3.0 Descripción general »
Objetivos de aprendizaje

Al final de este capítulo, debería ser capaz de:

• recordar las ecuaciones primitivas de movimiento y continuidad;
• recordar la ecuación hidrostática, la ecuación hipsométrica y la ecuación de la energía termodinámica;
• estimar la divergencia y vorticidad a partir de líneas de corriente e isotacas utilizando el sistema de coordenadas naturales para describir el movimiento;
• comprender los conceptos básicos de escala en latitudes bajas y los balances en latitudes bajas;
• describir varios modelos de circulación global y los mecanismos que crean sus patrones;
• describir la circulación general en la estratosfera;
• describir la tropopausa tropical y el rol de la convección tropical profunda en el transporte químico a escala mundial;
• identificar los ciclones y anticiclones semipermanentes en las regiones tropicales y subtropicales;
• explicar la migración estacional de los sistemas de circulación tropical y las diferencias hemisféricas;
• comprender y describir las similitudes y diferencias entre los movimientos atmosféricos en el trópico y en las latitudes medias;
• comprender los mecanismos que mantienen la célula de Hadley y su alcance latitudinal;
• describir el rol de la ZCIT en la circulación general y los mecanismos que influyen en su posición;
• describir el transporte de Ekman y el afloramiento en el océano;
• explicar los mecanismos de la circulación mundial de la capa superficial de los océanos y las principales corrientes oceánicas;
• describir el modelo conceptual del monzón actualmente aceptado;
• comprender la base teórica de la célula de Hadley y la circulación de Walker como respuestas al calentamiento diferencial en el trópico;
• comprender y describir la evolución del monzón asiático;
• comparar y contrastar el monzón asiático con los sistemas monzónicos de Australia, África y las Américas;
• describir los principales modos de la variabilidad interanual de los monzones mundiales y algunos de los factores que afectan dicha variabilidad;
• describir los principales factores que conducen a la variabilidad intraestacional y los períodos de interrupción de los monzones del mundo;
• describir los principales componentes de un modelo de la circulación general.

3.1 Principios generales del movimiento atmosférico »
3.1.1 Simplificaciones útiles de los equilibrios de fuerzas importantes para los movimientos a gran escala

Los movimientos atmosféricos y oceánicos se pueden considerar en términos de principios newtonianos, o sea, la fuerza es igual a la masa multiplicada por la aceleración. En meteorología se presta atención especial a la aceleración de las burbujas de aire, es decir: la tasa de cambio en la velocidad por masa unitaria equivale a fuerza. Esta manera de formular la aceleración, en términos de un cambio a lo largo del tiempo, produce las ecuaciones de Navier-Stokes o ecuaciones del movimiento, aplicables tanto al aire como al agua. La fuerza del gradiente de presión desplaza los fluidos de las altas a las bajas presiones. Si agregamos la rotación, la fricción (rozamiento) y la gravedad, la aceleración del movimiento de un fluido en un planeta en rotación se puede expresar como:

            aceleración = gradiente de presión + Coriolis + gravedad efectiva + fuerzas friccionales

            (1)

donde (u,v,w) es el vector velocidad (m s⁻¹); p es la presión (Pa); ρ es la densidad (kg m⁻³); f es el parámetro de Coriolis, definido como f = 2ΩsinΦ = la componente vertical de Ω, la velocidad de rotación de la Tierra (rad s⁻¹), a la latitud Φ; y g es la gravedad efectiva (m s⁻²), una combinación de las fuerzas gravitacional y centrífuga de la Tierra. La aceleración provocada por el efecto de Coriolis, fk × , es perpendicular a la velocidad (hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur) y las fuerzas friccionales, Fr, se oponen al movimiento. D/Dt es la suma de los términos de tasa de cambio local y de advección:.

Por encima de la capa de fricción, el equilibrio se establece entre el gradiente de presión y el efecto de Coriolis (fig. 3.1, imagen de arriba). En esta región, el viento real se aproxima bastante al viento geostrófico, , el viento calculado a partir del equilibrio de estas dos fuerzas. Cuando está en equilibrio geostrófico, el viento sopla en sentido paralelo a las isobaras, lo cual significa que es paralelo a los demás campos de masa, como los de densidad y temperatura. Esta aproximación geostrófica es válida para los movimientos a gran escala en lugares alejados del ecuador.^a Conforme bajamos hacia la superficie, las fuerzas friccionales aumentan y los vientos de superficie ya no son paralelos al campo de presión, sino que soplan a un ángulo, hacia la región de presiones más bajas (fig. 3.1, imagen de abajo).

Animación del efecto de Coriolis en los vientos y animación de los flujos geostrófico y gradiente

Debido la curvatura del flujo, en estas regiones próximas a un centro de circulación el viento geostrófico no representa apropiadamente el viento observado. El flujo paralelo a las isobaras alrededor de las áreas de alta y baja presión donde la curvatura de las isobaras es grande resulta del equilibrio entre las fuerzas del gradiente presión, de Coriolis y centrípeta (contraria a la centrífuga). El viento calculado a partir del equilibrio entre estas tres fuerzas se denomina viento gradiente. Si bien el balance gradiente solamente existe cerca de los centros de circulación, podemos definir un viento gradiente para el nivel donde la fricción se considera despreciable, a aproximadamente 600 m por encima de la superficie.

