hPa), y en el campo de presión atmosférica superficial. Se obtiene una cartografía promedio de las 50 jornadas analizadas a través del NCEP II Reanalysis, cuya fuente de datos es el modelo estadounidense GFS (Global Forecast System) (http://www.esrl.noaa.gov/psd/) elaborado por el National Oceanic and Atmospheric Administration Physical Sciences Laboratory (NOAA PSL) en Boulder, Colorado (Estados Unidos, EE. UU).

En la elaboración de termografías o mapas de distribución de temperatura superficial se han empleado imágenes del sensor ASTER (Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer). Se trata de un instrumento a bordo del satélite Terra que fue lanzado en diciembre de 1999, y diseñado para adquirir datos de temperatura, emisividad, reflectancia y elevación de la superficie terrestre. Una imagen ASTER abarca una resolución espacial de 60 por 60km, y los datos se adquieren simultáneamente a tres resoluciones. Las termografías son realizadas con la banda AST_L1T, de 90m de resolución espacial con 5 bandas entre 8,29 y 11,13 micrómetros.

Las imágenes satelitales, exentas de nubosidad, han sido obtenidas de la web https://earthexplorer.usgs.gov/ para las jornadas del 29 de julio de 2017, 21 de agosto de 2017, 10 de octubre de 2017, 11 de noviembre de 2017, 4 y 5 de diciembre de 2017, 9 de enero de 2018, y 9 de agosto de 2018.

2. Métodos

La identificación y selección de las 50 madrugadas con mayor intensidad de inversión analizadas en el artículo ha sido realizada mediante la aplicación de los índices de intensidad de inversión (I) de ^{Iacobellis et al. (2009}) (eq. 1) y de ^{Ferreria y Shipp (2005}) (eq. 2):

Eq. 1

donde DT_INV es la diferencia de temperatura o intensidad de la capa de inversión (en º Kelvin), DZ_INV es el espesor de la capa de inversión (en m), y Z es la altitud del observatorio meteorológico (desde donde se lanza el sondeo) en hm.

Eq. 2

donde T850 es la temperatura en el geopotencial de 850hPa (ºC), y T2M es la temperatura a 2m sobre el suelo (en ºC).

Una vez detectadas estas jornadas se ha adoptado el índice propuesto por el autor (C_INV) (Temperature Inversion Capacity Index), con el fin de calcular y cartografiar la distribución espacial de la capacidad de inversión térmica. El índice expresa la diferencia (en ºC) entre la temperatura registrada en superficie por un observatorio meteorológico y la temperatura geopotencial que marca el sondeo atmosférico a la altitud de dicho observatorio (eq. 3).

Eq. 3

donde TZ_GEOP (i) es la temperatura geopotencial a la altitud de la estación meteorológica (en ºC) proporcionada por el sondeo atmosférico y TS (i) la temperatura superficial de la estación meteorológica (en ºC).

Las variables atmosféricas (temperatura, humedad relativa, dirección y velocidad del viento a diferentes niveles altitudinales) han sido correlacionadas estadísticamente con la intensidad de inversión para comprobar su grado relativo de influencia (eq. 4). Con tal fin, se ha utilizado el coeficiente de correlación de ^{Kendall (Kendall, 1938}), y los niveles de significancia (p value) de 0,001 (***), 0,01 (**) y 0,5 (*):

Eq. 4

donde ὠ es el estadístico de Kendall, D = ∑R - (∑R/n), m el rango de evaluadores, n el número de objetos, y ∑R la suma de rangos. La significancia del coeficiente de Kendall (eq. 5) fue calculada mediante la expresión:

Eq. 5

donde c² está distribuido como chi-cuadrada con N - 1 grados de libertad; k, número de evaluadores; N, número de sujetos, y ὠ, el coeficiente calculado de Kendall.

A partir de los datos aportados por el sondeo atmosférico se ha obtenido la profundidad de la capa límite (Zi) y el coeficiente de mezcla vertical (Kz), de acuerdo con las clases de estabilidad de ^{Pasquill (1961}), para, a continuación, aplicar dichos parámetros en el análisis de las 50 jornadas de ITN más intensas.

La profundidad de la capa límite (Zi) es la distancia desde la superficie hasta un punto donde la velocidad del flujo ha alcanzado esencialmente la velocidad de “flujo libre” (^{Prandtl, 1904}). Es el espesor de la atmósfera en que se difunden (se mezclan) los contaminantes. Durante el día, el aporte de calor y la consiguiente mezcla vertical del aire incrementan el grosor de la capa límite, que alcanza su máxima altura a primeras horas de la tarde; por el contrario, durante la noche el enfriamiento del suelo impide la turbulencia y el espesor se reduce.

