Tornados en Chile

El lunes 26 de octubre de 2026 la tormenta que dejó el tornado anticiclónico de Requínoa pudo no estar sola. Con la evidencia que tenemos existe la posibilidad de que un mismo sistema de tormentas haya producido dos vórtices: un embudo ciclónico que no tocó tierra sobre Rancagua, desde las 16:49 hasta las 16:54 hora local (19:49 a 19:54 UTC), y unos 40 minutos después el tornado anticiclónico de Requínoa, que sí tocó tierra y alcanzó EF2 (hacia las 17:30 hora local, 20:30 UTC).

Para mostrarlo reunimos una animación con infrarrojo, visible y rayos de GOES-19, los datos de superficie de la estación automática de Rancagua y cuatro esquemas animados que proponen cómo pudieron nacer los dos vórtices. Es una hipótesis construida con datos de satélite, de rayos y de una estación, sin radar Doppler: te contamos qué respalda la evidencia y qué no.

Las tormentas desde el espacio

En la Fig. 1 puedes ver, entre las 19:30 y las 21:00 UTC (16:30 a 18:00 hora local), el infrarrojo de GOES-19 con los rayos del GLM (izquierda) y el canal visible (derecha). Las estrellas marcan el embudo ciclónico (azul) y el tornado anticiclónico (rosa) cuando ocurrieron.

Qué mirar:

• ≈19:38 UTC. Aparece el primer tope frío cerca de Rancagua (a unos 5 km del punto del embudo, posición aparente); el primer rayo llega a las 19:40, a ≈1 km de ese punto.
• ≈19:48 UTC. Una celda joven (238 K) con rayos sobre el punto del embudo ciclónico; su tope más frío aparece a unos 13 km al SSE (posición aparente, desplazada hacia el sur por el paralaje).
• ≈19:58 UTC. Aparece un segundo núcleo, más frío (232 K), unos 18 km al SSW de la celda anterior. Desde entonces es el núcleo dominante.
• 20:10 a 20:30 UTC. Ese núcleo crece, llega a 226 K y concentra los rayos: más de 100 flashes en 10 minutos a menos de 10 km del punto del tornado anticiclónico.
• Mientras tanto la celda de Rancagua se debilita: los rayos a menos de 10 km del punto del embudo cesan hacia las 20:10 UTC y hacia las 20:28 ya no hay convección profunda sobre él.

Es decir, hubo dos focos de convección profunda en la misma zona: el de Rancagua se forma antes y el segundo núcleo, más al SSW, se desarrolla bien y es capaz de mantener un tornado anticiclónico intenso.

La tormenta en Rancagua, minuto a minuto

El embudo ciclónico se formó sobre Rancagua (34,148° S; 70,740° O). Esta es la cronología de la tormenta en la ciudad, en hora local (entre paréntesis, la hora UTC):

• 16:43 (19:43 UTC). Se inicia una tormenta eléctrica al poniente de la ciudad.
• 16:47 (19:47 UTC). Cae granizo de unos 1 cm de diámetro en el sector centro-norte.
• 16:49 (19:49 UTC). Se desarrolla la nube embudo sobre el sector norte de Rancagua, mientras continúa la caída de granizo.
• 16:54 (19:54 UTC). El embudo se desvanece por completo, después de unos 5 minutos.

Los rayos del GLM concuerdan con esa cronología y con la posición: el primer flash cayó a las 16:40:06 hora local (19:40:06 UTC), a ≈1 km del punto del embudo, y los diez primeros que cayeron en un radio de 20 km, hasta las 19:46 UTC, quedaron a menos de 3 km (la posición de cada flash tiene una precisión de pocos kilómetros). Entre las 19:40 y las 20:10 UTC hubo unos 100 flashes a menos de 10 km de ese punto, y después casi ninguno.

Lo que dice la estación de Rancagua

La Dirección Meteorológica de Chile tiene una estación automática en el aeródromo La Independencia, en Rancagua (código 340045). Está a 14 km al NNE del punto del tornado anticiclónico y a unos 4 km al suroeste del punto del embudo, dentro de la misma ciudad. No vio ninguno de los dos vórtices, pero registra minuto a minuto el aire de superficie que rodeaba a las tormentas. La Fig. 2 muestra la tarde del 26 de octubre y, en tonos claros, la del 27 como referencia del ciclo diurno; el panel de CAPE se explica más abajo.