El movimiento vertical se expresa como aceleración = gradiente de presión + gravedad:

            (2)

donde w es la velocidad vertical y g es la aceleración de la gravedad (una constante positiva: 9,8 m s⁻²). Puesto que la presión disminuye con la altura, el primer término de la derecha es positivo y -g es negativo, de modo que la aceleración vertical que se obtiene viene determinada por la magnitud relativa de los términos.

Uno de los principios fundamentales de la meteorología es el de la conservación: una cantidad dada se conserva, excepto en fuentes y sumideros externos. Ya presentamos los conceptos de conservación de la energíaconservación de la energía y del momento angulardel momento angular en el capítulo 1capítulo 1. En el presente capítulo nos centraremos en la conservación de la masa, que se puede expresar mediante la ecuación de continuidad.

La figura 3.2 presenta el principio de continuidad de forma esquemática. Considere la tasa de transporte o de flujo del aire con la densidad, ρ. Si definimos el caudal por unidad de superficie que se desplaza a la velocidad u a través del área A como ρu, la tasa de flujo total hacia el cubo a través de A = ρu δy δz. La acumulación de masa entre las caras A y B (separadas por una distancia δx) es aproximadamente

            (3)

donde δx δy δz es el volumen constante del fluido observado.

Por lo tanto, podemos dividir por el volumen de la burbuja δx δy δz para expresar la tasa neta de flujo entrante por unidad de volumen como , donde es la velocidad tridimensional. Como no estamos creando ni destruyendo masa (se trata simplemente de transporte), esta se conserva. Pueden también producirse flujos de masa entrantes y salientes del volumen, cuyo resultado neto es una tasa de cambio local en la densidad con el tiempo, . Y así llegamos a la ecuación de continuidad:

            (4a)

La ecuación (4a) se conoce como la forma de flujo de la ecuación de continuidad. Si expandimos el operador de gradiente y dividimos entre ρ, podemos reescribir la ecuación (4a) de la forma siguiente:

            (4b)^b

Esta segunda forma de la ecuación de continuidad (4b) se conoce como la forma advectiva, ya que la advección se combina con la derivada del tiempo.

La ecuación de continuidad es una herramienta de pronóstico útil, porque relaciona la tasa de aumento en la densidad de una burbuja de aire con la divergencia de velocidad de la burbuja. Si se trata de un fluido incompresible, su densidad es constante con el tiempo y la divergencia horizontal por unidad de masa se puede calcular desarrollando los componentes horizontal y vertical de la ecuación de continuidad (4b):

            (5)

Queda claro, pues, que para un fluido incompresible la divergencia horizontal es proporcional al cambio en el movimiento vertical con la altura. Por lo tanto, la convergencia horizontal (divergencia negativa) debe producir un movimiento vertical que sale del volumen, mientras la divergencia horizontal genera un movimiento vertical hacia el volumen.

Podemos aplicar estos principios a nuestra concepción de la atmósfera tropical, pese a que no podemos suponer que sea incompresible: la convergencia horizontal cerca de la superficie implica un flujo horizontal neto hacia el volumen y ascenso compensador, bajas presiones, nubes y precipitación. Por el contrario, los movimientos descendentes conducen a altas presiones en la superficie y desecamiento en una región de divergencia cerca de la superficie. En el régimen de los alisios, el movimiento descendente por encima de la capa límite suprime el desarrollo de tormentas fuertes, aunque se forman nubes poco profundas en la cima de la capa límite húmeda. Esto demuestra que la respuesta de la atmósfera depende de dónde ocurren la divergencia y la convergencia respecto de una determinada frontera entre masas de aire.

3.1 Principios generales del movimiento atmosférico »
3.1.2 Simplificaciones útiles para la estructura vertical de gran escala

En las circulaciones de escala sinóptica y planetaria, las escalas horizontales son mucho mayores que las verticales, con tasas de aceleración vertical (Dw/Dt≈0) despreciables. Por lo tanto, la fuerza del gradiente de presión vertical es equilibrada por el peso de la atmósfera. Esta aproximación hidrostática (el equilibrio hidrostático) se expresa de la forma siguiente:

            (6)

Los experimentos de laboratorio han demostrado que la presión, la densidad (o volumen específico) y la temperatura de la materia se pueden relacionar por medio de una ecuación de estado que, cuando se aplica a los gases, se conoce como la ley del gas ideal. Para el aire seco, la ecuación de estado se puede escribir así:

            (7)

donde p es la presión (Pa), ρ es la densidad (kg m⁻³), α es el volumen específico (ρ⁻¹, de modo que se da en m³ kg⁻¹), T es la temperatura (K) y R es la constante del gas para el aire seco (287 J kg⁻¹ K⁻¹). Podemos sustituir la densidad, ρ, de la ley del gas ideal y reescribir la ecuación hidrostática de la forma siguiente:

             (8)

A su vez, la ecuación (8) se puede reordenar para mostrar el geopotencial, Φ, respecto de la presión, en función de la temperatura:

            (9)

Integrando para una capa obtenemos la ecuación hipsométrica, la cual muestra que el espesor de la capa entre dos superficies de presión es proporcional a la temperatura media de la capa. La presión disminuye más rápidamente en una columna fría que en una columna caliente, como lo muestra esta ecuación:

            (10)

Dado que el gradiente de presión está relacionado con el viento geostrófico, el gradiente de temperatura horizontal medio de una capa también está relacionado con el viento geostrófico en los límites superior e inferior de la capa. La diferencia en el viento geostrófico en los dos niveles es proporcional al gradiente de temperatura y se expresa con la ecuación del viento térmico, en la cual el viento térmico (V_T) es la cizalladura vertical del viento geostrófico (V_g). Por lo tanto, para la componente zonal del viento, el viento térmico entre dos capas isobáricas, p₁ y p₂ es:

           (11)

donde es la temperatura media de la capa, u_g es el viento geostrófico zonal y u_T es el viento térmico zonal. Esta regla dinámica simple, el equilibrio del viento térmico, es la más pertinente para explicar la estructura media de la circulación general. El viento zonal medio está en equilibrio respecto del viento térmico en toda la región ecuatorial.

La atmósfera está también restringida termodinámicamente por la conservación de la energíaconservación de la energía, ya que todo el calor agregado debe equivaler al cambio interno de energía menos el trabajo realizado [capítulo 1, ecuación (1)]. Para un gas ideal, la primera ley de la termodinámica (la ecuación termodinámica) se puede expresar como:

            (12)

donde Q es la velocidad de calentamiento (J kg⁻¹ s⁻¹) por unidad de masa, c_v es el calor específico a un volumen constante (717 J K⁻¹ kg⁻¹) y c_vT es la energía interna. Utilizando c_p = c_v + R (c_p = 1004 J K⁻¹ kg⁻¹), podemos reescribir la ecuación termodinámica de la forma siguiente:

            (13)

Si luego sustituimos los términos de la ley del gas ideal (7), obtenemos:

              (13a)

donde Q/c_p es la velocidad de calentamiento diabático (K s⁻¹ o K día⁻¹).

Dado un proceso adiabático, no se producen intercambios de calor entre el sistema y el entorno, de modo que Q = 0. Luego la ecuación termodinámica (13a) se puede integrar entre un estado inicial (p,T) y un estado de referencia con presión p₀ y temperatura θ para obtener

            (14)

donde la temperatura se da en kelvin. Por lo general, se supone que p₀ corresponde a 1000 hPa y θ se denomina temperatura potencialtemperatura potencial, es decir, la temperatura que una burbuja de aire tendría si se expandiera o se comprimiera adiabáticamente hasta p₀. La temperatura potencial permanece constante en las burbujas que sufren cambios adiabáticos.

El gradiente adiabático (la tasa de cambio de temperatura con la altura) de una burbuja de aire seco se puede derivar a partir de la primera ley de la termodinámica, con dQ = 0 y la ecuación hidrostática (6), para obtener:

            (15)

Luego,

            (16)

donde Γ_d es el gradiente adiabático seco con valores de 9,8° km⁻¹ (generado por g/c_p).

3.1 Principios generales del movimiento atmosférico »
3.1.3 Estructuras atmosféricas de gran escala

Los flujos de aire siguen los principios básicos antes descritos. A gran escala (1000 a 10 000 km), el aire fluye alrededor de las áreas de alta y baja presión, creando patrones ondulantes. Las vaguadas y las dorsales en el campo de presión son análogas a los valles y las montañas en el terreno. El aire, que converge hacia las áreas de baja presión y diverge de las de alta presión, produce movimientos verticales correspondientes para mantener la continuidad de la masa. La figura 3.3 y la animación correspondiente ilustran el movimiento del aire en áreas de alta y baja presión para el hemisferio norte. El movimiento se da en sentido contrario en el hemisferio sur, donde la desviación del efecto de Coriolis se dirige hacia la izquierda.

Animación de la figura 3.3: http://www.meted.ucar.edu/fire/s290/unit7_es/media/flash/3.6.0.pop.htm

El movimiento vertical conduce a un cambio adiabático en la temperatura, de modo que la posición de los centros de alta y de baja presión nos informa acerca de la nubosidad y precipitación que cabe esperar. El movimiento ascendente en las regiones ciclónicas conduce a expansión, enfriamiento adiabático y condensación, mientras el descenso en las regiones anticiclónicas produce compresión adiabática, calentamiento y condiciones secas.

3.1 Principios generales del movimiento atmosférico »
Sección especial 3-1: Vorticidad

Vorticidad relativa

En términos generales, la vorticidad es una medida de la rotación local del flujo y se aplica al flujo de cualquier fluido ambiental. En meteorología, cuando hablamos de flujo nos referimos al viento.

La vorticidad relativa, , es una medida microscópica de la vorticidad en un flujo.

Se trata de una propiedad vectorial diferencial del flujo.