El coeficiente de mezcla vertical (Kz) es una medida de la mezcla turbulenta dentro de la capa límite. La interacción de ambas o estabilidad de la atmósfera, depende de la diferencia de temperatura entre una porción de aire y el aire que la rodea.

Las imágenes satelitales ASTER (AST_L1T) han sido tratadas para convertir las unidades de radiancia y reflectividad a temperatura superficial en Kelvin (ºK), y posteriormente a Celsius (ºC). Este proceso es realizado mediante el software de tratamiento de imágenes satelitales ENVI 5.3 a través de três pasos (eq. 6). Posteriormente se realiza una validación entre los datos térmicos superficiales aportados por la imagen ASTER y las temperaturas superficiales de los observatorios meteorológicos:

1. Corrección y calibración radiométrica de las bandas de emisividad;

2. Corrección térmica atmosférica;

3. Normalización de emisividad.

Eq. 6

donde k es la constante de Stefan Boltzmann, hc es la constante de la plancha, L es la radiancia y T es la temperatura de brillo (^{Akhoondzadeh & Saradjian, 2008}).

El peso relativo de cada grupo de variables implicadas en los procesos más intensos de inversión térmica ha sido determinado mediante un Análisis de Componentes Principales (PCA). La idoneidad de los datos para realizar este análisis fue comprobada con el test de Kaiser-Meyer-Olkin (KMO), que se utilizó como medida de homogeneidad de variables, comparando los valores de los coeficientes de correlación observados con los de correlación parcial (^{Sharma, 1996}). Una medida de KMO superior a 0,50 se considera aceptable para el análisis PCA (^{Montoya Suárez, 2007}).

1. Características de las variables superficiales en las jornadas de inversiones térmicas nocturnas con advección cálida en niveles bajos

Los eventos de ITN son muy frecuentes en el área metropolitana de Murcia, con un 83,7% de noches de inversión al año (^{Espín Sánchez, 2021}). Se trata en su mayoría de inversiones térmicas con advección cálida en niveles bajos. Las SBIs (inversiones de estrato bajo) comienzan a desarrollarse desde el nivel del suelo hasta los 1000m de altitud (^{Stryhal et al., 2017}). En regiones de clima mediterráneo, como California, el porcentaje de noches de inversión térmica nocturna llega al 65% en invierno, y al 100% en el periodo estival (1960-2007) (^{Iacobellis et al., 2009}), evidenciando que se trata de un fenómeno de gran importancia en climas áridos y semiáridos. Ello genera una distribución térmica tremendamente anómala en topografías irregulares y complejas, con diferencias térmicas altitudinales y horizontales extraordinarias.

De las 50 jornadas analizadas con mayor intensidad de inversión térmica nocturna en el área de estudio (2011-2020), 14 episodios (28%) tienen lugar en noviembre, siendo éste el mes donde se concentran las más intensas en términos absolutos. Los meses invernales registran un total de 24 episodios (48%), repartidos entre diciembre (7), enero (10), y febrero (7). El resto de este tipo de jornadas se distribuyen entre octubre con 5 episodios nocturnos (10%), marzo con 4 (8%), y abril y mayo con una jornada cada uno. No se contabilizan en periodo estival (junio-agosto), donde los procesos de inversión térmica se caracterizan por ser presentar una menor intensidad y un estrato de inversión más elevado.

El área de estudio, principalmente representado en algunas comarcas como la del Noroeste, se caracterizan por poseer un notable desnivel altitudinal. Las temperaturas mínimas más bajas, se localizan en valles de diferente altitud, donde destaca, por un lado, El Chaparral (Cehegín), en pleno valle del Quipar (400m de altitud), con una temperatura media de las mínimas de -0,4ºC, y por otro, uno de los ámbitos más fríos de la Región de Murcia, el Embalse de la Risca, situada en el Campo de San Juan (Moratalla), a una altitud de 1000m (-0,4ºC). Sin embargo, aquellas estaciones meteorológicas situadas en topografías más complejas registran temperaturas más elevadas, como es el caso de Bullas (7,2ºC), Serratilla (6,5ºC) o Casas del Rey, que, a pesar de situarse a una altitud superior a 1200m, su temperatura promedio es de 5,4ºC (fig. 2). Se trata de ámbitos geográficos en resalte topográfico, zonas de medianías, o el centro de la ciudad de Murcia, influenciada por el efecto de la isla de calor urbana (ICU) durante la época invernal. Los análisis realizados sobre la ICU reflejan un incremento medio de 2,3ºC, y absoluto de 4ºC en las temperaturas mínimas (^{Hernández et al., 2009}).

