1.0 Introducción

Temas de enfoque

Prueba y encuesta

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1.0 Introducción »
Objetivos de aprendizaje

Al final de este capítulo, debería ser capaz de:

• comprender el concepto de balance de radiación en términos de la energía recibida y perdida por la Tierra y por la atmósfera;
• describir el rol de los trópicos en el sistema climático global;
• enumerar los mecanismos que permiten el intercambio de energía entre la superficie y la atmósfera;
• nombrar al menos tres formas de definir los trópicos;
• enumerar los componentes del balance de energía en la superficie;
• comprender el transporte atmosférico y oceánico dentro del balance energético global;
• describir el rol del calor latente y la convección profunda en los trópicos en el balance de radiación global;
• relacionar la altura de la tropopausa en las regiones tropicales con su altura en latitudes más altas;
• describir la estructura básica de la inversión de los alisios y su impacto en la distribución de nubes de este a oeste sobre los océanos tropicales;
• describir el rango de humedad en la superficie que encontramos en los trópicos en relación con las latitudes más altas;
• describir la distribución geográfica y estacional de la temperatura de superficie y los factores que influyen en dicha distribución;
• describir la distribución diurna típica de temperatura y los factores que influyen en dicha distribución;
• describir el transporte meridional de momento angular y el rol de los trópicos;
• nombrar al menos tres masas de aire tropicales y sus posiciones;
• nombrar al menos tres regiones de clima tropical.

1.1 ¿Qué es la meteorología tropical?

¿Qué es la meteorología tropical? La meteorología tropical es el estudio de la atmósfera tropical y abarca fenómenos tales como tormentas y rayos, ciclones tropicales (huracanes, tifones), monzones, tormentas de polvo o arena, episodios de El Niño, líneas de turbonada, ondas de Rossby ecuatoriales, eventos de oscilación de Madden-Julian, inversiones de los alisios, chorros del este, nieve y hielo, y muchos, muchos otros temas. Estos fenómenos derivan su impulso de importantes fuentes y sumideros de energía, como el exceso de radiación, el calor latente, el calor sensible, la evapotranspiración y el almacenamiento de calor en los océanos.

La meteorología tropical difiere de la meteorología de latitudes más altas en varios aspectos. El efecto de Coriolis es débil o inexistente y los gradientes de presión son de escasa intensidad, excepto en los ciclones tropicales. Los contrastes de temperatura son mínimos, de modo que las masas de aire son bastante homogéneas y las perturbaciones atmosféricas se engendran a partir de diferencias leves en los gradientes de velocidad del viento o de calor. Por el contrario, las manifestaciones del tiempo atmosférico en las latitudes medias están dominadas por los ciclones de escala sinóptica que se forman en respuesta a fuertes gradientes de temperatura y densidad del aire.

Los cúmulos tropicales son un conducto para la liberación del calor latente,¹ que constituye su principal fuente de energía. Los ciclones tropicales son la manifestación más espectacular de este intercambio de energía. Los sistemas locales y de mesoescala desempeñan un rol más importante en el clima tropical que los sistemas sinópticos. Existe una intensa interacción entre las diferentes escalas de convección asociadas con los cúmulos, los fenómenos de mesoescala y las circulaciones a gran escala. Aunque tales interacciones son importantes para la predicción del tiempo y el clima en los trópicos, no las entendemos del todo, y de ahí la necesidad de seguir estudiándolas.

Cabe además recordar que la meteorología es una ciencia observacional y que nuestros conocimientos aumentan con cada mejora en la red de observación. La meteorología tropical se ha beneficiado especialmente de los avances logrados en la teledetección satelital. Debido a la escasa densidad de la red regular de observación aerológica y de superficie, los satélites se han transformado en la fuente principal de observaciones meteorológicas y climáticas, lo cual significa que las técnicas de teledetección y sus aplicaciones constituyen una parte integral de la meteorología tropical.

El estudio de la meteorología tropical debe asimismo tener en cuenta el acoplamiento océano-atmósfera en el trópico. Por un lado, las variaciones en la temperatura de la superficie del mar (TSM) afectan la distribución del calor por procesos diabáticos; por el otro, los movimientos atmosféricos contribuyen a impulsar la circulación del océano superior. Además, el calentamiento diabático relacionado con los sistemas tropicales que producen precipitación puede engendrar ondas^2,3 que conducen a respuestas remotas en otras regiones, tanto tropicales como extratropicales. La variabilidad intraestacional de la lluvia tropical está dominada por la oscilación de 40 a 50 días conocida como la oscilación de Madden-Julian (OMJ),^4,5 mientras que a escala interanual domina el fenómeno llamado El Niño-Oscilación del Sur (ENOS).^6,7 En las últimas dos décadas, nuestra comprensión de la variabilidad tropical ha aumentado rápidamente sobre la base de la dinámica teórica, las observaciones y el uso de los modelos numéricos. Sin embargo, en comparación con las latitudes medias, nuestra capacidad de predicción operativa en los trópicos sigue siendo relativamente inmadura.

Grandes partes de los trópicos sienten los efectos de las circulaciones monzónicas⁸ producto del contraste térmico generado por las distintas respuestas térmicas frente al calentamiento del suelo y del océano. El calentamiento del suelo en comparación con el océano conduce a un flujo «hacia tierra», convección de cúmulos y calentamiento de la troposfera por liberación de calor latente; en invierno se observa la circulación inversa. Es importante recordar que en los trópicos la economía de algunos países depende de la disponibilidad de cantidades adecuadas de lluvia monzónica. El conocimiento de la variabilidad de los monzones, incluidos aspectos tales como su comienzo y retroceso, el período de inactividad o suspensión de los monzones y la cantidad de lluvia que producen, es información esencial para miles de millones de personas en Asia y África. La consecuencias de un período de escasez o exceso de lluvia pueden ser devastadoras.

En las regiones tropicales, nuestra capacidad de reducir la vulnerabilidad de la sociedad a los desastres ambientales está ligada a la calidad y la aplicación de la información y las predicciones meteorológicas y climáticas. Por ejemplo, para administrar la agricultura, los recursos hídricos, la salud pública, las energías renovables y otros recursos y actividades, es preciso comprender la variabilidad espacial y temporal de la precipitación. Tal información se obtiene a partir del análisis de las observaciones y la salida de los modelos predictivos.⁹ Los avances logrados en la predicción tropical se deben a una combinación de comprensión de los fenómenos físicos, excelentes representaciones numéricas de las leyes físicas que rigen el tiempo y el clima en los modelos, y adelantos en la tecnología informática. Los modelos numéricos también facilitan el examen de los procesos físicos que influyen en el tiempo y el clima.

Nuestro conocimiento de la atmósfera tropical ha aumentado enormemente en las últimas décadas, especialmente como resultado de las observaciones satelitales, los programas de estudio directo en el lugar y los modernos modelos numéricos. Este libro de texto contempla estos temas y muchos otros, como la distribución de la energía; las interacciones entre la atmósfera y la superficie; las ondas en la región ecuatorial; la convección de cúmulos y sus interacciones con las circulaciones de mesoescala y los movimientos a gran escala; la variabilidad de las circulaciones a través de distintas escalas (como la turbulencia y las circulaciones decenales); el transporte vertical de calor, humedad y momento; y los ciclones tropicales.

1.2 La energía y el clima global

El Sol es la fuente de energía primaria del sistema terrestre (atmósfera, hidrosfera, biosfera, criosfera y litosfera). Los sistemas terrestres intercambian constantemente materia y energía a través de ciclos físicos y biogeoquímicos. Los ciclos físicos, entre los cuales se incluyen los movimientos atmosféricos y oceánicos, son impulsados por la energía solar, motivo por el cual necesitamos comprender la distribución de la energía solar en todo el mundo.

El principio de cantidad conservada, es decir, una cantidad que se conserva una vez eliminado lo que agreguen las fuentes y quiten los sumideros externos, es un concepto fundamental en meteorología. La primera ley de la termodinámica establece que la energía se conserva. En un sistema cerrado, el calor que se introduzca o se extraiga del sistema debe ser equivalente al cambio en la energía interna más el trabajo realizado, que se puede expresar de la forma siguiente:

donde dQ es la cantidad de calor agregado o eliminado, dU es el cambio de energía interno (energía almacenada) y dW es el trabajo realizado (la energía utilizada para hacer el trabajo).

La energía se transfiere por radiación (no hay intercambio de masa; la radiación viaja a la velocidad de la luz y no requiere ningún medio de transmisión); por conducción (no hay intercambio de masa; el calor se transfiere por la vibración y colisión de los átomos y moléculas); y por convección (en este caso sí hay un intercambio de masa; las parcelas de un fluido con diferentes cantidades de energía cambian de lugar, pero no es preciso que se produzca un movimiento neto de masa para transferir la energía).

La transferencia de energía desde el Sol hacia la Tierra ocurre casi exclusivamente por radiación (aparte de una cantidad despreciable de masa asociada al viento solar). La figura 1.1 muestra la distribución latitudinal de la radiación solar entrante y su efecto en la densidad de la energía recibida en la superficie. El máximo en el ecuador y el mínimo en los polos son producto de la diferencia en la distribución del haz de energía solar, que en las latitudes más altas abarca un área mayor, y su consiguiente atenuación por parte de la atmósfera.

