(Autor: José María Sánchez-Laulhé Ollero)
Este artículo trata de indagar en las causas meteorológicas particulares que dieron lugar a las graves inundaciones en Málaga ciudad y en la Axarquía, comarca del este de la provincia el día 13 de noviembre de 2024 en el marco sinóptico de una dana que también produjo precipitaciones en buena parte de la Península (figura 1).
Figura 1. Precipitación acumulada durante el día 13 de noviembre
Es significativo el mapa de descargas eléctricas (figura 2).
Figura 2. Descargas eléctricas durante el día 13 (+, rayo positivo; -, rayo negativo; o, rayo nube.+-nube). Fuente: AEMET
Introducción
El tiempo en Europa depende en gran medida de las ondas de Rossby que se propagan a lo largo la corriente en chorro del Atlántico Norte acompañando a los ciclones (borrascas) y anticiclones móviles de las latitudes medias. En sus últimas etapas estas perturbaciones pueden modificar fuertemente su entorno, formando las ondas transitorias de Rossby de gran amplitud que hacen que la corriente en chorro de niveles altos serpentee a lo largo de miles de kilómetros desarrollando dorsales anticiclónicas y vaguadas que se estiran respectivamente hacia el polo y hacia los subtrópicos. Las vaguadas están asociadas a lenguas alargadas de aire estratosférico de alta vorticidad potencial (PV) que con frecuencia, se estiran hasta formar filamentos estrechos de PV en los pliegues de la tropopausa, llamados streamers PV. Los streamers PV son ampliamente reconocidos como precursores de las ciclogénesis mediterráneas y como desencadenantes de fenómenos meteorológicos de alto impacto, en particular precipitaciones intensas e inundaciones (por ejemplo el caso de las recientes inundaciones de la Costa del Sol del 3 de febrero de 2025). Este patrón muy ondulado a menudo acaba rompiéndose sobre el continente europeo, dando lugar típicamente a un anticiclón cálido de bloqueo, europeo o escandinavo en el norte de Europa, y una baja ciclónica en las latitudes del mar Mediterráneo, incluyendo el Atlántico próximo. Ambas, circulaciones aisladas del flujo principal del oeste de las latitudes medias.
Las bajas presiones aisladas en altura, llamadas danas en España, en su lento desplazamiento hacia el sur, mantienen: un flujo ciclónico, cuya intensidad disminuye hacia la superficie, bajas temperaturas y estabilidad estática reducida en la troposfera media y baja. Debido a su lento desplazamiento, las danas, interactuando con las cadenas montañosas costeras, pueden organizar flujos con inestabilidad convectiva hacia áreas de forzamiento ascendente, y formar sistemas convectivos de mesoescala (SCM) que son los principales responsables de inundaciones repentinas en la España mediterránea.
Los sistema convectivo mesoscalares, SCM, son las mayores tormentas convectivas. Un SCM se desarrolla cuando nubes convectivas de gran desarrollo vertical (cumulonimbos o líneas de cumulonimbos), que se forman en respuesta a la inestabilidad convectiva, se amalgaman o se suceden inmediatamente en un área determinada y se organizan en un sistema nuboso compacto resultado de una circulación convectiva de una escala mayor bajo un gran escudo nuboso cirriforme. A medida que las nubes convectivas convergen, calientan la troposfera por liberación de calor latente y radiativo, e inducen una circulación de dimensión mesoscalar que consta en dos grandes giros verticales que interesan a sendas capas de la troposfera (ver esquema en la figura 3), invirtiendo el orden vertical inicial de las capas. El giro ascendente, que alimenta al SCM, interesa a una capa inicialmente en la troposfera inferior de varios kilómetros de profundidad (no necesariamente de la capa límite), que pasa a ser la rama ascendente de la circulación que no es vertical sino en rampa o pendiente. El giro descendente desplaza una capa de niveles medios a niveles bajos y acumula aire frio por debajo del ascenso en rampa. La convección en un SCM en estado maduro consiste pues en un giro de capas, muy diferente de la convección asociada a un simple cumulonimbo, que se realiza por burbujas de aire que ascienden desde la capa límite.
Figura 3. Líneas de corriente de flujo de aire relativo al sistema generadas en una simulación numérica promediada en el tiempo de una línea de turbonada con precipitación estratiforme posterior. El contorno sólido en negrita delinea la zona fría (región de perturbación negativa de la temperatura potencial negativa). Adaptado de Fovell y Ogura (1988).