• La vorticidad relativa se define en términos de las componentes espaciales del viento como:

            (E3-1.1)

• La vorticidad relativa se expresa en unidades de s⁻¹ y se calcula a partir del análisis dimensional de la ecuación (E3-1.1).
• La vorticidad se define como positiva en la dirección antihoraria (hacia la izquierda).
• Puesto que a escalas sinópticas la magnitud de los vientos horizontales suele ser mayor que la de los vientos verticales (sección 3.1.2sección 3.1.2), la vorticidad relativa se aproxima con su componente vertical, ζ:

            (E3-1.2)

• No podemos suponer que en las tormentas o los sistemas de mesoescala las componentes horizontales del viento sean mucho mayores que la componente vertical.

Vorticidad planetaria y el parámetro de Coriolis, f

La Tierra rota sobre su eje a una velocidad (s⁻¹). Puesto que los vientos se definen en relación con la superficie terrestre, expresamos la rotación alrededor del eje terrestre en términos de esas mismas coordenadas, de la forma siguiente:

            (E3-1.3)

donde es el vector unitario —o versor— que apunta hacia el norte, es el vector unitario que apunta hacia arriba (perpendicular a la superficie) y Φ es la latitud.

• Los cambios de latitud alteran la distancia al eje terrestre y la vorticidad planetaria.
• El parámetro de Coriolis, f, es la componente vertical de la vorticidad planetaria (s⁻¹):

            (E3-1.4)

• En el polo norte f = 2Ω; en el ecuador f = 0; en el polo sur f = −2Ω.
• Dado que el sentido de la rotación terrestre no cambia, ¿a qué se debe el cambio de signo de f que se produce al cruzar el ecuador? El motivo es que definimos la vorticidad planetaria en función de nuestra posición sobre la superficie terrestre. Ahora bien, considere la rotación terrestre desde esa perspectiva. En el polo norte, el sentido de la rotación terrestre es antihorario y se define como el sentido de rotación positivo. En el polo sur, donde la rotación terrestre es horaria (utilice un globo terráqueo para visualizarlo), el sentido de rotación es negativo. Como el giro de las circulaciones ciclónicas siempre coincide con el sentido de la rotación terrestre, en el hemisferio sur los flujos con sentido de rotación negativo corresponden a la rotación ciclónica.

Vorticidad absoluta

La vorticidad absoluta es la suma vectorial de la vorticidad relativa y la vorticidad planetaria:

            (E3-1.5)

Para los flujos sinópticos se suele considerar solamente la componente vertical, η o ζ_a:

            (E3-1.6)

Vorticidad potencial

La vorticidad potencial (VP) se define como el cociente de la vorticidad absoluta y la profundidad Δz de la columna de aire en rotación y se expresa en m⁻¹ s⁻¹. La vorticidad potencial se conserva en flujos adiabáticos y sin rozamiento, lo cual significa que en ausencia de calentamiento diabático o mezcla turbulenta la vorticidad potencial se mantiene constante:

            (E3-1.7)

Por lo tanto, la vorticidad relativa de una columna de aire que se desplaza hacia el ecuador sin que se produzca un cambio de profundidad debe aumentar (porque f disminuye) para mantener constante la vorticidad potencial. Si la altura de la columna cambia debido al paso del flujo por encima de una montaña, su vorticidad absoluta deberá cambiar, ya sea induciendo vorticidad relativa ciclónica o anticiclónica, o bien desplazamientos latitudinales (un cambio en f).

La vorticidad potencial isoentrópica P es la vorticidad potencial medida entre dos superficies isoentrópicas (superficies de temperatura potencial constante) y se puede definir como

            (E3-1.8)

o escribir como

donde ρ es la presión, θ es la temperatura potencial y P se expresa con frecuencia en unidades de vorticidad potencial o UVP (una UVP = 10⁻⁶ m² s⁻¹ K kg⁻¹.

3.1 Principios generales del movimiento atmosférico »
3.1.4 Análisis escalar de los trópicos

Para determinar la importancia relativa de distintas fuerzas, las consideramos en términos de escala de acuerdo con las dimensiones básicas de longitud, masa, tiempo y temperatura. La figura 3.4 muestra ejemplos de algunos procesos dinámicos de la atmósfera clasificados por sus escalas espaciales y temporales (esta figura se reproduce del capítulo 1).

La tabla 3.1 describe las dimensiones básicas.

El número de Rossby

Como en el ecuador efecto de Coriolis es nulo, allí el equilibrio geostrófico no es pertinente. Sin equilibrio geostrófico, los vientos no están limitados a soplar en sentido paralelo a los campos de masa o de presión; por eso en o cerca del ecuador los vientos son generalmente divergentes y el campo de masa modifica fácilmente el campo de vientos.

Para evaluar dónde cabe aplicar la hipótesis geostrófica, podemos utilizar el número adimensional de Rossby, R₀, la razón entre la fuerza de inercia y el efecto de de Coriolis, que se define como:

            (17)

Cuando los vientos siguen los campos de masa y de presión, el número de Rossby es pequeño. La tabla 3.2 muestra la variación de R₀ según la latitud si U ~10 m s⁻¹ y L ~10⁶ m.