Dado que la mayor parte de la energía de nuestro planeta proviene de la radiación solar, es útil repasar rápidamente dos leyes básicas que rigen la radiación electromagnética. La ley de Stefan-Boltzmann relaciona la energía emitida por unidad de superficie (en todas las longitudes de onda) con su temperatura absoluta (en K), de acuerdo con esta ecuación:

donde la constante de Stefan-Boltzmann σ = 5,67 × 10⁻⁸ W m⁻² K⁻⁴

La ley de Wien establece que la longitud de onda λ_máx (en μm) de las emisiones máximas de un cuerpo negro es inversamente proporcional a su temperatura absoluta Τ (en K). Cuanto más caliente el objeto, más corta la longitud de onda máxima de sus emisiones.

Esto explica la mayor cantidad de energía por unidad de superficie y la menor longitud de onda pico de la radiación solar entrante en comparación con la radiación emitida por el sistema Tierra-atmósfera, que se ilustra en la figura 1.2. El pico de emisión de la radiación solar es de ~0,5 μm (radiación de onda corta) en el rango de longitudes de onda del visible, mientras que el pico de la radiación terrestre es de ~10 μm (radiación de onda larga), en el rango infrarrojo.

Sin embargo, el factor que determina el clima no es la energía solar entrante (insolación), sino la radiación neta, es decir, el equilibrio entre la radiación entrante y saliente del sistema Tierra-atmósfera. El balance de energía promediado para el año en el límite superior de la atmósfera es:

donde F_OC es la radiación solar entrante, a_p es la reflectividad o albedo planetario, e es la emisividad de la atmósfera, s es la constante de Stefan-Boltzmann y T_e es la temperatura efectiva (en K), la temperatura necesaria para equilibrar la energía solar absorbida.

La atmósfera es transparente a gran parte de la radiación solar, ya que solo absorbe un 20 % de ella, mientras la superficie terrestre absorbe la mayor parte de la radiación solar incidente. En promedio, entre la atmósfera y la superficie terrestre, se absorbe el 70 % de la radiación solar que penetra el límite superior de la atmósfera. La superficie calienta la atmósfera desde abajo a través de emisiones de radiación de onda larga y de calor sensible (convección seca y conducción), y la liberación de calor latente en los procesos de evaporación y convección húmeda (fig. 1.3). La conducción es el proceso que menos contribuye al calentamiento de la columna troposférica.

Siempre se producirán leves variaciones en los porcentajes del balance de energía en función del período empleado para calcular el promedio y los datos utilizados para calcular el aporte de los distintos elementos. Las principales fuentes de datos para los balances de radiación global son las mediciones satelitales.

En el estudio de la atmósfera, es preciso distinguir los conceptos de tiempo y clima. La palabra tiempo describe las condiciones atmosféricas a corto plazo, en un determinado momento y lugar (por ejemplo: hoy, mañana o el futuro próximo). Las fluctuaciones meteorológicas a corto plazo se deben más a la inestabilidad interna de la atmósfera que a cambios en la producción energética del Sol.

Los movimientos de los fluidos en el sistema terrestre, sobre todo en el océano y en la atmósfera, compensan el desequilibrio radiativo que existe entre el ecuador caliente y los polos fríos. Por lo tanto, resulta apropiado considerar el movimiento del fluido en términos de un motor térmico que ayuda a equilibrar el sistema terrestre.

El impulso que pone en marcha el motor térmico del sistema terrestre proviene de las latitudes tropicales. Malkus (1962)¹¹ describe las regiones tropicales en términos de la «caldera» del motor térmico (fig. 1.4). El exceso de calor en los trópicos y el enfriamiento neto que ocurre en los polos crean un gradiente horizontal de temperatura en la atmósfera. Los gradientes horizontales de presión que resultan de esta situación producen el movimiento en la atmósfera. Esta relación se ilustra en la animación de la figura 1.4a.

Riehl y Malkus (1958)¹ plantearon la hipótesis de que el transporte de energía ascendente hacia la troposfera superior se concentra en los sistemas de convección profunda, como la banda discontinua de sistemas enmarcada en amarillo en la figura 1.5. En su estimación, se precisan entre 1500 y 5000 cúmulos de gran desarrollo vertical para mantener el equilibrio térmico del planeta. El movimiento ascendente que producen estos núcleos de convección, que se han llegado a denominar «torres calientes», es equilibrado por el movimiento descendente que ocurre en el espacio entre las nubes.

1.3 Definición de los trópicos

Las regiones de la Tierra conocidas como los trópicos se extienden a ambos lados del ecuador. Sin embargo, sus límites latitudinales se pueden definir de diversas maneras, como demuestran estos ejemplos:

• La región donde el ángulo de declinación solar puede ser de 90° y cuyos límites se identifican como el Trópico de Cáncer y el Trópico de Capricornio, a 23,5 grados de latitud norte y sur, respectivamente (fig. 1.6).

• La región de exceso de radiación donde, a nivel anual, el valor de la cantidad de energía solar entrante menos la energía terrestre saliente es positivo, es decir, aproximadamente entre 35 y 40 grados de latitud norte y sur (fig. 1.7).

• La región de movimiento ascendente neto y baja presión en la superficie (fig. 1.8): la radiación neta positiva inicia el movimiento del aire que conduce a un movimiento predominantemente ascendente y a la formación una región de bajas presiones en la superficie circunscrita por zonas de aire descendente y altas presiones en las regiones subtropicales. A esta circulación se le ha dado el nombre de célula de Hadley, en honor de George Hadley quien, en 1735, postuló que el exceso de radiación en los trópicos podría producir un movimiento ascendente allí y un hundimiento correspondientes en los polos.¹³ Los estudios posteriores demostraron que su modelo de circulación era incompleto, ya que no contemplaba el efecto de los vientos del oeste en las latitudes medias y las circulaciones indirectas que se conocen como células de Ferrel.

• La región donde los vientos soplan principalmente del este (situada a una latitud aproximada de 30 grados norte y sur), a excepción del monzón regional (fig. 1.9). Los alisios del este que se desprenden del cinturón de altas presiones subtropicales penetran la zona de bajas presiones ecuatoriales (la vaguada ecuatorial) y se juntan en la zona de convergencia intertropical (ZCIT), que suele identificarse como una banda de nubes discontinua en la vaguada ecuatorial.

• La región donde la amplitud anual de la temperatura es menor o igual a la amplitud media diurna. Examinaremos la distribución de las temperaturas de superficie en la sección 1.6 y en las secciones de enfoque al final del capítulo.

• La región donde la amplitud anual de la temperatura es menor o igual a la amplitud media diurna. Examinaremos la distribución de las temperaturas de superficie en la sección 1.6 y en las secciones de enfoque al final del capítulo.

• La región que se describe mejor en términos de una estación húmeda y otra seca, en lugar de las cuatro estaciones marcadas que se observan en las latitudes más altas, porque la precipitación anual varía mucho más de un lugar a otro que la temperatura anual. Las características de temperatura y precipitación de los climas tropicales se presentan en la sección 1.9.

• La región que se describe mejor en términos de una estación húmeda y otra seca, en lugar de las cuatro estaciones marcadas que se observan en las latitudes más altas, porque la precipitación anual varía mucho más de un lugar a otro que la temperatura anual. Las características de temperatura y precipitación de los climas tropicales se presentan en la sección 1.9.

Riehl (1979) describió el trópico como «aquella región del mundo donde los procesos atmosféricos difieren tan marcadamente de los que se observan en las latitudes más altas como para justificar la redacción de un libro dedicado exclusivamente a la meteorología y la climatología tropical».¹⁴

En este libro de texto, consideraremos que los trópicos abarcan la región de presión relativamente baja en la superficie situada entre los cinturones de altas presiones de las zonas subtropicales. Esta definición pone de relieve la naturaleza dinámica de la circulación atmosférica, principalmente en respuesta al calentamiento solar de la Tierra y, de forma secundaria, otros factores, como las propiedades de la superficie.

1.4 Balance energético y el rol de los trópicos

El transporte de energía por el océano y la atmósfera contribuye a mantener el balance energético tanto del sistema Tierra-atmósfera global como dentro de las bandas latitudinales. Por ejemplo, el calentamiento diferencial de la atmósfera influye en los patrones de temperatura, lo cual produce gradientes de presión y los vientos impulsados por la fuerza de dicho gradiente. A su vez, los vientos producen la advección del aire de distintas temperaturas (fig. 1.10A).

La dinámica oceánica a gran escala deriva su impulso principalmente de la tensión que ejerce el viento en la superficie, así como de los flujos de radiación neta y de calor sensible, y de las variaciones de densidad provocadas por los cambios de salinidad (fig. 1.10b). Estos últimos se deben a procesos tales como evaporación, precipitación y escorrentía. El transporte del calor es producto de factores tales como la convección, la mezcla turbulenta, el hundimiento y el afloramiento.