Fig. 2 Perfiles topográficos con representación de los puntos de emplazamiento de las estaciones de valle y ladera, e indicación de las temperaturas mínimas absolutas registradas en la ITN de mayor diferencia térmica (2011-2020). 

El contraste térmico de las temperaturas mínimas es especialmente relevante en la Vega Media del río Segura. El contraste más significativo se da entre La Contraparada (CAP - piscinas de aire frío o cold air pools) y el Centro Meteorológico Territorial (CMT) de AEMET de Guadalupe (resalte topográfico), con un desnivel altitudinal de 4m y 4,2km de distancia. La diferencia térmica alcanza 7,7ºC el 06/11/2013 (temperaturas mínimas de 16,0ºC en el CMT de Guadalupe y 8,3ºC en la Contraparada) (tabla II).

La humedad relativa nocturna registra importantes diferencias entre zonas de CAP y las orográficamente complejas. En espacios que se sitúan fuera de las CAP, los valores higrométricos son bajos, habituales de zonas que se sitúan fuera de las zonas de ITN (56,1% en Blanca y 63,3% en Ulea). Los observatorios ubicados por encima del estrato de inversión quedan influenciados por las características de las masas de aire que afectan al sureste peninsular durante este tipo de jornadas.

El observatorio meteorológico del Chaparral, con temperaturas que se sitúan con mucha frecuencia por debajo de los 0ºC, la humedad relativa llega al 80,8%, mientras que, otro emplazamiento de valle a escasa altitud (Las Rotas), y junto al río Segura, registra una humedad relativa algo elevada (77,4%) (fig. 3).

Fig. 3 Distribución de la humedad relativa media nocturna (%) durante las 50 jornadas de ITN más intensas en: a) Altiplano, b) Noroeste, c) Guadalentín, y d) Vega Media del Segura (2011-2020). 

En general, la velocidad del flujo durante las madrugadas analizadas es muy débil (4,4km/h), con 16 jornadas donde el flujo es extremadamente débil, casi de calma (<3,0km/h). Los valores más elevados aparecen en sectores elevados, con orografía más compleja, como Venta Ulea y Casas del Rey (5,6km/h). Sin embargo, en valles de baja altitud, donde la influencia del viento es apenas relevante, y existe menos pendiente orográfica para los vientos de montaña, los valores medios son muy bajos, prácticamente imperceptibles. Es el caso de los observatorios de La Torrecica y Las Rotas (1,6km/h) o El Chaparral (2,0km/h) (figs. 4a y 4b). Por su parte, los observatorios ubicados en zonas orográficamente complejas, obtienen flujos sinópticos con mayor velocidad media con predominio de componente suroeste, como es el caso de Ulea y Campotéjar (figs. 4c y 4d).

Fig. 4 Diagrama “windrose”, que representa la distribución frecuencial, por estación, de la velocidad y dirección del viento nocturno, durante las 50 ITN más intensas (2011-2020). 

La estación meteorológica de El Chaparral registra la mayor capacidad de inversión térmica de los observatorios analizados (16,2ºC), no sólo en la comarca, sino de todas las estaciones de las cuatro zonas analizadas (fig. 5). Pese a situarse a una altitud de 430m, las temperaturas mínimas registradas inferiores a -8ºC, bajo masas de aire templadas en niveles medios atmosféricos, generan C_INV extraordinarias, de hasta 21,5ºC el 7 de enero de 2014.

Fig. 5 Distribución de la C_INV (ºC) durante las 50 jornadas más intensas en: a) Noroeste, b) Vega Alta del Segura, c) Guadalentín, y d) Vega Media del Segura (2011-2020). 

Por su parte, ámbitos montañosos en topografía compleja (Inazares o Casas del Rey), registran valores medios entre 6,7 y 4,1ºC (capacidad extremadamente débil a débil). El casco urbano de Bullas, ubicado sobre un cerro, o la cima de la Serratilla en Calasparra, obtienen valores entre 7 y 9ºC, lo que evidencia unas diferencias notables respecto a las estaciones meteorológicas ubicadas en zonas de CAP.