En las latitudes medias f cambia poco con la latitud; sin embargo, en el trópico, donde la magnitud de f es pequeña y sufre un cambio importante con la latitud (vea la tabla 3.2), normalmente suponemos que f~Βy, donde Β =∂f/∂y. Esta suposición se conoce como la aproximación del plano beta y decimos que el flujo ecuatorial se encuentra en un plano β, a diferencia de los flujos de latitudes medias, que se encuentran en un plano f.^c

Observe que R₀ cambia según la escala de la circulación, independientemente de la latitud.

La estabilidad estática y la frecuencia de Brunt-Väisälä

La frecuencia de Brunt-Väisälä o frecuencia de flotabilidad, N, es una cantidad fundamental que describe los movimientos verticales en la atmósfera y en los océanos: la frecuencia de oscilación de una burbuja de aire desplazada verticalmente en un fluido estáticamente estable. Para la atmósfera, se trata de

            (18)

donde g es la aceleración de la gravedad (9,8 m s⁻¹), θ es la temperatura potencial (K) y z es la altura. Para el océano, , donde , la densidad potencial, depende de la temperatura y la salinidad. N (que se mide en rad s⁻¹) varía con la estabilidad de la atmósfera o del océano (tabla 3.3). En entornos neutros, N² es cero.

La fuerza restauradora que actúa en las burbujas desplazadas es proporcional a la gravedad y a las diferencias de densidad entre la capa inicial y la capa hacia la cual se desplazan las burbujas. La frecuencia de Brunt-Väisälä es la frecuencia máxima de las ondas de gravedad internas a la región entre las dos capas.

El radio de deformación de Rossby

Para un fluido sometido a los efectos de la gravedad y de la rotación, el radio de deformación de Rossby λ_R es la escala de longitud horizontal a la cual los efectos de la rotación adquieren la misma importancia que los efectos del empuje hidrostático.

El radio de Rossby se puede cambiar a escala a

            (19)

donde N es la frecuencia de Brunt-Väisälä, una medida de la estabilidad estática, H es la escala de altura, ζ es la vorticidad relativa y η es la vorticidad absoluta. Podemos estimar λ_R para cualquier valor típico de estas variables.

• En las latitudes medias, λ_R ≈ 500 km
• A 10 grados de latitud, λ_R ≈ 2000 km
• A 5 grados de latitud, λ_R ≈ 10 000 km
• En el ecuador, este valor se aproxima al infinito conforme f se aproxima a cero.

La aplicación práctica de λ_R consiste en evaluar si la magnitud de una estructura de perturbación de presión o de altura es dinámicamente «grande» o «pequeña». Si es dinámicamente «grande», conservará sus características de perturbación durante un período considerable y los vientos alcanzarán el equilibrio con el campo de masa. En cambio, si es dinámicamente «pequeña», la estructura se disipará y el campo de altura se ajustará a los vestigios de su campo de vientos. Para aprender más sobre el radio de deformación de Rossby, estudie el módulo de COMET The Balancing Act of Geostrophic Adjustment.

Cambio de escala del movimiento horizontal

Podemos escribir la ecuación del movimiento horizontal como

            (20)

y desarrollarla para obtener

            (21)

con estas escalas básicas:

En las latitudes medias

Los términos restantes son el gradiente de presión equilibrado por la fuerza de Coriolis. Si Δp/ρL ~10⁻³, luego Δp ~1000 Pa (10 hPa) para la escala de longitud sinóptica L ~10⁻⁶ m.

Entre 5 y 10 grados de latitud

Los términos restantes son

Para mantener el balance, Δ/ρLp ~10⁻⁴ o Δp ~100 Pa o 1 hPa, ya que L ~10⁻⁶ m.

En la zona ecuatorial, entre 5 grados sur y 5 grados norte

Los términos restantes son la fuerza del gradiente de presión equilibrado por el término de advección.

Cambio de escala de la estructura vertical en latitudes bajas

Podemos escribir la ecuación hidrostática de la forma siguiente:

                    (22)

Escalas básicas: puesto que ρ ~1 kg m⁻³, .

En las regiones tropicales, donde Δp ~100 Pa (vea las escalas anteriores),

Cambio de escala de la ecuación de energía termodinámica

La ecuación termodinámica (13a) se puede expresar en términos de la temperatura potencial, θ, como

            (23)

y desarrollar de esta forma:

            (23a)

A falta de un intenso calentamiento diabático, Q/c_p ≤1 K día⁻¹ y la advección horizontal de la temperatura es equilibrada por el movimiento vertical de w ~0,3 cm s⁻¹.

La perturbación de temperatura horizontal se puede cambiar a escala en términos de:

En este caso, H es una típica escala de altura (~10⁴ m), U es velocidad del viento (~10 m s⁻¹), g es aceleración de la gravedad (~10 m s⁻²) y L es una típica escala horizontal.

• En las regiones tropicales, Δθ/θ  ~10⁻³
• En las latitudes medias, f ~10⁻⁴ s⁻¹ y L ~10⁶ m, de modo que Δθ/θ ~10⁻²

En el trópico, donde los gradientes horizontales de temperatura son mucho menores que en las latitudes medias, la advección horizontal no puede equilibrar el gran calentamiento que se observa en la convección húmeda profunda. En el interior de los sistemas sinópticos tropicales que producen precipitaciones, Q/c_p ~5 K día⁻¹, de modo que se precisan movimientos verticales de algunos cm s⁻¹.