• Antes de las tormentas (16:00 a 16:40). 22,0 °C, 56 % de humedad (punto de rocío de 12,8 °C) y viento de 3,9 m/s del NNE (20°). Con esa diferencia entre temperatura y punto de rocío, la base de las nubes convectivas queda a unos 1,2 km sobre el suelo (se usa la regla práctica de 125 m por cada grado de diferencia; el punto de rocío se calcula a partir de la humedad como en Lawrence, 2005). El viento coincide con el pronóstico del ECMWF para la superficie (3,2 m/s del 32°).
• 16:42 a 17:00. La temperatura bajó 2,3 K en 15 minutos (de 21,9 a 19,6 °C) y la humedad subió 11 puntos, sin cambio del viento ni de la presión, y todo se recuperó hacia las 17:02. En las tardes de referencia la variación típica en 15 minutos es de 0,4 K, así que es unas cinco veces mayor. Coincide con la llegada de la tormenta a Rancagua (tormenta eléctrica desde las 16:43, granizo a las 16:47 y embudo a las 16:49, a unos 4 km de la estación). Pudo ser aire enfriado por la tormenta 1 o la sombra de su nube: sin medidas de radiación no podemos distinguirlo.
• 17:20 a 18:15. El viento giró del NNE (35°) al NNW (335°) y se debilitó, sin cambios apreciables de temperatura ni de presión. Coincide con el tornado anticiclónico (≈17:30), pero a 14 km de distancia no hay una señal que lo distinga.
• 18:25 (21:25 UTC). Unos 55 minutos después del tornado llega el aire frío de la tormenta grande: el viento cambia al SE (139°) y sube a 5 a 7 m/s, la temperatura cae 3,4 K en 50 minutos, la humedad sube 22 puntos y la presión 1,1 hPa. El 27 de octubre, entre las mismas horas, la temperatura bajó 1,3 K y la presión no cambió.

Las dos últimas señales son las de un aire frío que avanza (caída de temperatura, alza de presión y cambio de viento), pero débiles: en sistemas convectivos de Oklahoma las piscinas frías tienen en promedio caídas de temperatura de 5,4 a 9,5 K y alzas de presión de 3,2 a 4,5 hPa (Engerer et al., 2008). Hay que tener cuidado: la estación está lejos de la corriente descendente trasera de la tormenta, que es la que importa para el tornado, y no sabemos cuánto se había mezclado el aire frío cuando llegó. Los estudios de supercélulas con tornados encuentran que sus corrientes descendentes traseras tienden a ser menos frías que las de las que no producen tornados (Markowski et al., 2002); aquí no podemos comprobarlo.

¿Cuánta energía había? El CAPE estimado

El CAPE (energía potencial convectiva disponible, en J/kg) mide cuánta energía gana una parcela de aire que asciende sin mezclarse. Con el perfil del ECMWF IFS HRES (pasada de las 18 UTC) y MetPy (May et al., 2022), una parcela que sube desde la superficie tiene en Requínoa 1.090 J/kg a las 15:00 hora local y solo 270 a las 18:00 (bandas grises de la Fig. 2: nueve celdas del valle alrededor). El modelo enfría la superficie demasiado pronto: su temperatura a 2 m cae de 19,6 a 13,9 °C, mientras la estación se mantiene entre 19,6 y 22,7 °C hasta las 18:15. Si reemplazamos la temperatura y el punto de rocío de superficie del modelo por los de la estación (y ajustamos igual los primeros 100 hPa*), el CAPE sube a 940–1.240 J/kg a las 16:50 y 910–1.090 J/kg a las 17:30 (líneas naranjas: el límite inferior es una parcela de la capa mezclada de 100 hPa y el superior una de superficie), unas dos a tres veces lo que daba el modelo. La parte alta del perfil tiene respaldo (a las 12 UTC el análisis coincide con la radiosonda de Santo Domingo a 0,8 K o menos entre 925 y 300 hPa), pero la capa baja no se puede validar, la estación está a 14 km de Requínoa y después de las 16:42 ya estaba influida por las tormentas: es el CAPE que tendría ese aire con el perfil del modelo, no una medición del aire de entrada.