1.4 Balance energético y el rol de los trópicos »
Sección especial 1-1: Métodos de promedio

1.4 Balance energético y el rol de los trópicos »
1.4.1 Balance de energía en la superficie

donde los subíndices s y a denotan la superficie y la atmósfera, respectivamente. T es la temperatura (K) y α_s representa el albedo de la superficie. Las flechas indican la dirección de la transferencia de energía. La atmósfera es transparente a gran parte de la radiación solar, a la vez que absorbe y emite radiación de onda larga (fig. 1.3). Debido al efecto combinado de la radiación solar y la radiación de onda larga irradiada hacia abajo por la atmósfera, una condición conocida como el «efecto invernadero», la superficie terrestre es más cálida de lo que sería el caso sin atmósfera.

El balance de energía en la superficie relaciona la radiación neta con el calor sensible, la energía potencial, el calor latente, la energía cinética, el almacenamiento y la advección:

    radiación neta = calor sensible + latente + potencial + energía cinética + almacenamiento + advección horizontal

donde R_s es la radiación neta en la superficie; c_p es el calor específico a presión constante; T es la temperatura; L es el calor latente de vaporización; q es la humedad específica; g es la aceleración de la gravedad; z es la altitud; k es la energía cinética de la atmósfera ½ (υ² + ν²), donde υ y ν son las componentes horizontales del viento; ∆f es el flujo horizontal (advección); y G es el calor transferido a y desde el almacenamiento (las capas del subsuelo). Los dos primeros términos de la ecuación (6) son el calor sensible y latente, respectivamente. Por lo general, podemos ignorar la energía cinética, ya que es minúscula en comparación con las demás componentes de energía. La tabla 1.1 muestra la energía media en el hemisferio norte según los cálculos de Oort (1971).¹⁵

Tipo de energía	Fórmula	Cantidad × 1021 julios
Calor latente	Lq	0,931
Calor sensible	CpT	33,94
Calor potencial	gz	8,37
Energía cinética	½ (υ2 + ν2)	0,0017

En condiciones de estado estacionario, tales como se suponen para una media anual, la ecuación (6) se puede reducir y separar en dos partes:

Tenga en cuenta que se han obviado varios términos menores de la ecuación (6), como el calor latente de fusión para el derretimiento del hielo y de la nieve, la conversión de la energía cinética de los vientos y las olas en energía térmica, la energía utilizada en la fotosíntesis, la energía geotérmica y el calor generado al quemar los combustibles fósiles.

1.4 Balance energético y el rol de los trópicos »
1.4.2 Transporte de energía meridional por la atmósfera y el océano

Las mediciones satelitales y las observaciones in situ se utilizan para crear un esquema del balance energético que nos permite calcular los tipos de energía transportados en cada zona latitudinal. Por ejemplo, la figura. 1.11 muestra que el flujo de calor latente es la fuente de energía predominante desde la superficie hasta la atmósfera tropical, con picos notables en las zonas cerca de 15° de latitud (este valor es más alto para el hemisferio sur). El flujo de calor sensible es mucho menor, varía poco en las latitudes tropicales, alcanza un pico en el hemisferio norte, cerca de 30°N, y es negativo alrededor de los polos. El enfriamiento radiativo neto varía poco en las latitudes tropicales. El flujo neto de energía hacia la atmósfera alcanza un máximo en las regiones subtropicales y un mínimo relativo alrededor del ecuador.

Las contribuciones atmosféricas y oceánicas al transporte meridional de energía se muestran en la figura 1.12. Las mediciones fueron realizadas por los satélites ERBE (Earth Radiation Budget Experiment; febrero de 1985 a abril de 1989) y CERES (Clouds and the Earth's Radiant Energy System, marzo de 2000 a mayo de 2004); reanálisis de los Centros Nacionales de Predicción Ambiental (National Centers for Environmental Prediction, NCEP) del Centro Nacional de Investigación Atmosférica (National Center for Atmospheric Research, NCAR)¹⁸ y el transporte de la circulación oceánica fue derivado del sistema GODAS (Global Ocean Data Assimilation System).¹⁹

El transporte atmosférico de la energía predomina, excepto en las latitudes tropicales bajas, donde se maximiza el transporte por corrientes oceánicas (fig. 1.12d). Dichas corrientes constituyen alrededor del 25 % del total de transporte meridional de energía. En los trópicos (las zonas azules y rojas de la fig. 1.12c), el transporte oceánico de energía desde los trópicos hacia el polo del hemisferio invernal supera los 4 petavatios (PW, 10¹⁵ vatios). El pico de transporte de energía medio anual hacia los polos por el océano se observa en las latitudes 11°S y 15°N (la curva azul en la fig. 1.12d), mientras el pico de transporte de energía atmosférico ocurre cerca de 45°N (curva roja).

El transporte meridional de energía se divide entre transporte meridional medio y movimiento turbulento (olas). Entre el ecuador y aproximadamente 15°N, la circulación meridional media (CMM), que también se conoce como célula de Hadley, es responsable de gran parte del transporte atmosférico de energía (fig. 1.13). La célula de Hadley es más intensa en invierno que en verano, lo cual significa que la CMM del hemisferio norte representada en la figura 1.13 transporta buena parte de su energía anual entre enero y marzo. Durante el invierno del hemisferio norte, la célula de Hadley es bastante intensa en comparación con la circulación de verano. En comparación, el transporte en las latitudes medias ocurre principalmente por turbulencia (las borrascas o ciclones de latitudes medias).

Los gradientes longitudinales en la distribución de la energía son producto de la topografía y de las grandes zonas de aguas cálidas de los océanos. Estas últimas se deben al arrastre del viento y a las corrientes oceánicas asociadas.

1.4 Balance energético y el rol de los trópicos »
1.4.3 Calor latente y distribución de nubes de convección profunda

La liberación de calor latente es el método de transferencia de energía desde la superficie hasta la atmósfera más importante en los trópicos y la fuente de energía predominante para la circulación tropical. Los procesos de condensación y precipitación añaden calor latente a la atmósfera, mientras la evaporación extrae calor latente de ella. Los océanos tropicales, que ocupan la mayor parte del cinturón ecuatorial, suministran la mayor parte de la humedad para la convección. El lugar y la intensidad de la convección dependen de varios factores, como los flujos superficiales de calor sensible, que pueden alterar la estabilidad de la atmósfera.

Normalmente, las nubes de convección profunda se identifican por las temperaturas frías de sus cimas, que emiten poca radiación de onda larga. Los niveles mínimos de radiación de onda larga saliente, que se utilizan como indicación de las nubes de convección profunda, suelen encontrarse sobre los continentes tropicales y las zonas de aguas cálidas (a veces denominadas «piscinas») de los océanos Índico y Pacífico tropical occidental (fig. 1.14). En las regiones de convección profunda, por lo general la precipitación excede la evaporación (las regiones azules y magenta a menos de 10 grados del ecuador en la figura 1.14). En las zonas subtropicales (entre los 10 y 40 grados de latitud centradas en las áreas de color amarillo y naranja), la evaporación excede la precipitación. Para mantener el equilibrio de calor latente, es preciso exportar vapor de agua de las regiones con exceso de evaporación a las que experimentan un exceso de precipitación. La circulación meridional (célula de Hadley) es responsable de la mayor parte del transporte de vapor de agua (fig. 1.8). El vapor de agua que los alisios traen a las regiones de bajas presiones ecuatoriales alimenta los sistemas de cumulonimbos profundos.

Los cambios espaciales y temporales en las regiones de convección y el máximo movimiento ascendente pueden conducir a cambios drásticos en el clima mundial. Por ejemplo, los desplazamientos de este a oeste que ocurren en la región de convección profunda sobre el Pacífico ecuatorial durante episodios de El Niño. Las características físicas de las nubes afectan la distribución del calentamiento y el enfriamiento radiativo en la troposfera. Por lo tanto, los procesos que determinan el forzamiento radiativo de las nubes son componentes importantes de la circulación a gran escala en los trópicos.

1.4 Balance energético y el rol de los trópicos »
1.4.4 Interacciones superficie-aire

La interacción entre la superficie y la atmósfera constituye parte integral del transporte de energía en y desde los trópicos. Debido a la enorme superficie cubierta por las aguas oceánicas, las interacciones océano-atmósfera son un componente predominante de dicho intercambio de energía. Como resultado de la mayor capacidad calorífica del agua, la respuesta a las variaciones estacionales en el calentamiento solar es menor sobre el océano que sobre tierra firme. Esto significa que los océanos son capaces de almacenar calor durante el verano y liberarlo en invierno. El pico en el transporte oceánico de calor hacia los polos ocurre en las latitudes bajas (fig. 1.12d).