3.1 Principios generales del movimiento atmosférico »
3.1.5 El sistema de coordenadas naturales

Dado que en el trópico el análisis isobárico no es muy útil para inferir el viento, en su lugar utilizamos un análisis cinemático y definimos el movimiento de acuerdo con un sistema de coordenadas naturales.

Animación del sistema de coordenadas naturales

El sistema de coordenadas naturales describe el movimiento en términos de normal o tangencial respecto del radio de curvatura del flujo (fig. 3.6). En lugar de utilizar isobaras, el flujo se muestra en forma de líneas de corriente, que representan la dirección instantánea del viento, e isotacas, que indican la velocidad instantánea del viento. Es posible construir coordenadas naturales con dos vectores unitarios: n, el vector normal, y s, el vector tangencial. Dichos vectores guardan la siguiente relación con el vector unitario vertical k: n = k  ×  s. Podemos además denominar Ψ el ángulo formado por la tangente de la curva dados una dirección fija y el radio de curvatura del flujo (fig. 3.6). Observe que Ψ se define como positivo en la dirección antihoraria y que R > 0 para un flujo antihorario. Esta es la ecuación de continuidad en coordenadas naturales:

            (24)

La divergencia tiene dos componentes. El primer término, la divergencia transversal o difluencia, representa el cambio que sufre el ángulo debido al movimiento a través del flujo. Conforme las líneas de corriente se separan, es decir, se vuelven difluentes, como en la figura 3.7a, también se supone que se produzca la divergencia de las burbujas de aire. La confluencia se muestra en la figura 3.7b. No obstante, hay que recordar que las regiones de difluencia no son siempre regiones de divergencia. La ecuación de continuidad incluye un segundo término, la divergencia corriente abajo, que mide el cambio de velocidad (fig. 3.7c). De forma análoga al paso (5), podemos expresar la ecuación de continuidad en términos de la velocidad vertical:

            (25)

La ecuación de vorticidad, que definimos en la sección especial 3-1sección especial 3-1, se puede expresar en coordenadas naturales como

            (26)

donde R es el radio de curvatura y U es la velocidad del viento. En el sistema de coordenadas naturales, la vorticidad es la suma de la vorticidad por curvatura (fig. 3.8a,b) y la vorticidad por cizalladura (fig. 3.8c).

3.2 Circulación general de la atmósfera

Por circulación general de la atmósfera se entiende el flujo mundial promedio durante un período de suficiente duración para eliminar las variaciones causadas por los sistemas atmosféricos, pero lo suficientemente corto como para captar la variabilidad estacional y mensual. Los principales factores que afectan la circulación general de la atmósfera son:

• el calentamiento diferencial
• la rotación del planeta
• la topografía
• la dinámica de fluidos atmosféricos y oceánicos

3.2 Circulación general de la atmósfera »
3.2.1 Evolución histórica de los modelos conceptuales de la circulación global

En 1686, Edmund Halley¹ desarrolló una teoría sobre los alisios del nordeste y del sudeste. Postuló que los alisios son el resultado del flujo de aire denso y frío hacia una región de aire cálido, donde luego asciende. Para preservar el equilibrio, el aire en altura se desplazaría del área de máximo calor para descender y formar una célula de circulación. Halley pensaba que los alisios del nordeste que soplan en niveles bajos estarían equilibrados por un flujo del sudoeste en altura y, de forma análoga, que un flujo en altura hacia el noroeste equilibraría los alisios del sudeste. Más tarde, George Hadley (1735)² postuló la existencia de una única célula axisimétrica en cada hemisferio que transportaría el calor del trópico hacia los polos. Lord Kelvin (1857, 1892) presentó un modelo más complejo de la circulación cerca de la superficie, pero conservó la circulación de las «células de Hadley» en altura.

Ninguna de estas primeras teorías consideraba el impacto de la rotación ni el papel de la conservación del momento angular (capítulo 1, sección 1.8capítulo 1, sección 1.8). Una burbuja que se desplaza a través de distintas latitudes debe conservar su momento angular absoluto. Una burbuja individual que se desplaza desde el ecuador hasta el polo tendría que alcanzar una velocidad zonal infinita para lograrlo (tabla 3.4).

Para una burbuja estacionaria en el ecuador,

Desde entonces, nuestras observaciones han confirmado la existencia de una circulación de Hadley entre el ecuador y las regiones subtropicales (a una latitud aproximada en ±30°). Entre 1856 y 1861, William Ferrel postuló que la existencia de células de circulación con vientos del oeste en las latitudes medias se debe al aire desviado por la fuerza de Coriolis.³ En 1921, Wilhelm Bjerknes identificó los vientos polares del este y teorizó que son el resultado de una célula térmicamente indirecta, la célula de Ferrel, en la cual los ciclones de latitudes medias mantienen el balance. Finalmente, Tor Bergeron formuló una estructura de tres células e identificó los límites entre las masas de aire en cada región. Esto permite esbozar una representación más compleja de la circulación general para un planeta acuático, con vientos tropicales del este en la superficie, vientos del oeste en las latitudes medias y vientos polares del este (fig. 3.10a). Cuando agregamos el efecto de los continentes, surgen patrones de superficie más complejos (fig. 3.10b). En lugar de bandas de altas y bajas presiones, se forman zonas de altas y bajas presiones en distintas regiones (por ejemplo, los anticiclones subtropicales están centrados en los océanos).