Marco sinóptico y mesoscalar
En la figura 4 se muestran los campos de altura de geopotencial y viento en 700 hPa y los de presión a nivel del mar y de viento a 10 m del día 13, previstos para las 09 UTC (figuras 4a y 4b) y los mismos campos para el análisis de las 12 UTC (figura 4c y 4d), todo del modelo HRES del ECMWF. Las precipitaciones intensas empezaron alrededor de las 11 UTC, por lo que los mapas representan las situaciones de antes y durante el evento. A nivel sinóptico la situación es estacionaria, con los centros ciclónicos de ambos niveles están claramente desplazados: el centro ciclónico en 700 hPa sobre el SO de la Península (figura 4a y 4c) inducido por la anomalía de vorticidad potencial en la tropopausa asociada a la dana; las bajas presiones en superficie sobre el golfo de Cádiz, el mar de Alborán y Mediterráneo occidental (figura 4b y 4d), inducidas por las temperaturas cálidas en la superficie del mar, particularmente destacable la vaguada invertida de bajas presiones en superficie en Alborán “ba“ (figura 4d). En el oeste de Alborán el flujo era convectivamente inestable al sobrevolar el aire del sudoeste y seco en niveles medios, el aire cálido y húmedo en superficie, particularmente inestable. Sin embargo se advierten diferencias importantes a nivel mesoscalar entre las 09 y las 12 en el noroeste del mar de Alborán, especialmente en las proximidades de la bahía de Málaga: los vientos se hicieron más del sur, tanto en 700 hPa como en superficie (donde retrocede hacia el este el viento de levante), debilitándose esta componente en altura e intensificándose en superficie, mientras la presión disminuye tanto en 700 hPa como en superficie en la misma zona. Estas variaciones son compatibles con el acoplamiento necesario para la desestabilización convectiva en capas.
Figura 4. Arriba: previstos (+09 h) del modelo operativo del ECMWF del 13 de noviembre de 2024 (a): viento y altura del geopotencial en 700 hPa (líneas de nivel en negro cada 20 m) y espesor 850/925 hPa (líneas azules cada 20 m); (b) presión a nivel del mar (isobaras en negro cada 2 hPa), viento a 10 m y espesores 850/925 hPa. Abajo: ídem del análisis del modelo del 13 de noviembre de 2024 a las 12 UTC
Las imágenes de satélite y frente en altura
La dana había alcanzado la península ibérica desde el NE adquiriendo durante el día 13 una trayectoria más zonal. Su posición durante la tarde del día 13 se muestra en las imágenes “masa de aire” de las 12, 14, 15 y 18 UTC del satélite Meteosat segunda generación (MSG) con los colores rojizos característicos de su masa de aire polar con origen próximo a la estratosfera, rica en ozono y muy seca (figura 5). En la zona de subsidencia del oeste de la dana se observan dos bandas especialmente oscuras características de pliegues de la tropopausa asociados a máximos de viento en chorro en niveles altos, que están señaladas en la imagen de las 12 UTC (figura 5a) con las líneas negras acabadas en flecha, que confluyen cerca del cabo de San Vicente. En esta imagen también se observa, al sur de la dana, una banda de nubosidad alta sobre la masa tropical (color verde), que caracteriza la zona baroclina entre la masa tropical y la masa de aire polar de la dana. En la banda nubosa baroclina, se distingue una nubosidad en forma de hoja baroclina, marcada con “hb”, típica de una frontogénesis. Además se puede observar la desaparición de la nubosidad alta en la parte sur de la hoja baroclina, sobre la costa noroeste del mar de Alborán, asociada probablemente a la irrupción del aire seco del mencionado pliegue de la tropopausa, que llevó a la formación de un frente frío en altura (FFA), cuya evolución se indica en las figuras 5b, 5c y 5d. En la imagen de las 18 UTC el FFA ha adquirido dimensiones de frente sinóptico y un aspecto que recuerda una oclusión cálida. Esta frontogénesis fría y la inestabilidad convectiva sobre Alborán fueron claves en el desarrollo de la squall line o línea de turbonada (LT) que originó las intensas precipitaciones de este día en Málaga. En la imagen “fase de nube” del Meteosat Tercera Generación (MTG) de las 14:30 las tormentas de la LT en la parte delantera del FFA esa hora (figura 6b).