Como ya mencionamos antes, la transferencia de energía entre el océano y la atmósfera implica principalmente el movimiento de calor y humedad por evaporación. Por otro lado, el movimiento impartido al agua por los vientos transfiere energía al océano. Los ciclones tropicales son un ejemplo impresionante de estas interacciones: al tiempo que obtienen su energía de las aguas oceánicas cálidas a través de la transferencia de calor latente, sus vientos agitan la superficie del océano, transfieren momento hacia abajo y dejan una anomalía fría a su paso. Es más, se observan regiones de calentamiento e intensa actividad convectiva sobre los continentes y las aguas cálidas de las regiones tropicales de las cuencas oceánicas. La respuesta a estos máximos de calentamiento se manifiesta en varios fenómenos meteorológicos y climáticos. Un ejemplo destacado es la oscilación de Madden-Julian (OMJ), una oscilación de 30 a 60 días en la presión y los vientos superficiales cuyos efectos en el clima tropical abarcan desde la convección a pequeña escala hasta las circulaciones de escala planetaria. La OMJ es un fenómeno acoplado océano-atmósfera que a menudo se identifica por una amplia zona activa de nubosidad y precipitaciones que se propaga hacia el este a lo largo del ecuador. La OMJ deja una huella evidente de su paso sobre el océano en la temperatura de la superficie del mar, en la profundidad de la capa isotérmica de la superficie oceánica y en el intercambio de calor latente.

La figura 1.15 ilustra algunas interacciones críticas entre la superficie y la atmósfera, como vientos y olas, evaporación, calentamiento e intercambios de salinidad. Los modelos climáticos y meteorológicos tratan de tener en cuenta estas interacciones. El Capítulo 4: Variabilidad tropicalCapítulo 4: Variabilidad tropical contempla diferentes escalas de variabilidad en las manifestaciones meteorológicas y climáticas de las regiones tropicales, incluidos los fenómenos acoplados océano-atmósfera.

1.5 Estructura atmosférica »
1.5.1 Perfiles de temperatura

La troposfera se calienta desde abajo por acción del calor latente, de la radiación de onda larga y del calor sensible. En respuesta al exceso de calentamiento que experimentan los trópicos, la troposfera por encima de esas regiones se expande en sentido vertical. Además, las profundas nubes tropicales transfieren calor latente a la atmósfera superior. El resultado es que la tropopausa alcanza su nivel máximo en los trópicos. La altura media de la tropopausa en las regiones tropicales es casi 7 km mayor que en los polos (fig. 1.16).

La capa inferior de la troposfera se conoce como la capa límite planetaria o CLP (fig. 1.17). En esta capa de la atmósfera, que está en contacto con la superficie y experimenta los efectos de la fricción, se produce el intercambio de calor, humedad y momento entre la atmósfera y la superficie. El movimiento en la capa límite es turbulento. La CLP está sometida a los efectos de la superficie y, por tanto, está sujeta a bruscos cambios diurnos de temperatura, vientos y profundidad. El espesor de la CLP oscila entre 100 m sobre los océanos tropicales y 6 km sobre el suelo caliente y seco del Sahara. A menudo se encuentra atrapada debajo de una inversión térmica (fig. 1.17). Tenga en cuenta que no siempre existe una capa límite bien definida. Exploraremos el tema de la capa límite en detalle en un capítulo posterior.

1.5 Estructura atmosférica »
1.5.2 Inversión de los alisios

Una de las características más destacadas de la capa límite tropical es la inversión de los alisios, que es más intensa en las regiones orientales de los océanos tropicales. Estas zonas se caracterizan por el afloramiento de aguas más frías y profundas, y temperaturas de la superficie del mar más bajas. Los anticiclones subtropicales reducen el tamaño de la capa límite marina en la región oriental de los océanos tropicales (fig. 1.18a). La subsidencia deseca y calienta la capa suprayacente a la capa límite, lo cual conduce a la formación de una inversión térmica. Como resultado de la intensa inversión y las TSM más bajas que encontramos en esta región, el contenido de humedad en la capa límite marina aumenta y, cuando se alcanza el punto de saturación, se forman nubes estratiformes sobre una amplia zona de las regiones orientales de los océanos tropicales. Normalmente, encontramos estratos cerca de la costa, en la región oriental de los océanos, estratocúmulos en alta mar y cúmulos engendrados por los alisios sobre las aguas relativamente cálidas del océano al oeste.

La inversión de los alisios se debilita hacia el oeste conforme aumentan las temperaturas de la superficie del mar y la inestabilidad de la troposfera. La figura 1.18b representa de forma esquemática la tendencia de este a oeste a través de los océanos tropicales. Estudiaremos más en detalle la estructura vertical de la troposfera tropical y la inversión de los alisios en otro capítulo.

1.5 Estructura atmosférica »
1.5.3 Humedad atmosférica

Como predice la ecuación de Clausius-Clapeyron, que describe la relación entre la temperatura y la presión de vapor de saturación en condiciones de equilibrio, en promedio, el contenido de vapor de agua en la superficie alcanza un valor máximo en los trópicos y mínimo en los polos (fig. 1.19).

Conforme la temperatura aumenta, hace falta un mayor número de moléculas para alcanzar el estado de equilibrio entre el vapor y el líquido. Por el contrario, se necesitan menos moléculas para obtener el equilibrio a medida que la temperatura disminuye. Esta relación se puede expresar de esta forma:

donde T es la temperatura en K;
T_o equivale a 273 K;
e_s es la presión de saturación del vapor de agua en hPa;
e_so es la presión de saturación del vapor de agua a la temperatura T_o (6,11 hPa);
L_v es el calor latente de vaporización (2,453 × 10⁶ J kg⁻¹); y
R_v es la constante del gas de vapor de agua (461 J kg⁻¹ K⁻¹).

Podemos escribir la ecuación (9) de esta forma para calcular la presión de vapor de saturación a la temperatura T:

En términos generales, el vapor de agua disminuye con la altura (fig. 1.19a), pero es mucho más variable en tiempo y espacio que la temperatura. El contraste entre el perfil de temperatura, que es relativamente uniforme, y el perfil de humedad es evidente en la figura 1.20. Los sondeos corresponden a la isla de Santa Elena, situada en la región tropical del Atlántico Sur (izquierda), y Penang, que se halla muy cerca de la región ecuatorial de Malasia (derecha). La isla de Santa Elena se encuentra en una zona subtropical de altas presiones, donde hay subsidencia por encima de una capa límite húmeda. Por eso el perfil muestra una alto nivel de humedad relativa en la capa límite y una drástica disminución de la humedad relativa cerca del nivel de 800 hPa. La humedad relativa disminuye en la capa de inversión térmica. Esto contrasta con la situación de Penang, que siente los efectos de una zona tropical de aguas cálidas donde la convección profunda es frecuente (fig. 1.14a) y la humedad relativa se mantiene bastante alta en muchas capas de la troposfera.

A veces, la advección de aire seco puede alterar el perfil de humedad, incluso en los trópicos húmedos. La figura 1.21 muestra la gran disminución de la humedad relativa sobre el Caribe provocada por la seca capa de aire del Sahara. En el nivel entre 800 y 600 hPa, la existencia de una capa de aire del Sahara puede provocar una diferencia de más del 30 % en la humedad. La gráfica también muestra que el sondeo tropical medio calculado por Jordan (1958) es más húmedo en la troposfera inferior y más seco en la troposfera media en comparación con el entorno en 1998/2000, que no estaba bajo el influjo de la capa de aire del Sahara.

1.5 Estructura atmosférica »
1.5.4 Intervalos de presión

Los gradientes horizontales de presión son bastante débiles en los trópicos. En la célula de Hadley, la presión a nivel del mar oscila entre las intensas altas presiones de las zonas subtropicales (~1024 hPa) y las presiones muy bajas que se alcanzan en los ciclones tropicales (alrededor de 980 hPa en los más débiles). En octubre de 1979, se observó una presión mínima de récord de 870 hPa en el supertifón Tipsupertifón Tip, pero tales extremos de baja presión son poco frecuentes en los ciclones tropicales. Estudiaremos más los gradientes de presión y las circulaciones en el Capítulo 3: Circulación globalCapítulo 3: Circulación global.

1.6 Temperatura »
1.6.1 Distribución estacional y geográfica de la temperatura

La latitud es el factor de mayor influencia en la temperatura media anual. La duración de la luz del día y el ángulo de declinación solar varían con la latitud. La cantidad de energía incidente por unidad de superficie disminuye hacia los polos. El ecuador siempre recibe 12 horas de luz. En los lugares situados entre los trópicos de Cáncer y Capricornio, los rayos solares son muy verticales y, por tanto, menos atenuados por la atmósfera, mientras en las latitudes más altas la insolación es atenuada debido a la mayor distancia que los rayos solares deben recorrer para atravesar la atmósfera (fig. 1.1). Como ilustran las gráficas de ciclo estacional de la figura 1.22, incluso una pequeña diferencia en el ángulo de declinación solar puede alterar la amplitud térmica y la temperatura media anual. En las latitudes más altas, la amplitud térmica es mayor y exhibe un pico en julio (hemisferio norte) o en enero (hemisferio sur). Se observa cierto desfase entre el solsticio y la temperatura, provocado por el tiempo que tarda la atmósfera en responder al calentamiento de la superficie. Debido a la mayor capacidad de calor específico del agua, el océano se calienta más lentamente que el suelo.