La figura 3.11 muestra la circulación meridional media.

El movimiento ascendente que caracteriza las regiones tropicales es evidente, mientras en las regiones subtropicales predomina el movimiento descendente; el conjunto de estos movimientos forma la célula de Hadley. Sin embargo, estos patrones no son simétricos respecto del ecuador. En el hemisferio norte, que es más continental, el movimiento ascendente máximo ocurre en verano (fig. 3.11b). El patrón de movimiento ascendente circunscrito por dos áreas de movimiento descendente solo ocurre cuando es verano en el hemisferio sur. En el norte, los efectos continentales producen intensos movimientos ascendentes en la baja troposfera en verano e intensos movimientos descendentes en invierno.

Isaac Held y Arthur Hou (1980) desarrollaron la primera teoría para explicar la simetría axial de la célula de Hadley en una atmósfera planetaria genérica⁴ suponiendo un planeta en rotación con dos capas atmosféricas cuyo movimiento es restringido por la conservación de la energía, el momento angular y la masa. Encontrará una explicación teórica detallada en la sección especial 3-2sección especial 3-2.

A cierta altura por encima de la superficie, lejos de los efectos de rozamiento, los vientos suelen soplar con mayor intensidad. Cerca de la tropopausa encontramos corredores de vientos muy intensos que denominamos corrientes en chorro. En la meteorología tropical, son de particular interés el chorro subtropical (fig. 3.12) y el chorro tropical del este.

Animación de la formación del chorro subtropical como resultado de la conservación del momento angular

El chorro subtropical que se forma en la región de 30 grados de latitud es producto del flujo de aire ascendente y hacia el polo de la célula de Hadley (fig. 3.12). Conforme una burbuja de aire pasa a un círculo de latitud de diámetro menor, su velocidad debe aumentar para conservar el momento angular. Cabe observar que las velocidades típicas del chorro subtropical son inferiores a las que se calculan con la ecuación de momento angular (tabla 3.4), porque los remolinos de gran escala (por ejemplo, los ciclones) transportan parte del momento de la célula de Hadley a las latitudes medias (fig. 1.28) y las burbujas de aire pierden velocidad debido a la turbulencia de pequeña escala. Otros mecanismos también contribuyen a la variabilidad mundial del chorro subtropical, como los gradientes norte-sur en el calentamiento de la troposfera media y las ondulaciones provocadas por las cordilleras de Asia central.

El chorro polar se forma en la región de mayor contraste de temperatura entre el aire polar frío y las masas de aire más cálido que se encuentran en el lado del ecuador del frente polar. El chorro polar es más intenso en invierno, cuando a veces llega a migrar hasta las latitudes tropicales. La figura 3.13 muestra la posición relativa de los chorros del oeste y las circulaciones meridionales medias.

Video de una demonstración de la circulación atmosférica global (de Little Shop of Physics):
http://www.windows2universe.org/earth/Atmosphere/global_circulation_lsop_video.html&lang=sp

Como se explica en el capítulo 1, la convección profunda juega un papel importante en el balance energético globalla convección profunda juega un papel importante en el balance energético global.⁵ Carl-Gustav Rossby (1941)⁶ fue el primero en reconocer el papel específico de la convección profunda en la circulación general (fig. 3.13a). La convección profunda organizada es frecuente donde la divergencia en los chorros en altura está asociada con un máximo del viento en niveles bajos que denominamos chorro de bajo nivel. Estudiaremos los chorros de bajo nivel de las regiones tropicales en detalle en la sección de enfoque 2sección de enfoque 2.

3.2 Circulación general de la atmósfera »
Sección especial 3-2: Célula de Hadley con simetría axial, teoría y suposiciones

La célula de Hadley es fundamental para el transporte de energíaenergía y momento angularmomento angular hacia los polos. La extensión latitudinal de las células de Hadley está relacionada con la estabilidad estáticaestabilidad estática en las regiones subtropicales (que determina el límite exterior de la célula de Hadley), el calentamiento diabático diferencial hacia los polos desde el ecuador, la rotación terrestre y la conservación del momento angular. Nuestro entendimiento de la célula de Hadley proviene principalmente de teorías simples. Según una de ellas,⁴ la conservación del momento angular controla el viento zonal en la rama superior de la célula de Hadley, siendo esta un sistema cerrado de transferencia de energía, de modo que el calentamiento diabático en las regiones de ascenso es equilibrado por el enfriamiento diabático en las regiones de descenso. La expresión matemática de esta teoría se puede simplificar⁷ recurriendo a una aproximación de plano β para transformar el problema a un sistema de coordenadas rectangulares. Esto nos permite derivar la extensión de las células de Hadley hacia el polo de la manera que se explica a continuación

Suposiciones geométricas

• La escala de altura H es mucho menor que el radio terrestre a.