2. Datos aportados por los sondeos atmosféricos de la ciudad de Murcia

Los sondeos atmosféricos del CMT de Guadalupe - AEMET (Murcia), realizados en hora nocturna (00h UTC), arrojan resultados de gran interés. En primer lugar, es preciso señalar que la T_BASE de los estratos de ITN no es excesivamente baja (8,6ºC) durante las 50 jornadas analizadas. Ello implica la existencia de masas de aire templadas en niveles medios-altos atmosféricos, con valores por encima de lo habitual en la estación invernal (7,3ºC para el periodo 1983-2016). La temperatura en el geopotencial de 850hPa (T850) corrobora la presencia de masas templadas, al registrar una importante anomalía positiva respecto a la media invernal (9,9ºC frente a 5,4ºC) (1983-2016) (fig. 6a). El resto de niveles geopotenciales (700, 500 y 350hPa) obtienen también anomalías positivas para las fechas de análisis, con valores medios de 0,5ºC, -16,7ºC y -43,5ºC respectivamente. Los valores higrométricos reflejan masas de aire con muy poca carga de humedad. La RH850 obtiene resultados relativamente bajos (40,8%), aunque los valores caen rápidamente en los niveles geopotenciales de 700 a 300hPa (21,1 a 18.1% respectivamente) (fig. 6b). En determinadas jornadas, como el 22 y 26 de noviembre de 2013 o el 6 de diciembre de 2013, los valores de HR se sitúan entre 1 y 3%. Se trata, por tanto, de masas de aire templadas y extremadamente secas, tal y como se podrá comprobar en el próximo apartado.

Fig. 6 Distribución de a) T300, T500, T700 y T850 y b) y RH300, RH500, RH700 y RH850 durante las 50 jornadas analizadas. 

La velocidad del viento en los niveles atmosféricos analizados muestra registros no demasiado fuertes para la época invernal, donde la corriente en chorro suele mostrarse fuerte en las inmediaciones de la Península Ibérica. La velocidad del viento a 850hPa (WV850) obtiene un valor medio en 24,8km/h, valor relativamente bajo en periodo invernal (promedio de 32km/h durante el mes de enero para el periodo 1983-2017). Mientras que, en niveles superiores (700 a 300hPa), la velocidad oscila entre 35,9 y 79,4km/h (fig. 7). La dirección media de viento en niveles medios y altos atmosféricos viene marcada por direcciones predominantemente del 3 y 4º cuadrante, cuyas direcciones oscilan entre 180 y 360º (fig. 7). En el nivel geopotencial de 850 y 500hPa, el predominio es para la componente SSO, masas de aire templada que son alimentadas por dorsales subtropicales, como se detalla en el siguiente apartado. Por su parte, en los niveles de 700 y 300hPa, el abanico es algo más amplio, con predominios de componente S, NO y N. Eso sí, en los cuatro niveles, las velocidades más bajas, y, por tanto, de mayor calma nocturna, se registra en los primeros metros de la columna atmosférica, con una componente predominante SSO.

Fig. 7 Diagrama “windrose” con la distribución de la velocidad y dirección del viento nocturno para los geopotenciales de 850, 700, 500 y 300hPa en las 50 jornadas analizadas. 

3. Influencia de las variables meteorológicas en la intensidad de inversión térmica nocturna

Las diferencias de temperatura entre zonas de CAP y áreas orográficamente complejas durante las madrugadas estables vienen determinadas por las condiciones atmosféricas impuestas y por las características de las variables meteorológicas analizadas.

En el análisis realizado, el índice del Test de Kaiser-Meyer-Olkin (KMO) es de 0,5 (análisis del sistema de medición general MSA), lo que, sin ser realmente elevado, está en el umbral estadístico para llevar a cabo la PCA. Una parte importante de la varianza de las variables analizadas queda explicada por las dos primeras componentes, con un 48,0% de la varianza. Las variables propuestas pasar a ser explicadas principalmente por dos componentes, que contienen la mitad de toda la información (fig. 8). Las variables que más peso ejercen sobre ambas variables, son, por un lado, las temperaturas y dirección del viento en los diferentes niveles atmosféricos, y por otro, la velocidad del viento, humedad relativa a diferentes estratos atmosféricos, e índices de estabilidad.

Fig. 8 Gráfico Biplot o círculo de correlaciones. Combina la representación de las componentes analizadas. Se utilizan las variables de Kz (coeficiente de mezcal vertical), Zi (altura capa límite), WV850, WV700, WV500, WV300, WV WAM y WV CAP, DV850, DV700, DV500, DV300, DVCAP y DVWAM, HR850, HR700, HR500, HR300, HRCAP y HRWAM, T850, T700, T500, T300, TCAP y TWAM, VVDif (diferencia en la velocidad del viento entre los observatorios), DifT (diferencia térmica entre los observatorios), Dθ850 (intensidad de inversión), TNn, TNn CAP, y TnnWAM. 