(*) Agradecimientos a Ricardo Abarca por la idea

Cómo pudieron nacer los dos vórtices

La idea se apoya en un mecanismo clásico. Según el pronóstico del ECMWF para Rancagua, el cizalle era casi nulo en el primer kilómetro (≈3 m/s) pero moderado entre 0 y 3 km: unos 13,5 m/s hacia el SSE (150°). Un cizalle así equivale a un rodillo de vorticidad horizontal: un cilindro de aire que gira tendido sobre el terreno, con su eje apuntando hacia el NE (60°), a unos 35° de la línea que une los dos puntos (25°, 18 km).

Cuando una corriente ascendente atraviesa ese rodillo lo levanta como un arco: la vorticidad vertical aumenta donde el ascenso cambia a lo largo del eje del rodillo (∂ζ/∂t = ω·∇w). El lado NNE del arco queda con giro horario, que en el hemisferio sur es ciclónico, y el lado SSW con giro antihorario, anticiclónico. Esta inclinación es la fuente de la rotación de niveles medios de las supercélulas (Davies-Jones, 1984; Rotunno y Klemp, 1985), solo que aquí el par queda orientado de SSW a NNE, a unos 35° del eje del rodillo, de modo que el alineamiento es solo aproximado. Si la vorticidad ambiental fuera perfectamente transversal al flujo relativo a la tormenta, el ascenso adquiriría un par de vórtices iguales y opuestos, sin rotación neta; la rotación neta aparece cuando hay una componente a favor del flujo (giro antihorario) o en contra (giro horario) (Davies-Jones, 1984).

Cerca del suelo casi no hay cizalle, así que el rodillo no llega hasta abajo. Rotunno y Klemp (1985) atribuyen la rotación de niveles bajos a la generación baroclínica de vorticidad horizontal a lo largo del límite de aire frío (el frente de ráfagas); esa vorticidad puede luego inclinarse y estirarse bajo la corriente ascendente. Y hay otra vía: los tornados que no nacen de un mesociclón parten de vórtices que se forman por inestabilidad de cizalle a lo largo de líneas de convergencia y se intensifican por estiramiento cuando coinciden con la corriente ascendente de una tormenta que crece rápido (Wakimoto y Wilson, 1989). Con los datos que tenemos no podemos distinguir entre estas posibilidades.

El esquema siguiente muestra cómo pudo desarrollarse el mecanismo del rodillo en el tiempo, como una sola escena que se transforma de un momento al siguiente. Se ve en vista lateral a lo largo de la línea SSW–NNE que une los dos puntos; con «Ver cortes y planta» se despliegan además b) un corte vertical ESE–WNW y c) la planta. Puedes reproducirla, pausarla, arrastrar la barra o saltar a un momento con las pestañas o con los números de la línea de progresión. No está a escala: la base de las nubes se dibuja más alta que la de las nubes de ese día (≈1,2 km) para que se vea el embudo, y la escala vertical está exagerada. Entre dos momentos la escena es una interpolación del esquema, no una reconstrucción.

Fig. 3. Cómo pudieron nacer los dos vórtices, en cuatro momentos

1Primera tormenta≈19:40 UTC · 16:40 local2Embudo ciclónico≈19:50 UTC · 16:50 local3Dos tormentas≈20:15 UTC · 17:15 local4Tornado anticiclónico≈20:30 UTC · 17:30 local

1234

19:3016:3020:0017:0020:3017:3021:0018:0021:3018:30

rayosembudo ciclónico (no tocó tierra)tornado anticiclónico1–4momentos del esquemahoras: UTC arriba, local debajo

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desliza para ver todo el esquema →

Lo que vio el satélite

Fig. 3. Esquema conceptual, no a escala: la base de las nubes se dibuja más alta que la real (≈1,2 km) y la escala vertical está exagerada. La escena se transforma de un momento al siguiente; esa transformación es una interpolación del esquema, no una reconstrucción: lo que sí tiene hora son los símbolos de la línea de progresión. a) Vista lateral SSW–NNE. b) Corte ESE–WNW. c) Planta. La miniatura de GOES-19 muestra la estrella azul (embudo ciclónico) y la roja (tornado anticiclónico): llenas cuando ocurre el vórtice, tenues antes o después. Las estrellas están en el suelo y el tope frío aparece unos 7 a 10 km más al sur por paralaje del satélite.