Figura 5. Imágenes RGB masa de aire del MSG de las: (a) 12 UTC, (b) 14 UTC, (c) 15 UTC y 18 UTC. V vórtice ciclónico de la dana; hb, hoja baroclína; ffa, frente frío en altura. Fuente: Eumetsat
Figura 6. Imágenes RGB “fase de nubes” del MTG de las: (a) 09:00; señalada la nubosidad en cordel (rope cloud) de la línea seca (b) 14:30 UTC; trazado subjetivo de la intrusión de aire polar que dio lugar en su parte delantera al frente frío en altura. Fuente: Eumetsat
Hay numerosos estudios que relacionan a la frontogenesis fría en altura con la generación de eventos muy severos de LT. Son situaciones en que se dispara la inestabilidad convectiva cuando un FFA, con aire seco y frío, sobrevuela una región con aire cálido y húmedo. En particular, el caso que nos ocupa es bastante similar a los de formación de LT prefrontales en el sector cálido de ciclones extratropicales al este de las Montañas Rocosas. Esquemáticamente los ascensos asociados a los FFA constan de dos partes: una superior, que está situada por delante y por encima del morro delantero del aire frío, que es la rama ascendente de la circulación térmicamente directa ligada a la frontogénesis, y otra inferior en la que el movimiento ascendente es consecuencia de los cambios rápidos en el gradiente de presión al paso por encima del morro del FFA. Este cambio produce vientos ageostróficos y convergencia a medida que las parcelas de aire se ajustan al gradiente de presión cambiante. Como resultado de estos ascensos, la masa de aire convectivamente inestable se eleva hasta la saturación, desencadenando la formación de una banda de lluvia convectiva del FFA (figura 7).
Figura 7. Esquema del desarrollo de una LT al este de las Montañas Rocosas forzado por un frente frío en altura (adaptado de Hobbs et al., 1996)
El paso de la línea de turbonada sobre la ciudad de Málaga
Las precipitaciones fueron muy intensas en la ciudad de Málaga, con máximo histórico de precipitación acumulada de 85.2 mm en una hora medido en la estación automática Málaga Puerto de AEMET.
Figura 8. (a) Gráficas del día 13 de la estación automática Málaga CMT de AEMET de: presión, temperatura a 2 m, humedad a 2 m y el viento a 10m; (b) perfil altura-longitud de la máxima reflectividad del radar de Málaga para las proximidades de Málaga ciudad de 11:00 a 13:20 UTC. La dimensión longitudinal de la ciudad está indicada por la raya roja. Fuente: AEMET
En la figura 8a se muestran las gráficas del día 13 de: la presión, la temperatura a 2 m, la humedad a 2 m y el viento a 8 m en la estación Málaga CMT de AEMET, en las que hay que destacar:
- La entrada del viento de levante a las 06:00 UTC coincide con un máximo relativo de presión. Posteriormente la presión disminuye, acelerándose la caída de 10:00 a 11:00, producto de los movimientos ascendentes previos al paso del FFA. El mínimo de presión de las 11:00 fue seguido de un máximo alrededor de la 11:30. Esta subida de presión de algo más de 1.5 hPa, de 11:00 a 11:30, refleja el aumento de espesor del aire frío en altura tras el FFA.
- Intensificación del viento de levante hasta el comienzo de las precipitaciones intensas, a las 11:00 UTC, amainando bruscamente a flojos variables bruscamente a esa hora. El movimiento ascendente que genera las precipitaciones es consecuencia de los cambios rápidos en el gradiente de presión al paso por encima del morro de FFA. Este cambio produce vientos ageostróficos y convergencias a medida que las parcelas de aire se ajustan al gradiente de presión cambiante (ver esquema de la figura 7).
- La humedad relativa se mantuvo por debajo del 80 % entre 08:00 y 11:00 UTC, intervalo del viento de levante previo las precipitaciones, debido a que parte de la masa de aire del viento de levante junto a la costa procede de tierra. La humedad solo sube con las precipitaciones, lo que es indicativo de que el aire que alimenta la banda convectiva asociada al FFA se origina mar adentro por elevación hasta la saturación de un flujo del sur, como confirma el esquema de la circulación en niveles bajos interpretado a partir del producto “viento doppler” del radar de Málaga (figura 9).
- Cuatro horas de precipitación ininterrumpida entre las 11:00 y las 15:00 UTC, durante las cuales el aire en superficie se mantuvo saturado, y consiguientemente la actividad convectiva no produjo vientos fuertes en dicho periodo: a partir de las 11:00 los vientos no superaron los 11 km/h. Las máximas intensidades de precipitación ocurrieron al principio de este periodo, siendo 26 mm el máximo de precipitación acumulada en diez minutos (entre 11:21 y 11:30 UTC). Posteriormente la intensidad de precipitación tuvo una tendencia general decreciente. En la figura 8b se muestra el lento desplazamiento hacia el este de la reflectividad máxima medida por el radar de Málaga en las proximidades de esta ciudad de11:00 a 13:20 UTC.