Según el gráfico Biplot, las variables más influyentes en la intensidad de inversión (Dθ850), y, por tanto, en la diferencia de temperatura entre zonas de inversión (CAP) y áreas más accidentadas, es el coeficiente de mezcla vertical (Kz), la altura de la capa límite (Zi), la velocidad del viento en los geopotenciales de 850 a 300hPa, y la humedad relativa a 850hPa. Estas variables tienen un peso importante en el segundo eje (ordenadas), con valores que se aproximan a 0,7 y -0,7 (fig. 8). Por su parte, las temperaturas a diferentes niveles geopotenciales (300 a 850hPa) tienen una mayor influencia en las temperaturas mínimas superficiales (TNn), junto a la dirección del viento (DV300 a 850hPa). En el eje principal o de abscisas, obtienen valores de 0,5 a 1,0.

Por tanto, para que un proceso de ITN registre una intensidad de inversión elevada, y, por tanto, temperaturas muy contrastadas entre zonas de valle y medianías, las características son las siguientes:

-Aparición durante la época fría del año (septiembre a mayo). Pero especialmente durante los meses de noviembre a marzo, donde se registra el 84% de las jornadas analizadas. Se trata de la época del año donde hay un mayor número de horas nocturnas, y, por tanto, los procesos de ITN disponen de una mayor duración para hacer más eficiente sus mecanismos de deposición de aire frío en las zonas más deprimidas;

-Estabilidad en niveles medios y altos atmosféricos. Existe una alta correlación entre una mayor intensidad de inversión (Dθ850) y masas de aire templadas en niveles medios atmosféricos (especialmente en el geopotencial de 850hPa). La correlación estadística según Kendall (R²) adquiere valores importantes con la T850 (0,66), WV850 (-0,64) y especialmente la RH850 (-0,74) (fig. 9a). Por tanto, a mayor temperatura, menor humedad relativa, y una velocidad del viento más débil, los procesos de ITN son más intensos. Los resultados de la RH850 en las jornadas analizadas, muestran que, cuando la intensidad de inversión (Dθ850) supera los 7ºC, la humedad relativa a 850hPa es igual o inferior al 30%. Por tanto, las inversiones térmicas aumentan de intensidad al disminuir la humedad relativa al nivel de 850hPa. En las islas Svalbard, ^{Vihma et al. (2011}b) también encuentran importantes correlaciones con el geopotencial a 850hPa, especialmente con los valores de humedad relativa de masas de aire con muy poca carga higrométrica (R² de 0,88). Se trata de inversiones térmicas con estrato cálido, alimentadas por masas de aire en niveles medios atmosféricos con anomalías térmicas positivas. En el análisis efectuado, la T850 registra un valor medio de 9,9ºC durante las jornadas invernales, frente a un promedio climatológico de 5,4ºC (1983-2016). Además, las jornadas que registran intensidades (Dθ850) superior a 5ºC, registran T850 igual o superior a 10ºC, valor anómalo en invierno (fig. 9b);

-Las altas presiones en los geopotenciales analizados configuran una atmósfera muy estable, con velocidades de viento muy débiles a 850 y 700hPa, y bajos valores higrométricos a 850hPa. Ello genera unos primeros metros de la atmósfera (altura de la capa límite, Zi) muy calmada, donde el coeficiente de mezcla vertical (Kz) registra valores exiguos. Existe una importante correlación de Kz con la diferencia de temperatura entre observatorios en zonas de CAP y los que se sitúan fuera de la influencia de la inversión térmica (R² de -0,74), mientras que, con la altura de la capa límite (Zi) la correlación es de -0,57. Los valores de Kz son incluso mayores para la Comarca del Noroeste (R² de -0,77). Valores muy bajos del coeficiente de mezcla vertical supone una mayor diferencia de temperatura en madrugadas con ITN. En las jornadas de análisis, las diferencias de temperatura igual o superior a 7ºC corresponden a valores de Kz extremadamente bajos (< 50m²/s);

-Las temperaturas mínimas superficiales (Tn) registradas en las regiones analizadas obtienen una alta correlación estadística con las características térmicas de las masas de aire a 850, 700 y 500hPa (R² de 0,75 a 0,78). Los valores son algo más elevadas para las temperaturas registradas en los observatorios sin influencia de ITN (0,81 con T850), donde se pone de manifiesto, que, dichos observatorios se encuentran más influenciados por las características generales de los niveles medios y altos atmosféricos.

Fig. 9 Coeficiente de correlación según Kendall entre: a) la diferencia de temperatura potencial o intensidad de inversión (Dθ850) (ºC) vs la humedad relativa (%); y b) la diferencia de temperatura potencial o intensidad de inversión (Dθ850) (ºC) vs temperatura geopotencial a 850hPa (T850) durante las 50 jornadas analizadas. * nivel de significancia estadística del 0,90, ** nivel de significancia estadística del 0,95, y *** nivel de significancia estadística del 0,99. 