Momento 1: se forma la primera tormenta

Sobre Rancagua aparece la primera celda: la tormenta eléctrica empieza a las 16:43 hora local (GOES-19: primer tope frío a las 19:38 UTC y primer rayo a las 19:40). Su corriente ascendente levanta el rodillo ambiental y lo arquea. Todavía no hay piscina fría ni tornado: en Rancagua el aire y el viento no han cambiado. En el corte b) el rodillo se ve como un giro horario y la corriente ascendente aparece inclinada hacia el ESE, a favor del cizalle.

Momento 2: embudo ciclónico y segundo núcleo

La corriente ascendente de la tormenta 1 y el ascenso que se intensifica unos kilómetros al SSW, donde aparece la tormenta 2, levantan el rodillo a lo largo de toda la línea que las une: queda como un solo tubo de vorticidad, en altura entre las dos tormentas. Su extremo NNE desciende bajo la tormenta 1 y forma un embudo ciclónico, con giro horario, que no llega al suelo; el extremo SSW todavía no tiene vórtice en superficie. En el satélite, a las ≈19:48 UTC hay una celda joven con rayos sobre Rancagua y diez minutos después aparece el núcleo más frío al SSW. En la ciudad, a las 16:47 cae granizo de ≈1 cm en el sector centro-norte y a las 16:49 aparece el embudo sobre el sector norte, que se desvanece a las 16:54; en la estación, a unos 4 km del embudo, la temperatura cae 2,3 K entre las 16:42 y las 17:00 hora local (Fig. 2).

Momento 3: dos tormentas juntas

La tormenta 1 se debilita y el embudo desaparece, pero la vorticidad no: sigue en el arco. La tormenta 2, más fuerte, conecta el lado SSW de su arco con el suelo: se forma el vórtice anticiclónico (giro antihorario). Es el momento más difícil de respaldar: lo único que vemos es el salto de la actividad eléctrica del GLM entre las 20:08 y las 20:12 UTC, unos 15 a 20 minutos antes del tornado. Los aumentos rápidos de la actividad eléctrica total se observan a menudo decenas de minutos antes del tiempo severo (Schultz et al., 2009), pero no indican por sí solos qué tipo de vórtice se formará. En superficie, la estación de Rancagua no registra todavía ninguna señal de aire frío.

Momento 4: el tornado anticiclónico

Con un ascenso muy fuerte la tormenta 2 es ahora muy poderosa: el tope más frío llega a 226 K, el GLM registra más de 100 flashes en 10 minutos a menos de 10 km del punto y el vórtice anticiclónico toca tierra con intensidad EF2. La celda de Rancagua ya no tiene convección profunda: queda solo un resto. Unos 55 minutos después, a las 18:25 hora local, el aire frío de la tormenta llega a Rancagua con viento del SE, pero débil (Fig. 2).

¿Hacia dónde se movió la tormenta?

Si se sigue el centro del tope más frío (el punto amarillo de la animación), la tormenta grande se desplaza entre las 20:10 y las 20:50 UTC unos 5 m/s hacia el SSW (≈180°). Las primeras posiciones (19:38 y 19:48 UTC), que pertenecen a la celda inicial, apuntan hacia el SE, pero son solo dos puntos. El viento medio de 0 a 6 km del pronóstico es de 9,6 m/s hacia 155°: en la Fig. 4 es la flecha púrpura, que cruza el punto inicial de la trayectoria. La tormenta se desvió entre 13° y 36° a la derecha del flujo medio (según cómo se calcule) y avanzó a la mitad de su rapidez.

En la literatura hay dos referencias para comparar. Maddox (1976) estimó el movimiento de las tormentas con tornados como 30° a la derecha del viento medio y a un 75 % de su rapidez: con el viento medio del pronóstico, unos 7 m/s hacia 185°. Bunkers et al. (2000) lo calculan con el hodógrafo: el right mover se desplaza 7,5 m/s a la derecha del cizalle desde el viento medio de 0 a 6 km, que aquí da unos 15 m/s hacia 180° (el left mover, unos 8 m/s hacia 107°). El rumbo observado coincide con los dos, pero la rapidez observada es la mitad de la de Maddox y un tercio de la de Bunkers.