La figura 1.22 muestra claramente el control que ejerce la latitud en la temperatura media y la amplitud térmica anual. En términos generales, la temperatura media disminuye y la amplitud térmica aumenta con la distancia entre el ecuador y los polos. Para una estación de latitud baja, como Pontianak, la media mensual se mantiene por encima de 25 °C y el intervalo entre la temperatura media mensual mínima y máxima es de 2 °C o menos. Conforme pasamos a las latitudes más altas, la temperatura mínima mensual es más baja por un período más largo, pero en verano es similar o incluso más alta que las temperaturas que se registran en las estaciones cerca del ecuador.

La figura 1.23 muestra la temperatura media de los dos extremos estacionales (enero y julio) y la animación muestra el ciclo anual completo. Las máximas ocurren en las regiones continentales de los trópicos. El patrón es casi zonal y sigue la latitud, sobre los océanos, mientras cerca de las costas y sobre tierra firme hay una mayor variación meridional. En las latitudes tropicales, las mínimas corresponden a zonas de gran altitud, como en los Andes y en África oriental. En el hemisferio norte, la mayor extensión de la masa continental produce veranos más cálidos e inviernos más fríos que en el hemisferio sur. Los gradientes meridionales de temperatura son mayores en invierno que en verano.

El efecto de las corrientes oceánicas predominantes se nota en los bordes orientales y occidentales de las cuencas oceánicas y las regiones costeras contiguas. Por ejemplo, junto a la costa de África sudoriental, la temperatura media alcanza 30 °C o más, pero en la costa sudoccidental y a la misma latitud, se registran temperaturas de 20 °C o menores.

Los contrastes longitudinales en la temperatura son relativamente pequeños (<6 °C) y se correlacionan con los continentes, que son más fríos que los océanos en invierno y más cálidos en verano.

1.6 Temperatura »
Sección especial 1-2: Principales factores que influyen en la distribución anual de la temperatura superficial

1.6 Temperatura »
1.6.2 Variabilidad diurna de temperatura en los trópicos

La variación diurna de la temperatura alcanza el máximo en la superficie y sigue el ciclo diario de exceso de calentamiento. La gráfica idealizada del ciclo de temperatura diurna que presenta la figura 1.25 muestra que el mínimo ocurre al amanecer y el máximo por la tarde. Por lo general, la temperatura diurna máxima se alcanza cierto tiempo después de la hora del ángulo solar máximo, a medida que el calor de la superficie aumenta la temperatura del aire circundante.

Al igual que la amplitud térmica anual, la amplitud diaria de la temperatura varía con la duración de la luz del día. Las latitudes medias y los polos suelen exhibir una amplitud térmica mayor que los trópicos. Estos son algunos de los demás factores que influyen en la amplitud térmica diaria media:

• Humedad

La variación de la temperatura es más moderada en los ambientes húmedos, porque el vapor de agua tiene buenas propiedades de absorción y emisión de la radiación de onda larga. El vapor de agua también absorbe la radiación solar en la región del infrarrojo cercano, lo cual reduce la cantidad de energía que incide en la superficie durante el día. Por lo tanto, las temperaturas máximas diarias son más bajas en ambientes húmedos y más altas en ambientes secos. Además, si la superficie del suelo es seca y también lo es el aire, la capacidad de conducción disminuye y la amplitud térmica diaria es mayor. El aire cerca de la superficie responde al rápido calentamiento y enfriamiento de la superficie. Esto explica porqué la amplitud térmica diaria en el desierto del Sahara es muy alta, mientras en las selvas tropicales de Indonesia es baja.

• Nubosidad

Como las nubes absorben y emiten bien la radiación de onda larga y reflejan bien la luz solar (radiación de onda corta), la nubosidad ocasiona días más frescos, noches más cálidas y una amplitud térmica diaria menor.

• Velocidad del viento

Cuando hace viento, el aire de diferentes temperaturas se mezcla más fácilmente y contribuye a moderar la amplitud térmica.

• Albedo

La amplitud térmica diurna se ve afectada por el albedo de la misma forma que el ciclo anual. Las superficies muy reflectantes son más frías que las superficies de baja reflectividad.

• Elevación

Las zonas de montaña se calientan antes que los valles a menor altura y se enfrían más rápidamente después de la puesta del Sol. Este calentamiento diferencial causa las brisas de valle (ascendentes) y de montaña (descendentes), respectivamente. La orientación de las laderas también determina el ciclo diario de temperatura. La parte de la ladera expuesta a los rayos solares será más caliente que el lado protegido. En la mayoría de los casos, las laderas orientadas hacia el oeste serán más calientes, porque el Sol está en el oeste durante la parte más calurosa del día (a menos que el flujo predominante introduzca nubes y precipitación). Las superficies de terreno en altura se calientan y se enfrían más rápidamente que el aire a la misma altura (fig. 1.26). Cuando estas diferencias de temperatura son muy marcadas, los gradientes de presión pueden llevar al desarrollo de un máximo de vientos locales a baja altura.

El efecto combinado de estos factores produce amplitudes térmicas diurnas pequeñas en las regiones oceánicas y costeras, pero amplias en los desiertos. Las amplitudes térmicas diurnas del desierto del Sahara se cuentan entre las más extremas y aquí se ha registrado el récord mundial de temperatura superficial (Sección de enfoque 1Sección de enfoque 1).

1.7 Humedad y precipitación

En los trópicos, existe una relación estrecha entre la precipitación y la cantidad de vapor de agua de una columna de aire.^23,24 La condensación y la precipitación requieren un alto nivel de humedad relativa, suministrada por la evaporación en la superficie o el transporte horizontal del viento. El alto contenido de vapor de agua en los trópicos (fig. 1.19b) alimenta las altas nubes convectivas que producen la precipitación.

Sin embargo, a diferencia de la temperatura y la presión, que son ambas bastante homogéneas en los trópicos (excepto en los sistemas convectivos intensos, como los ciclones tropicales), en las regiones tropicales la precipitación es principalmente de naturaleza convectiva, episódica y variable. Dada la ausencia total o casi total del efecto de Coriolis en los trópicos, el movimiento horizontal y los gradientes asociados de humedad no se rigen por el equilibrio entre la fuerza de Coriolis y el gradiente de presión característico de las latitudes medias. Al contrario, una perturbación en el campo de vientos, como por ejemplo una zona de convergencia (divergencia negativa) en niveles bajos, afecta en mayor medida los gradientes horizontales de humedad, temperatura y presión. Es más, los gradientes horizontales de humedad entre las regiones secas y húmedas sobre tierra firme pueden crear una respuesta dinámica. Se han postulado varias teorías para explicar el contraste entre el control termodinámico y dinámico de los vientos en la superficie y los campos de precipitación tropicales.²⁵ Por ejemplo, la teoría del cuasi equilibrio supone que la convección se halla en estado de equilibrio estadístico con las perturbaciones en el flujo a gran escala, lo cual crea una troposfera estratificada cuyo gradiente térmico es adiabático saturado. La gran cantidad de humedad en la capa límite tropical es el factor dominante y los campos de velocidad dictan cuándo y cómo la convección se organiza.

La figura 1.27 presenta un esquema simple de clasificación de los patrones de precipitación según la latitud. Como es lógico, las regiones de bajas presiones ecuatoriales y subpolares experimentan precipitación todo el año, mientras las regiones de alta presión subtropicales son secas. En términos generales, en las zonas tropicales entre la vaguada ecuatorial seca y los anticiclones subtropicales, los veranos son lluviosos y los inviernos, secos. Es interesante observar que la meteorología tropical abarca todos los tipos de precipitación, incluida la precipitación helada, que se encuentra en las nubes y en el suelo a gran altitud.

1.8 Rol de los trópicos en el balance de momento

Además de mantener el balance energético global, las circulaciones tropicales son esenciales para mantener el balance global de momento angular. El momento angular absoluto equivale al producto de la masa por la velocidad angular o de rotación multiplicado por la distancia perpendicular desde el eje de rotación, que se expresa en la ecuación m × rω × r = mr²ω.

La conservación del momento angular absoluto implica que para mantener el balance de momento, un cambio en la distancia desde el eje de rotación debe producir un cambio correspondiente en la velocidad angular absoluta. Al considerar el balance de momento angular para el sistema Tierra-atmósfera, es preciso tener en cuenta tanto la transferencia de momento entre el planeta y la atmósfera como la transferencia de momento que ocurre dentro de la atmósfera.

La velocidad absoluta es la suma de la velocidad angular de la Tierra y la velocidad relativa del viento zonal (fig. 1.28). La Tierra gira una vez en 23 horas, 56 minutos y 4,1 segundos. La velocidad angular Ω de la Tierra es 2π / 86164,1 rad s⁻¹, es decir, 7,292 × 10⁻⁵ rad s⁻¹. Debido a que Ω es constante, la velocidad relativa del viento zonal cambia cuando cambia la distancia desde el eje de rotación, es decir, con la latitud o la altitud. Como la atmósfera es poco profunda en comparación con el radio terrestre, podemos centrar nuestra atención en el radio latitudinal. La latitud influye fuertemente en el momento angular absoluto, que se puede calcular, por unidad de masa de la atmósfera, con la siguiente ecuación:

donde a es el radio terrestre, Ω es la velocidad angular de la Tierra, u es la velocidad del viento zonal y Φ es la latitud.