4. Configuración sinóptica y trayectorias de masas de aire

Tras el análisis de las 50 jornadas han sido definidos cuatro patrones sinópticos referentes a las configuraciones atmosféricas: dorsal subtropical marítima (DTm), dorsal subtropical continental (DTc), circulación zonal atlántica (CZA), y vaguada polar marítima (VPm) al oeste de la Península Ibérica. Todos los tipos obtienen un denominador común, una advección del oeste de masas de aire de procedencia atlántica con características templadas. En su mayoría procedentes de la costa este de Canadá, y sufren procesos de aumento de la temperatura debido a la corriente del Golfo.

La DTm aparece en 23 jornadas, con un peso relativo importante respecto al total (46%). La dorsal se ubica preferentemente al oeste de la Península Ibérica, con un eje inclinado dirección (SO-NE). Registra una altitud media en el geopotencial de 500hPa de 5730m, cifra superior al promedio invernal sobre la ciudad de Murcia (5670m) (^{Garrido et al., 2014}). En superficie, el anticiclón de las Azores aparece centrado sobre el Atlántico central, con una presión media realmente importante (1032,6hPa).

La CZA, con advección subtropical marítima, aparece en 10 jornadas (20%). Se caracteriza por la presencia del Anticiclón de las Azores sobre el Atlántico central (1028hPa). Es reforzado por temperaturas templadas y estabilidad en niveles altos atmosféricos (5720m), con masas de aire que arrancan de dos sectores geográficos principales, de las Islas de las Azores (Atlántico central) y de la península de Terranova.

La VPm viene definida por una vaguada situada al oeste de la Península Ibérica. Se produce en un total de 9 ocasiones (18% del total). El sureste de la Península Ibérica queda bajo la influencia del sector delantero occidental de la dorsal subtropical continental, que afecta directamente al Mediterráneo central (altitud geopotencial a 500hPa de 5620m). Las masas de aire proceden en la mayoría de ocasiones de la zona central de EE. UU y Canadá, y un origen secundario de Groenlandia. A pesar de la reducción de la presión atmosférica media en el área de estudio, mantiene altas presiones relativas (1015hPa).

La cartografía media de las 50 jornadas analizadas refleja una zona de difluencia o dipolo sobre la Península Ibérica en niveles medios y altos atmosféricos (500 y 300hPa) (fig. 10). En capas medias-bajas atmosféricas aparece una DTm, cuyo eje, se posiciona en sentido NNO-SSE al oeste de Marruecos. Se trata, de una gran dorsal planetaria con clara influencia sobre la casi totalidad de la Península Ibérica. Además, en el geopotencial de 850hPa, la dorsal se aísla al suroeste de la Península, conformando una gran burbuja cálida (1560m).

La información aportada por los sondeos atmosféricos, analizado en el apartado anterior, corrobora la aparición de temperaturas relativamente templadas para la época en los diferentes geopotenciales analizados sobre el sureste peninsular. Se registran temperaturas de -44ºC a 300hPa, -17ºC a 500, 1,5ºC a 700hPa, y 9,5ºC a 850hPa (fig. 11). La distribución térmica en el sur peninsular sigue el patrón de altitud geopotencial, con el claro reflejo del dipolo (300-500hPa), y de la dorsal subtropical marítima al suroeste de la Península Ibérica (700-850hPa).

La configuración sinóptica en DTc está representada en 5 jornadas (10%), pero da lugar al 56% de las jornadas con mayor intensidad de las jornadas analizadas. Los resultados son similares a los aportados en la zona central de EE. UU, donde el llamo anticiclón de borde, y la dorsal subtropical en altura representa el 46% de las configuraciones sinópticas que dan lugar a inversiones térmicas de intensidad en niveles bajos intensidad (^{Li et al., 2015}). En esta configuración, el geopotencial a 500hPa se sitúa a una altitud algo mayor (5824m), especialmente por la mayor proximidad de la dorsal al sureste peninsular. La presión atmosférica superficial se sitúa en 1025hPa, algo menor que en la configuración de DTm, pero superior a la presión atmosférica media de Murcia en época invernal (1016hPa).