Que la tormenta se desvíe a la derecha del cizalle es la definición de right mover (Bunkers et al., 2000), y esa desviación se debe al gradiente de presión dinámico en el flanco derecho del ascenso (Rotunno y Klemp, 1982, 1985). Como en el hemisferio sur todo se refleja como en un espejo, el right mover es la supercélula anticiclónica, que gira en sentido antihorario, como el tornado de Requínoa: lo que cambia en el sur es el nombre del giro, no la física.

Dos advertencias. Primero, son cinco posiciones con píxeles de 2 km: el desvío puede ser menor o mayor que el indicado. Segundo, Bunkers et al. (2000) advierten que los límites atmosféricos y la orografía pueden afectar mucho el movimiento de una tormenta y que no se pueden prever con un hodógrafo; aquí hay frentes de ráfagas y la cordillera. Y el hodógrafo del pronóstico retrocedía con la altura, lo que favorece al left mover, el ciclónico en el sur. Que la tormenta grande se haya movido a la derecha y haya producido un vórtice anticiclónico sugiere que el ambiente real fue distinto del pronosticado, o que pesaron otros procesos.

Qué sabemos y qué no

Lo que respaldan los datos:

• Hubo dos focos de convección profunda en la misma zona: uno sobre Rancagua (≈19:38 a 19:48 UTC) y otro, más frío, unos 18 km al SSW (desde ≈19:58 UTC).
• El núcleo del SSW creció hasta 226 K y concentró los rayos cerca del punto del tornado de Requínoa.
• Su centro se movió unos 5 m/s hacia el SSW, a la derecha del viento medio del pronóstico y más lento que él.
• Con la temperatura y la humedad de la estación, el CAPE estimado en el valle fue de unos 900 a 1.250 J/kg a las horas de los dos vórtices, dos a tres veces lo que daba el modelo sin corregir.
• En Rancagua hubo tres señales de superficie: un pulso frío y húmedo de 16:42 a 17:00 hora local, un giro del viento hacia el NNW desde las 17:20 y la llegada de aire frío, débil, a las 18:25.

Lo que no sabemos:

• Si eran dos tormentas independientes, una sola que se reorganizó o partes de un mismo sistema. El satélite no lo distingue.
• Si alguna fue una supercélula ni qué rotación tuvo: el satélite no ve la rotación y no contamos con datos de radar Doppler.
• Si el mecanismo de los esquemas es el correcto. La vorticidad ambiental del pronóstico favorecía la rotación contraria, y los frentes de ráfaga o las líneas de convergencia (Wakimoto y Wilson, 1989) pueden explicar los vórtices tan bien como el rodillo.
• Si el pulso frío de las 16:42 en Rancagua fue aire de la tormenta 1 o la sombra de una nube.
• Cuánta energía tuvo en realidad el aire que alimentó a cada tormenta: el CAPE es una estimación con el perfil de un modelo corregido con una sola estación a 14 km.
• La hora y la posición exactas del embudo ciclónico y del tornado anticiclónico: las indicamos como aproximadas (≈).

¿Y ahora qué?

Este es un análisis preliminar hecho con datos públicos. Si tienes fotografías, videos o información sobre el embudo de Rancagua o sobre el tornado de Requínoa, cuéntanoslo: cada registro ayuda a fijar las horas y las posiciones.