Cuando una parcela de aire se desplaza desde el ecuador hacia uno de los polos, conserva su momento angular, a menos que ocurra un intercambio de momento angular con otras parcelas de aire o con la superficie. A medida que la parcela se acerca al polo, la distancia hasta el eje de rotación disminuye, como resultado de lo cual su velocidad hacia el este debe aumentar para mantener un momento angular total constante. En la región de los vientos del este, donde la atmósfera rota más lentamente que la superficie terrestre, la Tierra imparte momento a la atmósfera. En la región de los vientos del oeste, donde la velocidad de rotación de la atmósfera excede la de la superficie, sucede lo contrario, y la atmósfera cede a la superficie momento angular del oeste (vea la animación de la fig. 1.28b).

Dentro de las células de Hadley, las parcelas de aire que ascienden y se desplazan hacia los polos aceleran hacia el este, para conservar el momento angular. Observe que los cambios en los patrones de presión atmosférica, especialmente cerca de las montañas, y la velocidad del viento pueden alterar la velocidad de rotación de la Tierra sólida. Por ejemplo, cuando un episodio de El Niño provoca un desplazamiento de los patrones de presión, la rotación de la Tierra se ajusta para mantener el balance de momento.

1.8 Rol de los trópicos en el balance de momento »
1.8.1 Escalas espacial y temporal en los trópicos

En la atmósfera, los movimientos y la transferencia de momento se producen simultáneamente en varias escalas. Las inestabilidades en la atmósfera y los océanos son producto de los gradientes de temperatura, vientos, humedad y TSM. Los fenómenos meteorológicos y climáticos constituyen la respuesta a dichas inestabilidades. Las escalas de movimiento atmosférico van desde las escalas de tiempo y longitud reducidas de la fricción y el movimiento turbulento hasta las circulaciones decenales y de escala planetaria. La figura 1.29 ilustra algunos de los procesos dinámicos de la atmósfera tropical y sus típicas escalas temporales y espaciales. Tenga en cuenta que la mayoría de estos procesos abarcan un rango de escalas y que pueden manifestarse estructuras de escala menor dentro de una circulación de escala mayor. Por ejemplo, los ciclones tropicales comprenden numerosas tormentas; sin embargo, los ciclones tropicales pueden engendrarse en el interior de la OMJ intraestacional y ambos fenómenos son modulados por el fenómeno interanual de ENOS.

1.9 Masas de aire y climas tropicales

A consecuencia de las variaciones latitudinales de temperatura y humedad y de las diferencias en las características de la superficie subyacente, se forman distintos tipos de masas de aire alrededor del globo (fig. 1.30). La primera letra del nombre de una masa de aire identifica sus características de humedad (marítima o continental), mientras la segunda se refiere a sus características de temperatura (Tropical, Ecuatorial, Polar, Ártica o Antártica).

Debido a la enorme extensión de los océanos, las masas de aire marítimo (mE y mT) dominan en la mayor parte de los trópicos. Las masas de aire tropical continental (cT) se originan en el norte de África, Australia y Norteamérica; estas masas de aire son relativamente secas, lo cual significa que se calientan y se enfrían más rápidamente que las masas de aire marítimo.

Además de la temperatura (fig. 1.23), las características de precipitación contribuyen a determinar el clima en distintas regiones (fig. 1.27). Si agregamos los efectos de la elevación y la topografía compleja (fig. 1.31), lo que surge es un esquema de clasificación climática más complicado. La figura 1.31 muestra la clasificación climática desarrollada por Wladimir Köppen en 1918, revisada posteriormente por Rudolf Geiger. Este esquema clasifica las distintas zonas de acuerdo con los extremos de temperatura, la cantidad y el tipo de precipitación, y su estacionalidad. Las tres letras empleadas en esta clasificación identifican, respectivamente, el tipo principal de clima, precipitación y temperatura. Tenga en cuenta que estas zonas climáticas no son estáticas y que no existe una frontera abrupta entre ellas, sino más bien suelen existir subregiones definidas por la fisiografía local que representan una transición gradual entre una zona y otra.

La región que definimos como los trópicos comprende los siguientes climas:

Climas tropicales húmedos (grupo A, temperatura media mensual por encima de 18 °C)

• Af: tropical húmedo o selva tropical húmeda

Abundante lluvia todo el año (>60 mm al mes); amplitud térmica anual inferior a 3 °C; amplitud térmica diaria media aproximada de 10 °C, mayor que la amplitud térmica anual; la nubosidad y los niveles altos de humedad mitigan las temperaturas máximas. Este clima se encuentra en la región cerca del ecuador (fig. 1.31).

• Am: monzón tropical

Nivel de lluvia anual similar al del clima tropical húmedo, pero con una interrupción de uno o dos meses con poca precipitación o ninguna. Encontramos estos climas junto a la costa sudoccidental de la India y la península de Indochina, por ejemplo.

• Aw: tropical húmedo con invierno seco

Este clima exhibe una marcada estación seca, con menos precipitación que otros climas tropicales húmedos (un mes con menos de 60 mm de precipitación); la cantidad y la época de lluvias puede variar mucho de un año a otro e incluso dentro de una misma estación; temperaturas más frías en invierno, especialmente durante la noche, debido a las condiciones secas. Por lo general, las regiones tropicales húmedas-secas se dan justo del lado del polo de las regiones húmedas y monzónicas.

Climas secos (grupo B, subgrupo h con temperatura media mensual de más de 18 °C)

• BWh: árido y caliente

Poca o ninguna precipitación; precipitaciones muy irregulares en términos de frecuencia y evolución temporal, la precipitación anual puede caer en un solo día; gran amplitud térmica diaria, entre un máximo abrasador por encima de 45 °C y un mínimo fresco de 25 °C o menos; se da principalmente en las regiones subtropicales, centrado en los trópicos de Cáncer y Capricornio, y abarca entre los 15 y 30 grados de latitud. Los climas secos predominan en el norte de África, la península Arábiga, Australia y las costas occidentales de los continentes, donde el efecto de las corrientes frías es muy marcado.

• BSh: semiárido y caliente

La transición entre el clima húmedo tropical y las regiones áridas donde la precipitación puede variar mucho de un año a otro; las consecuencias de esta variabilidad han sido devastadoras en regiones como el Sahel, justo al sur del Sahara. Cuando las lluvias se atrasan, caen demasiado hacia el sur o en cantidades reducidas, la pérdida de cosechas puede provocar hambrunas generalizadas.

Clima húmedo con invierno templado (grupo C)

• Cfa: húmedo, subtropical

Este clima se encuentra en varios lugares en los trópicos, por ejemplo, en partes del sur de la China, en Florida y en la costa oriental de México, donde la altitud y los patrones de circulación atmosférica crean condiciones similares a las zonas de latitudes medias; inviernos templados con temperaturas medias de −3 a 18 °C durante el mes más frío; exhibe un verano y un invierno marcados con suficiente precipitación como para clasificarse como clima húmedo; en invierno el tiempo es variable, debido al paso de los ciclones de latitudes medias; las temperaturas de verano son más cálidas que en los climas tropicales húmedos.

• Cwa: invierno seco

Se da junto a las zonas tropicales húmedas y secas; se encuentra en las partes de África, Sudamérica y Asia que, por su gran altura, son demasiado frías como para considerarse tropicales; la temperatura de este clima es similar a la del clima húmedo subtropical, pero con inviernos secos.

Climas de montaña (grupo H)

• Como ya observamos, conforme aumenta la altura, tanto la temperatura como el contenido de humedad disminuyen. En los trópicos, el clima en altura es similar al de las regiones subpolares; encontramos climas de montaña en las regiones tropicales de África, América y Asia.

Para aprender más sobre las clasificaciones climáticas, consulte el módulo de COMET Introduction to climatology.