Fig. 10 Altitud media (m) de los niveles geopotenciales de: a) 300, b) 500, c) 700, y d) 850hPa de las 50 jornadas analizadas. Fuente: NOAA Physical Sciences Laboratory (PSL) 

Fig. 11 Temperatura media (ºC) en los niveles geopotenciales de: a) 300, b) 500, c) 700, y d) 850hPa de las 50 jornadas analizadas. Fuente: NOAA Physical Sciences Laboratory (PSL) 

Entorno al 60% del origen de las masas de aire arrancan en latitudes templadas, entre 30 y 50ºN, en una amplia banda latitudinal que abarca desde el centro de EE. UU hasta el Mar Negro. Por su parte, un 20% de las masas de aire tienen su origen en las proximidades de la Península Ibérica, recorriendo, por tanto, muy poco trayecto. Existe un tercer origen al este de la Península Ibérica. Se trata de masas de aire templadas de trayectoria retrógrada. La mayoría nacen entorno al Mediterráneo (desde Italia a Turquía, con puntos en Grecia, Libia, o Mar Negro, …). En las jornadas con las ITN más intensas de las 50 analizadas, la mayoría de las trayectorias de las masas de aire arrancan de latitudes más bajas (37-38ºN). Lo hacen desde sectores centrales del Atlántico (la gran mayoría con un paso cercano al archipiélago de las Azores), desde la costa oeste de EE. UU, y varias de ellas desde las costas orientales Canadá. Eso sí, la mayoría de las trayectorias recorren el Atlántico central, dando lugar a advecciones templadas sobre la Península Ibérica (T850 de 10,2ºC).

5. Distribución espacial de temperaturas nocturnas en jornadas intensas de ITN. El uso de termografías nocturnas (sensor ASTER).

Las termografías satelitales nocturnas son una herramienta de notable importancia en el análisis de la distribución de las temperaturas mínimas superficiales (LSF). En éste apartado se utilizan imágenes satelitales de muy alta resolución espacial (ASTER-EOS, AST_L1T) con 90m de pixel, que reflejan espacialmente las contrastadas diferencias térmicas superficiales de las temperaturas mínimas entre zonas de CAP y ámbitos orográficamente complejos.

Se realiza una validación del producto AST_L1T respecto a las temperaturas registradas en los observatorios meteorológicos de los ámbitos geográficos analizados. El coeficiente de correlación de Kendall obtiene un R² de 0,93 para todas las estaciones analizadas (fig. 12). Se trata, por tanto, de un ajuste excelente, con una muy buena distribución espacial de las temperaturas en las termografías generadas.

Fig. 12 Correlación estadística según Kendall entre la temperatura superficial de los observatorios meteorológicos vs la temperatura estimada por el sensor ASTER-EOS. * nivel de significancia estadística del 0,90, ** nivel de significancia estadística del 0,95, y *** nivel de significancia estadística del 0,99. 

Las termografías muestran la distribución espacial de temperaturas nocturnas en diferentes ámbitos geográficos de la DHS. El sensor ASTER no posee una frecuencia temporal homogénea a lo largo del año, de hecho, presenta bastante aleatoriedad temporal, sin un rango temporal fijo. Su utilidad radica en que son termografías nocturnas de muy alta resolución, donde es posible identificar CAP en espacios de reducido tamaño (<1km²). En algunos ámbitos territoriales como la zona ONO del área de estudio, comarca del noroeste de la Región de Murcia, o la zona prelitoral meridional de la DHS muestra en círculos negros los principales polos fríos nocturnos, y los ambientes más templados en las zonas de montaña y territorios orográficamente complejos.

El sector más noroccidental de la DHS se caracteriza, también, por poseer pequeños valles entre ámbitos montañosos, con acumulación localizada de aire frío nocturno durante madrugadas estables. Se generan diferencias térmicas de importancia, como se detalla a continuación. El sector noroeste del área de estudio (Río Madera - Bogarra) registra temperaturas en zonas de valle de -1 a -2ºC en la jornada analizada (9 de enero de 2018). Destacan las depresiones de Vegallera (1), Las Mohedas (2), El Galapagar - Potiche (3), El Pozuelo (4), Casa de la Rambla - Molinicos (5), Los Prados (6) y Vizcable - Sege (7). Las diferencias térmicas respecto a los relieves colindantes se sitúan en algunos sectores en 8 y 10ºC, en distancias inferiores a 5km (fig. 13). Existen otras CAP en zonas septentrionales de la región analizada con temperaturas en los fondos de valle de -2 a -5ºC), entre los que destacan la Navazuela - Alcadozo (8), La Hoya - Nava de Arriba (9), y Rincón del Moro (10).

Fig. 13 Termografías nocturnas (ASTER-EOS) de la zona ONO de la DHS, municipios de Bogarra, Liétor o Ayna (9 de enero 2018). Los círculos hacen referencia a las piscinas de aire frío (CAP) identificadas. 