Créditos y datos

Datos: GOES-19, infrarrojo ABI banda 13 (10,3 µm, 2 km) y visible banda 2 (0,5 km) cada 10 minutos, y rayos GLM, que mapean la actividad eléctrica total (Goodman et al., 2013). La hora de un barrido ABI es la de su inicio y el disco completo se barre en unos 10 minutos; suponemos que el barrido avanza de norte a sur, de modo que a 34°S la imagen se registra unos 8 minutos después (supuesto no verificado con los metadatos por píxel), por eso las horas de las imágenes son aproximadas; las horas de los rayos GLM son exactas. Las posiciones del tope son aparentes (el paralaje desplaza los topes altos unos 0,84 km al sur por cada km de altura). Viento medio y cizalle: pronóstico ECMWF IFS HRES (pasada 18z), punto de Rancagua, con valores leídos del hodógrafo (aproximados). Superficie: estación automática Rancagua (340045), Dirección Meteorológica de Chile, Servicios Climáticos (climatologia.meteochile.gob.cl), datos de 1 minuto en hora local (UTC−3) y viento instantáneo. CAPE: ECMWF IFS HRES (datos abiertos, 0,25°, pasadas 12z y 18z del 26 de octubre), calculado con MetPy (May et al., 2022); el perfil se contrastó con la radiosonda de Santo Domingo (85586) de la Universidad de Wyoming (weather.uwyo.edu).

Bunkers, M. J., B. A. Klimowski, J. W. Zeitler, R. L. Thompson y M. L. Weisman (2000): Predicting supercell motion using a new hodograph technique. Weather and Forecasting, 15, 61–79. https://doi.org/10.1175/1520-0434(2000)015<0061:PSMUAN>2.0.CO;2

Davies-Jones, R. (1984): Streamwise vorticity: the origin of updraft rotation in supercell storms. Journal of the Atmospheric Sciences, 41, 2991–3006. https://doi.org/10.1175/1520-0469(1984)041<2991:SVTOOU>2.0.CO;2

Engerer, N. A., D. J. Stensrud y M. C. Coniglio (2008): Surface characteristics of observed cold pools. Monthly Weather Review, 136, 4839–4849. https://doi.org/10.1175/2008MWR2528.1

Goodman, S. J., R. J. Blakeslee, W. J. Koshak, D. Mach, J. Bailey et al. (2013): The GOES-R Geostationary Lightning Mapper (GLM). Atmospheric Research, 125–126, 34–49. https://doi.org/10.1016/j.atmosres.2013.01.006

Lawrence, M. G. (2005): The relationship between relative humidity and the dewpoint temperature in moist air: a simple conversion and applications. Bulletin of the American Meteorological Society, 86, 225–234. https://doi.org/10.1175/BAMS-86-2-225

Maddox, R. A. (1976): An evaluation of tornado proximity wind and stability data. Monthly Weather Review, 104, 133–142. https://doi.org/10.1175/1520-0493(1976)104<0133:AEOTPW>2.0.CO;2

Markowski, P. M., J. M. Straka y E. N. Rasmussen (2002): Direct surface thermodynamic observations within the rear-flank downdrafts of nontornadic and tornadic supercells. Monthly Weather Review, 130, 1692–1721. https://doi.org/10.1175/1520-0493(2002)130<1692:DSTOWT>2.0.CO;2

May, R. M., K. H. Goebbert, J. E. Thielen, J. R. Leeman, M. D. Camron, Z. Bruick, E. C. Bruning, R. P. Manser, S. C. Arms y P. T. Marsh (2022): MetPy: a meteorological Python library for data analysis and visualization. Bulletin of the American Meteorological Society, 103, E2273–E2284. https://doi.org/10.1175/BAMS-D-21-0125.1

Rotunno, R., y J. B. Klemp (1982): The influence of the shear-induced pressure gradient on thunderstorm motion. Monthly Weather Review, 110, 136–151. https://doi.org/10.1175/1520-0493(1982)110<0136:TIOTSI>2.0.CO;2

Rotunno, R., y J. B. Klemp (1985): On the rotation and propagation of simulated supercell thunderstorms. Journal of the Atmospheric Sciences, 42, 271–292. https://doi.org/10.1175/1520-0469(1985)042<0271:OTRAPO>2.0.CO;2

Schultz, C. J., W. A. Petersen y L. D. Carey (2009): Preliminary development and evaluation of lightning jump algorithms for the real-time detection of severe weather. Journal of Applied Meteorology and Climatology, 48, 2543–2563. https://doi.org/10.1175/2009JAMC2237.1

Wakimoto, R. M., y J. W. Wilson (1989): Non-supercell tornadoes. Monthly Weather Review, 117, 1113–1140. https://doi.org/10.1175/1520-0493(1989)117<1113:NST>2.0.CO;2