Figura 9. Arriba: imágenes reflectividad máxima para las 12:00 UTC (izquierda) y para las 14:30 UTC; abajo: imágenes viento doppler para las 12:00 UTC (izquierda) y para las 14:30 UTC, obtenidas por el radar Málaga de AEMET. Las flechas en rojo indican circulaciones deducidas próximas a la superficie. Las flechas contorneadas grandes indican vientos en altura.
Interpretación a través de los mapas del modelo HRES del ECMWF
Durante las primeras horas del día se produjo un cambio del viento en niveles bajos a levante en Alborán asociado a la disminución de las presión a nivel del mar en la zona del Estrecho respecto al Mediterráneo occidental, y al giro a SO del flujo del en altura sobre el norte de Marruecos (figura 4).
El levante en Alborán en este caso fue la prolongación hacia el Estrecho de una corriente de aire de componente norte atrapada en la costa oriental de la Península que se aprecia en la figura 4b y que es relativamente frío al incorporar vientos catabáticos de tierra. El morro de esta corriente avanzó hacia el oeste de Alborán, alcanzando las proximidades del Estrecho sobre las 09:00 UTC. Dada la estrechez del mar de Alborán el flujo acaba ocupando prácticamente toda la anchura de este mar (se puede apreciar la línea seca que limita el flujo por el sur próxima a la costa sur de Alborán en la imagen de las 09:00 de la figura 6a) empujando hacia el oeste el aire más cálido que previamente existía en niveles bajos. El rápido avance de la corriente fría costera se frenó en los estrechamientos del Estrecho propagándose hacia el sur, siguiendo las costa y envolviendo el aire más cálido en una vaguada de presión invertida, marcada con “ba” en la figura 4b, que desde el este de Melilla se estira hacia la bahía de Málaga.
Figura 10. Presión a nivel del mar (isobaras en verde, intervalo 2 hPa); espesores 600/925 hPa (líneas negras, intervalo 10 m); espesores 850/925 hPa (líneas azules, intervalo 20 m); intensidad de precipitación (mm/h colores según la escala). Modelo operativo del ECMWF: previstos para las 09 UTC (+ 9h); análisis de las 12 UTC (+0h); previstos para las 15 UTC (+03 h), todos del día 13 de noviembre; C, punta de Calaburras; M, Málaga
Por otra parte, sobre los campos de espesores y presión de las 09:00 y 12:00 UTC de la figura 10 se ha señalado la posición del FFA con una línea blanca con triángulos que a las 09 se encontraba sobre la provincia de Cádiz y a las 12 en la bahía de Málaga. Los campos del análisis de las 12:00 UTC muestran intensidades de precipitación “de gran escala”[1] muy intensas (ver más detalladamente en Sánchez-Laulhé, 2025) que indican la línea de turbonada (LT) ya estaba desarrollada tras situarse la parte delantera del FFA sobre la parte oriental de la vaguada de niveles bajos, ba. Cuando el FFA alcanzó el mar, en el tramo entre la punta de Calaburras (C) y Málaga (M), se hizo casi estacionario como muestran las imágenes de reflectividad radar (figura 9), y que se explica por el calor liberado en altura por la convección. Consiguientemente parte del FFA se ha dibujado con triángulos y semicírculos en el mapa de las 12:00 de la figura 10.
Figura 11. Arriba: (a) Viento en 700 hPa y presión a nivel del mar (isobaras cada 2 hPa), vorticidad potencial en la superficie de temperatura potencial 315 K (colores según la escala, en UVP) y velocidad vertical omega (color según la escala, en Pa/s), análisis del modelo; (b) los mismos campos que en la figura 7 izquierda para las 12 UTC con la localización de los sondeos mostrados abajo. Abajo: sondeos de los análisis del modelo ENS del ECMWF de las 12 UTC del día 13 en las localizaciones indicadas: las gráficas muestran con distintos sombreados el mínimo, la mediana y el máximo, y los percentiles 25 y 75 de las distribuciones de temperatura y punto de rocío en cada nivel.