El ámbito más occidental de la región analizada coincide con las mayores elevaciones, configurando valles de elevada altitud (>1000m), y cuyos vientos catabáticos o brisa de montaña descienden de áreas montañosas, muchas de ellas por encima de 1700m de altitud. Los fondos de valles albergan temperaturas entre -3 y -4ºC. Destacan las depresiones de la Fuente de la Sabina (1), Las Hoyas de Campuzano - El Sabinar (2), Valle de la Rogativa (3), Cañada de la Cruz (4), sector oriental del Campo de San Juan (5), Rambla de Inazares (6), El Tartamudo (7) y La Junquera (8). El contraste térmico con las sierras colindantes, llega a ser, en algunas CAP, muy importante. Aparecen diferencias de 9/10ºC en apenas 3/4km en línea recta (fig. 14). Por su parte, en el sector central, a una menor altitud (700-1000m), las temperaturas en las CAP se sitúan entre -1 y -3ºC, donde destacan el Bco. de las Pocicas - Los Royos (9), Embalse de Valdeinfierno (10), Las Munueras (11), Cañada del Charco (12), Las Roturas - Archivel (13), Campo de Béjar (14), La Tejera - Doña Inés (15), Valle de Avilés (16) o Valle del Aceniche (18). Por su parte, los valles más orientales, a una menor altitud (300-600m), en las proximidades de las cabeceras municipales de la Comarca del Noroeste, registran temperaturas entre 1 y -1ºC. Destacan pequeñas cubetas como las de Prado Judío (entre Bullas y La Copa) (18), El Chaparral (19), La Cañaverosa (20), Los Olmos (21), El Almirez (22), El Campillo - Socovos (23).

Fig. 14 Termografías nocturnas (ASTER-EOS) de la del Noroeste de la Región y Tierras Altas de Lorca, Región de Murcia (9 de enero 2018). Los círculos hacen referencia a las piscinas de aire frío (CAP) identificadas. 

La ciudad de Lorca, y su huerta, durante la madrugada del 9 de enero de 2017 registra temperaturas de 13ºC al noreste de la ciudad, concretamente en la Sierra de la Tercia (a casi 1000m de altitud), que no contrasta demasiado con la cabecera comarcal (330m), debido al efecto ICU nocturna (11,5 a 12ºC). Además, la ubicación de gran parte de la ciudad en ladera, aumentan la temperatura durante las madrugadas de inversión.

En la Huerta de Lorca, los píxeles más bajos (unos 8ºC) se sitúan en el Vainazo (1) y en el paraje de la Torre (2), o en las Norias (3), ligeramente por debajo de 300m de altitud, entre Lorca y Puerto Lumbreras, con valores que se sitúan, por lo general, entre 9 y 10ºC en el resto de Huerta. Se aprecia, por tanto, un contraste térmico entre el fondo de valle y los relieves circundantes, de 3 a 4ºC en 1,5km en línea recta (fig. 15). En la termografía nocturna se observan los valores térmicos más elevados en los relieves montañosos que cierran la depresión, y los valores más bajos que empiezan a aparecer al norte de la ciudad de Lorca, en los primeros sectores del altiplano norte de Lorca, con altitudes algo más elevadas.

Fig. 15 Termografías nocturnas (ASTER-EOS) de la zona meridional del litoral murciano-almeriense (9 de enero 2017). Los círculos hacen referencia a las piscinas de aire frío (CAP) identificadas. 

La Comarca de los Vélez, que comprende parte del altiplano norte almeriense, se caracteriza por registrar bajas temperaturas en época invernal. Con una altitud media ligeramente superior a 1000m sus altiplanos y depresiones conforman interesantes CAP, con un importante contraste térmico con las sierras contiguas.

La imagen de análisis corresponde al 29 de julio y era la única disponible con los requisitos para una termografía de estas características. Se trata de una época muy cálida, pero donde aparecen CAP (inversión térmica). Las temperaturas más bajas, al principio de la madrugada, se sitúan entre 19 y 21ºC en los fondos de valle analizados, sin duda valores elevados. Entre los valles más destacados están la Vega de Chirivel (1), el Prado de los Burros-María (2), Taibena (3), La Tova-Fuensanta (4), o el paraje de Lería (5).

Las diferencias de temperatura son importantes, de hasta 7ºC en apenas 1km de distancia. Se observan temperaturas de 19ºC al norte del municipio de María (5), mientras que, en las laderas cercanas del Cerro del Buitre, la temperatura sube a 26ºC. También es destacable la diferencia entre las temperaturas detectadas en las laderas de la Solana de las Muelas (Montalviche) (en torno a 26,5ºC) y las que se dan, a tan sólo 2,5km de distancia en línea recta, en la Diputación de Taibena (3) (apenas 20ºC) (fig. 16).

Fig. 16 Termografías nocturnas (ASTER-EOS) de la zona meridional del litoral murciano-almeriense (9 de enero 2017). Los círculos hacen referencia a las piscinas de aire frío (CAP) identificadas.