Temas de enfoque »
Sección de enfoque 1: Extremos de temperatura en los trópicos

Continente	Temp. máx.	Lugar	Altura (m)	Fecha
África#	55,0 °C	Kebili, Túnez	111,9	13 sep. 1922
Australia	53,3 °C	Cloncurry, Queensland (Australia)	189,6	16 ene. 1889
Oceanía	42,2 °C	Tuguegarao, Filipinas	21,9	29 abr. 1912

Continente	Temp. mín.	Lugar	Altura (m)	Fecha
África	−23,9 °C	Ifrane, Marruecos	1634,9	11 feb. 1935
Oceanía	−24,4 °C	Observatorio de Mauna Kea, Hawái	4198	17 may. 1979

Datos adaptados de dos publicaciones del Centro Nacional de Datos Climáticos (National Climatic Data Center, NCDC) de NOAA. Fuentes: La primera es Climates of the World, una publicación del NCDC que presenta datos de temperatura y precipitación media para determinados lugares del mundo, con énfasis los extremos a nivel mundial. La segunda es la versión actualizada de Weather and Climate Extremes (TEC-0099), una publicación del Cuerpo de Ingenieros del Ejército (Army Corps of Engineers) de los Estados Unidos.
* Nota: Esta temperatura se midió con las técnicas disponibles en el momento de registrarlas, que eran distintas de las técnicas estándar actualmente empleadas en Australia. El récord australiano más plausible de temperatura máxima registrado con equipo estándar es la observación de 50,7 °C obtenida en Oodnadatta en 1960.
^# El 13 de septiembre de 2012, la Comisión de Climatología de la Organización Meteorológica Mundial (OMM) invalidó el dato de temperatura máxima en superficie registrado en el planeta, que previamente se había atribuido a El Azizia, Libia. El Archivo mundial de fenómenos meteorológicos y climáticos extremos (http://wmo.asu.edu/) ahora refleja el nuevo récord mundial de 56,7 °C), registrado en Parque Nacional del Valle de la Muerte de California (EE.UU.) el 10 de julio de 1913. El nuevo récord africano se asignó a Kelibi, Túnez.

Temas de enfoque »
Sección de enfoque 2: Factores regionales que influyen en la variabilidad de las temperaturas tropicales

En esta sección examinaremos los climogramas de varias estaciones individuales para ilustrar cómo la temperatura se ve afectada por la latitud, las características de superficie, los vientos predominantes (por ejemplo, un lugar a sotavento de una montaña o junto al mar) y el flujo oceánico (corrientes cálidas y frías), las nubes y la precipitación.

El efecto predominante de la latitud se observa claramente en los climogramas correspondientes a algunas ciudades del norte y el sur de África de la figura 1E2.1. La amplitud térmica en las estaciones meteorológicas cerca del ecuador, como Mogadiscio, Yaundé y Mombasa, es de aproximadamente 3 °C, pero más de 20 °C en las latitudes tropicales más altas. Como observamos en la sección 1.6.1, si bien la latitud predomina, no es el único factor en juego. Asuán, que está en el interior y recibe poca precipitación, experimenta veranos mucho más cálidos que El Cairo, aunque hay solo algunos grados de diferencia en sus temperaturas mínimas invernales. Aunque el ecuador parte el continente africano por la mitad, la amplitud de temperatura de las estaciones del hemisferio norte no es una imagen especular de las estaciones en latitudes similares del hemisferio sur. En las estaciones del hemisferio sur, la amplitud térmica es menor que en las del hemisferio norte (compare, por ejemplo, Gaborone y Asuán). Las causas principales son la menor masa continental del sur de África y la mayor elevación de Gaborone. Observe que Walvis Bay y Gaborone se hallan casi a la misma latitud, pero tienen amplitudes térmicas completamente distintas, siendo las temperaturas en Walvis Bay varios grados más bajas. Debido a su posición en el interior del continente, Gaborone es más cálida y se calienta y se enfría a un ritmo más rápido que la ciudad costera de Walvis Bay, que siente los efectos de la corriente fría de Benguela.

El impacto de la continentalidad es evidente cuando se comparan estaciones meteorológicas de latitudes similares. La ciudad de Tombuctú es más cálida y tiene una amplitud térmica mayor que la ciudad costera de Dakar (fig. 1E2.2). A pesar de que la posición latitudinal de Belém y Manaos es similar y que ambas se encuentran situadas a lo largo del río Amazonas, la gráfica de temperatura de Belém, situada en la costa, es casi horizontal, mientras la ciudad de Manaos, situada en el interior, tiene una amplitud térmica de unos 5 °C.

Los flujos atmosféricos y oceánicos predominantes explican en parte las diferencias entre las estaciones de la figura 1E2.3. Por ejemplo, Beira, en África sudoriental, siente los efectos de la corriente cálida de Mozambique, mientras Walvis Bay está junto a la fría corriente de Benguela, que fluye desde la Antártida. Salvador de Bahía, en la costa nororiental de Brasil, siente los efectos de los alisios cálidos y las corrientes oceánicas cálidas y contrasta con Lima, Perú, donde la corriente fría de Humboldt contribuye a determinar el clima.

La temperatura del océano es un factor determinante del ciclo de temperaturas incluso cerca del ecuador, aunque el impacto es menor que para las estaciones en latitudes más altas. Las temperaturas en Libreville son un poco más bajas que en Mogadiscio, en la costa este, debido al afloramiento que ocurre en la costa occidental de África.

La altitud es el factor fundamental que determina la diferencia de temperatura entre Quito y Guayaquil (fig. 1E2.4). La situación de Quito, a gran altitud, explica sus temperaturas 10 grados más bajas en comparación con Guayaquil, situada a nivel del mar.

 

Las nubes y la precipitación reflejan la luz solar y provocan la disminución de la temperatura media en la superficie. Este efecto es muy pronunciado en las regiones monzónicas. Compare Kozhikode (Calicut), en la India, que siente los efectos del monzón, con Ciudad de Belice, que está principalmente bajo el régimen de los alisios (fig. 1E2.5). En Kozhikode, la temperatura alcanza su máximo en mayo, justo antes del comienzo de la nubosidad del monzón y del cambio en los vientos predominantes; con la llegada de las lluvias monzónicas, la temperatura disminuye hasta alcanzar un mínimo en julio, aunque aumenta ligeramente después. En Ciudad de Belice, sin embargo, la distribución de la lluvia es bastante uniforme (solo hay una leve reducción en invierno) y el gradiente de temperatura es pequeño, con un máximo de larga duración entre junio y septiembre. Observe que pese a que Ciudad de Belice se encuentra a una latitud más alta que Kozhikode, es una ciudad costera y se encuentra corriente abajo de las aguas del Caribe, que contribuyen a mitigar la temperatura.

Resumen

En este capítulo demostramos la importancia de los trópicos en el balance energético y el clima mundial. Aunque cuando consideramos el promedio anual, el sistema Tierra-atmósfera se halla en estado de equilibrio radiativo, los trópicos son una región de exceso de calor y los polos son una zona de enfriamiento neto. Las circulaciones atmosférica y oceánica contribuyen a eliminar el desequilibrio en la distribución del calor. El exceso de calor en los trópicos estimula la circulación general y las nubes de convección profunda transportan la energía de la troposfera tropical hacia arriba. El mecanismo principal de transferencia de energía entre la superficie y la atmósfera en los trópicos es la liberación de calor latente (evaporación de los océanos tropicales y condensación en los cúmulos tropicales). La mayor parte del transporte ascendente se concentra en la convección profunda que ocurre sobre las regiones tropicales de los continentes y las zonas oceánicas de aguas cálidas.

Examinamos varias maneras de definir las regiones tropicales. En este libro de texto se considera que los trópicos abarcan la región situada entre los cinturones de altas presiones de las zonas subtropicales cuya extensión latitudinal depende de la ubicación del calentamiento neto en la superficie.

Como resultado del exceso de calor y el intenso movimiento ascendente en la convección tropical, la altura de la tropopausa en los trópicos es mucho mayor que en latitudes más altas. La atmósfera se calienta desde abajo por acción del calor latente, del calor sensible y de la radiación. El balance de energía en la superficie comprende el aporte de dichos tres factores, así como el almacenamiento y la advección horizontal de la energía. En el balance energético de la atmósfera predominan el calor sensible, el calor latente y la energía potencial, mientras la energía cinética es un factor secundario. La atmósfera es responsable de la mayor parte del transporte de energía hacia los polos, pero el rol de los océanos predomina en las latitudes bajas. El pico de transporte de energía hacia los polos se da en invierno. Las células de Hadley transportan la mayor parte de la energía entre los trópicos y las regiones subtropicales, a diferencia de las latitudes medias, donde las ondas o ciclones son el mecanismo responsable de la mayor parte del transporte de energía. Explicamos los métodos para calcular los promedios zonales, meridionales y temporales.

Examinamos la distribución estacional, geográfica y diurna de la temperatura, la variable climática más importante. En términos generales, varios factores controlan la temperatura en la superficie, como latitud, continentalidad, flujos atmosféricos y oceánicos predominantes, relieve, orientación de las laderas, ciclos de nubosidad y precipitación y albedo de la superficie.

Debido a la relación entre la presión de vapor de saturación y la temperatura, el contenido medio de vapor de agua disminuye con la latitud y con la altitud en la troposfera, al igual que ocurre con la temperatura, aunque los perfiles de humedad son más variables que los perfiles de temperatura. En promedio, los perfiles de temperatura y humedad nos permiten estudiar el contraste entre las regiones orientales y occidentales de los océanos tropicales. En el lado oriental, la subsidencia provocada por los anticiclones subtropicales y las temperaturas frías de la superficie del mar constituyen la norma, junto al afloramiento de agua fría que ocurre donde los alisios empujan las corrientes superficiales. El resultado es una inversión térmica conocida como la inversión de los alisios. Las aguas más cálidas se empujan hacia el oeste; la inversión se debilita hacia el oeste y finalmente desaparece. Sobre las regiones occidentales del océano, la atmósfera es inestable y crea condiciones propicias para el desarrollo de cúmulos de gran desarrollo vertical.