En la figura 11a se muestra la velocidad vertical omega a las 12 UTC. Se observa que omega es negativa (ascendente) en toda una amplia zona contigua en forma de lambda (l) en el este de la provincia de Málaga con la bifurcación sobre el mar, consecuencia del calentamiento latente debido al ascenso de las columnas de aire convectivamente inestables: el sector ESE corresponde a su ascenso sobre el flujo de levante “frío”; el sector SO, paralela a la costa al oeste de Málaga, a su ascenso por la circulación vertical directa de la parte estacionaria del FFA. El sector norte sobre tierra, con aspecto de frente ocluido, es producto del volteo vertical de capas debido a los intensos movimientos ascendentes en la parte delantera del FFA. En la figura 11 se muestran cuatro sondeos del análisis de las 12 UTC del modelo ECMWF, todos en la zona lambda. El sondeo 1, el más alejado de la costa, la precipitación es de pequeña escala (parametrizada) pero muestra una capa de gran espesor con inestabilidad absoluta húmeda (MAUL, según sus siglas en inglés) lo que indica que, es más rápida la saturación por elevación de la capa que el proceso de desestabilización. El sondeo 2, próximo a la costa, tiene una capa aire de 900 a 800 hPa con inestabilidad absoluta húmeda y por encima otra capa 800-550 hPa con aire saturado y más frío que la del sondeo 1, probablemente refleja un estado de desestabilización de la capa MAUL. Los otros dos sondeos 3 y 4 localizados sobre tierra, sobre máximos de precipitación, que son principalmente de gran escala, muestran estabilidad. Se puede concluir que las columnas atmosféricas con MAUL se desestabilizan rápidamente al propagarse a la parte delantera del FFA donde los ascensos son muy intensos en niveles bajos.
Este proceso fue reiterativo sobre la ciudad de Málaga dado que el estancamiento del FFA en la costa al oeste de la ciudad (con dirección SO-NE) generaba frecuentes torres convectivas que se desplazaban con el viento del SE de niveles medios con capas MAUL hacia Málaga donde estaba anclada la parte delantera del FFA y donde los fuertes movimientos ascendente acababan por completar la desestabilización.
Este proceso acabó liquidando el FFA. A las 15 UTC la dorsal asociada al FFA había desaparecido y alternativamente se ha dibujado un “frente ocluido” con la masa cálida en altura procedente de la LT, que genera una línea de precipitación estratiforme orientada norte sur. Aunque ha desaparecido el forzamiento del FFA, la precipitación a gran escala sigue siendo la más intensa debido a que el sistema se sigue realimentando como un sistema convectivo mesoscalar (SCM) junto a la costa por la convergencia del flujo de levante y la rama descendente de la circulación frontogenética del “frente ocluido”, que haría las funciones del chorro entrante trasero (rear inflow jet, RIJ) asociado al giro descendente en los SCM con la parte estratiforme trasera (figura 3).
[1] Precipitación a gran escala es la resuelta por el modelo, que tiene una resolución de unos 9 km.
Resumen
La entrada de viento de levante a primera horas del día dejó una seclusión de aire cálido y húmedo en niveles bajos sobre el mar de Alborán, frente a la bahía de Málaga. Las columnas de aire compuestas por la seclusión sobrevoladas por aire seco procedente de la dana eran convectivamente inestable.
Sobre las 09.00 UTC Se formó un frente frío en altura (FFA) en la provincia de Cádiz que se desplazó hacia el este afectando a la costa norte de Alborán. Al situarse el morro del FFA sobre el este de la seclusión, el ascenso desarrolló la banda convectiva de la línea de turbonada.
El FFA quedó estancado sobre la costa de dirección SO-NE al oeste de Málaga y las células convectivas formadas a lo largo de esta costa fueron empujadas por los vientos hacia la parte delantera de FFA anclada sobre la ciudad de Málaga, donde los fuertes movimientos verticales asociados desestabilizaban las capas con MAUL que transportaban las células convectivas, generando intensas precipitaciones sobre la ciudad.
Este proceso acabó liquidando el frente en altura a primeras horas de la tarde, pero la convección continuó en la zona hasta el final del día, organizada con la dinámica de un SCM.
Referencias
Fovell, R. G., and Y. Ogura, 1988: Numerical Simulation of a Midlatitude Squall Line in Two Dimensions. J. Atmos. Sci., 45, 3846–3879, https://doi.org/10.1175/1520-0469(1988)045<3846:NSOAMS>2.0.CO;2.
Hobbs, P. V., J. D. Locatelli, and J. E. Martin, 1996: A New Conceptual Model for Cyclones Generated in the Lee of the Rocky Mountains. Bull. Amer. Meteor. Soc., 77, 1169–1178, https://doi.org/10.1175/1520-0477(1996)077<1169:ANCMFC>2.0.CO;2.
Sánchez-Laulhé, J.M., 2025: La línea de turbonada de las inundaciones Málaga 13 noviembre 2024. Tiempo y Clima, 5,87, 18-23, https://doi.org/10.30859/ameTyCn87p18