Los trópicos también desempeñan un rol importante en el mantenimiento del balance de momento angular. En la zona de los alisios, la atmósfera recibe momento angular de la superficie que luego se transfiere hacia arriba y hacia los polos por acción de las células de Hadley.

Finalmente, estudiamos las masas de aire y los climas tropicales, así como sus definiciones y distribución espacial en distintos lugares de los trópicos.

Preguntas de repaso

• Explique el concepto de balance radiativo en el sistema Tierra-atmósfera.
• Enumere los tipos de intercambio de energía que se producen entre la superficie y la atmósfera.
• Este capítulo presenta varias definiciones de los trópicos; describa al menos tres de ellas e incluya sus límites latitudinales aproximados.
• Describa los componentes del balance de energía en la superficie y clasifíquelos en términos de su abundancia relativa en la atmósfera.
• Describa el aporte relativo y la diferencia entre el transporte meridional por el océano y la atmósfera.
• Compare las contribuciones relativas de la célula de Hadley y las ondas transitorias en el transporte de la energía atmosférica de los trópicos a los polos en el hemisferio norte.
• Explique el rol del calor latente y la convección profunda en los trópicos en términos del balance energético global.
• ¿Por qué es la tropopausa más alta en los trópicos?
• Describa la estructura de la inversión de los alisios y su impacto en la distribución de las nubes de este a oeste sobre los océanos tropicales.
• Describa la distribución general del contenido de vapor de agua en la superficie desde los trópicos hasta los polos y explique los motivos de tal distribución.
• ¿Cuál es el rango de distribución normal de la presión atmosférica en la superficie entre las regiones subtropicales y el ecuador?
• Describa la distribución geográfica y estacional de la temperatura en la superficie y los factores que afectan dicha distribución.
• Describa los factores que influyen en el ciclo diario de temperatura.
• ¿Qué papel juegan los trópicos en conservar el momento angular del sistema Tierra-atmósfera?
• Enumere tres tipos de masas de aire tropicales, sus características y una región de origen para cada tipo.
• Enumere por lo menos tres climas tropicales, sus características de temperatura y precipitación, y una región donde cada uno de ellos es característico.

Prueba

También puede tomar la prueba y enviarle los resultados a su profesor.

Esbozos biográficos

Herbert Riehl (1915-1997)

Herbert Riehl redactó el primer libro de texto de meteorología tropical y llevó a cabo algunos de los estudios fundamentales sobre los ciclones tropicales, las ondas tropicales y la meteorología tropical. Curiosamente, la persona que se considera como el «padre de la meteorología tropical» nació en Munich (Alemania) en 1915 y emigró a los Estados Unidos en 1933. En 1942 recibió la maestría en Ciencias (M.S.) en meteorología de la Universidad de Nueva York y continuó sus estudios en la Universidad de Chicago, donde obtuvo el doctorado (Ph.D.) en 1947. El Dr. Riehl llevó a cabo investigaciones en el Instituto de Meteorología Tropical fundado en 1943 por el Cuerpo Aéreo del Ejército los EE.UU. y la Universidad de Chicago en la Universidad de Puerto Rico para facilitar el estudio de la meteorología ecuatorial, y dirigió dicho instituto entre 1945 y 1946. Fue docente en la Universidad de Chicago entre 1947 y 1960, después de lo cual se trasladó a Fort Collins (Colorado), donde en 1960 participó en la fundación de la Facultad de Ciencias Atmosféricas de la Universidad Estatal de Colorado (Colorado State University), de la cual finalmente asumió el mando. Aunque en 1968 dejó su cargo como director de la facultad, siguió trabajando allí hasta 1972. Ese año regresó a Alemania para dirigir el Instituto de Meteorología y Geofísica de la Universidad Libre de Berlín. En 1976 regresó a los Estados Unidos para unirse al Centro Nacional de Investigación Atmosférica (National Center for Atmospheric Research, NCAR) y al Instituto Cooperativo para la Investigación en Ciencias Ambientales (Cooperative Institute for Research in Environmental Sciences, CIRES) en Boulder, Colorado como científico de alto nivel. Aunque se retiró en 1989, nunca dejó de ofrecer asesoramiento para los estudios de meteorología tropical en América del Norte y del Sur.

Además de su trabajo en meteorología tropical, también estudió la circulación general global, las corrientes en chorro, el pronóstico en latitudes medias, el ciclo del agua en la atmósfera, el cambio climático y la contaminación del aire. El Dr. Riehl supervisó el trabajo de doctorado de Joanne y Robert Simpson, Noel LaSeur, Charles Jordan, Mike Alaka, José Colón, T.N. Krishnamurti, William Gray, James Rasmussen y Russell Elsberry. A lo largo de su carrera, no solo publicó 150 artículos en revistas profesionales, sino que escribió el libro de texto fundamental Tropical Meteorology en 1954, Climate and Weather in the Tropics en 1979 y The Hurricane and Its Impact en 1981, este último en colaboración con Robert Simpson. Fue galardonado con el premio Losey del Instituto Americano de Aeronáutica y Astronáutica en 1962 y en 1979 recibió la medalla de investigación Carl-Gustaf Rossby de la American Meteorological Society. Todos los años, el Departamento de Ciencias Atmosféricas de CSU otorga el premio Herbert Riehl al estudiante de posgrado que presenta el mejor manuscrito técnico para su publicación en revistas profesionales.

Joanne Simpson (1923-2010)

Joanne Simpson, la primera mujer en obtener el doctorado en meteorología, abrió nuevos caminos no solo en el campo que la apasionaba, sino también para el progreso de la mujer. Cuando desarrolló el primer modelo matemático de las nubes —utilizando solamente una regla de cálculo— dio vida al campo de modelado de nubes. Ayudó a explicar la conexión entre el calor transportado en «torres calientes», los cúmulos de gran altura que se forman en los trópicos, y las fuerzas que impulsan los alisios y el movimiento hacia los polos en las células de Hadley, una teoría que además permitió comprender el motor térmico de los huracanes. Su estudio de las nubes también la llevó a investigar la siembra de nubes y la modificación del tiempo atmosférico. Al final de su carrera trabajó en el proyecto del satélite tropical que generó el primer perfil de radar satelital de estimación de la precipitación y el calor latente en las nubes tropicales.

La Dra. Simpson comenzó a interesarse por la meteorología durante la Segunda Guerra Mundial, mientras estudiaba aviación. Entusiasmada por el tema, quiso obtener el doctorado en la materia, pero tuvo que hacer frente a la realidad del momento: un consejero académico llegó a advertirle que «Nunca una mujer ha alcanzado el doctorado en meteorología. Eso nunca sucederá, pero suponiendo que usted lo lograra, sepa que nadie le dará empleo.» Con el tiempo, la Dra. Simpson desmintió estas palabras: no solo obtuvo el doctorado en meteorología de la Universidad de Chicago en 1949, sino consiguió un puesto como profesora adjunta de física en el Instituto de Tecnología de Illinois. A lo largo de su carrera trabajó en el Instituto Oceanográfico Woods Hole, en UCLA, en NOAA, en la Universidad de Virginia y, finalmente, en el centro de vuelo espacial Goddard de la NASA, donde se desempeñó como directora de ciencias meteorológicas. Entre sus logros más notables cabe recordar su colaboración con Herbert Riehl en la década de 1950, que culminó en la descripción de la circulación atmosférica tropical en términos de «torres calientes» que determinan los vientos reinantes en las latitudes vecinas y rigen el movimiento del calor y la humedad entre los trópicos y las latitudes medias. En la NASA, encabezó la misión de medición de la lluvia tropical (Tropical Rainfall Measuring Mission, TRMM), que llegó a considerar su mayor acontecimiento. Esta misión nos ayudó a comprender la ciclogénesis tropical, el efecto del polvo y el humo en la lluvia, y la cantidad de calor latente que liberan las nubes tropicales. También orientó a un sinnúmero de científicos de ambos sexos, en persona y a través de sus escritos, sus discursos y sus acciones.

En 1983, la Dra. Simpson fue galardonada con el mayor premio de la American Meteorological Society, la medalla Carl-Gustaf Rossby a la investigación, y en 1989 pasó a ser la primera presidenta de dicha academia. También integró la Academia Nacional de Ingeniería y fue la primera mujer en ganar el Premio de la Organización Meteorológica Internacional, en 2002. Greg Holland, director del Laboratorio de Sistemas de la Tierra del Centro Nacional de Investigación Atmosférica (National Center for Atmospheric Research, NCAR) en Boulder, Colorado, resumió su vida perfectamente en un obituario que se publicó en el Washington Post: «No hay duda alguna de que nunca ha habido una mujer tan capaz en el campo de la meteorología; en mi opinión, también debe contarse entre en los cinco meteorólogos más importantes de la historia, independientemente de su sexo.»

Referencias bibliográficas