               H << a,  a = 6,37 × 10⁶ m

• Hay dos capas en la vertical.
• La rotación terrestre es constante en Ω = 7,292 × 10⁻⁵ rad s⁻¹
• Dado un ángulo latitudinal Φ pequeño,

                        sin(Φ) ≈ Φ,       cos(Φ) ≈ 1      
                        y = a Φ, de modo que Y_C = a Φ_C

Utilizando la aproximación de ángulo pequeño para un plano β obtenemos:

            f = βy             β = 2Ω cosΦ/a                                      (E3-2.1)

Para un plano β ecuatorial, esto se reduce a:

            f = 2Ω y/a      β = 2Ω/a                                               (E3-2.2)

Suposiciones de balance (restricciones dinámicas)

• Estado uniforme       
• Simetría axial     
• Hidrostática                                              (E3-2.3)
• Balance del viento térmico                           (E3-2.4)

• Conservación del momento angular absoluto

                           M(Φ₁) = M(Φ₂),     donde   M = (Ωa cos(Φ) + u) a cos(Φ)            (E3-2.5)

Forzamiento térmico (restricciones termodinámicas)

• θ_E(Φ) es la distribución de temperaturas de equilibrio potencial que resulta de la distribución de la radiación solar incidente (en equilibrio radiativo).
• La respuesta dinámica a este forzamiento térmico redistribuye las temperaturas a θ₀(Φ) ≠ θ_E(Φ)
• El forzamiento térmico hacia θ_E(Φ) provocado por la radiación solar se puede escribir como:

                       (E3-2.6)

donde τ_E es la escala temporal de relajación necesaria para que θ_E(Φ) regrese a θ₀(Φ) al cesar los demás forzamientos (movimiento).

El resultado es una ecuación para la diferencia en las temperaturas potenciales ecuatoriales medias, θ_E, en un estado de equilibrio radiativo y de momento:

                       (E3-2.7)

…y otra ecuación para la extensión latitudinal de la célula de Hadley, Φ_H,

                          (E3-2.8)

donde H_τ representa la altura de la tropopausa tropical, θ₀ es la temperatura media mundial y Δθ es la diferencia en la temperatura potencial de superficie entre el ecuador y el polo en equilibrio radiativo, el factor termodinámico principal de esta teoría.

Otra teoría asigna a la célula de Hadley una anchura correspondiente a la latitud hasta la cual la conservación del momento angular continúa antes de que la cizalladura vertical conduzca a la inestabilidad baroclínica. Dicha latitud se define como:

                       (E3-2.9)

donde Φ_H es la latitud de la célula de Hadley, H_e es la altura de la tropopausa a esa latitud y N es la frecuencia de Brunt-Väisälä. El factor termodinámico principal en este caso es la estabilidad estática seca del subtrópico.

¿Por qué son importantes los cambios en la extensión hacia el polo de la célula de Hadley? Las observaciones satelitales, los datos de radiosondeo y los reanálisis mundiales indican que desde 1979 la célula de Hadley se ha ensanchado a razón de 2 a 4 grados de latitud.^8,9,10  La posición de sus límites se ha desplazado hacia los polos, y con ellos se han desplazado las zonas áridas, los desiertos y los chorros subtropicales. De continuar, esta tendencia podría acarrear impactos sociales importantes, como el cambio a un clima más seco en lugares donde la población está acostumbrada a ciertos patrones de lluvia, así como cambios ecológicos capaces de afectar las plantas, los insectos y los animales.

3.2 Circulación general de la atmósfera »
3.2.2 Descripción general de las regiones tropicales y subtropicales

La circulación general en los trópicos está dominada por circulaciones cuasi estacionarias que varían poco con el tiempo y circulaciones monzónicas que se invierten según la estación (sección 3.4sección 3.4). La vaguada ecuatorial, la zona de bajas presiones que se forma en respuesta al calentamiento neto del aire y a su ascenso, atraviesa el centro del mapa (fig. 3.14).

Durante el verano boreal (julio), los centros de bajas presiones más destacados son las depresiones térmicas sobre la India, el Sahara africano y la región de Sonora, en Norteamérica (fig. 3.14b). El verano austral (enero) presenta depresiones importantes sobre las regiones subtropicales de Sudamérica, África septentrional y la región de Australia e Indonesia (fig. 3.14a). En las regiones subtropicales predominan los anticiclones del Pacífico/Hawái y de Bermuda/las Azores, en el hemisferio norte, y sus homólogos en el hemisferio sur, todos los cuales tienen una presión media de aproximadamente 1020 hPa, aunque son más intensos durante su respectivo verano. Observe la naturaleza más zonal y la menor magnitud de los cambios estacionales que ocurren en el hemisferio sur, que se debe a la menor superficie de los continentes. Los alisios, la rama inferior de las células de Hadley, juegan un papel significativo en determinar las condiciones meteorológicas y las interacciones con el océano en el trópico. Estos vientos, que son bastante persistentes y constantes, tienen velocidades medias de 4 a 7 m s⁻¹, que son más altas en invierno. En el régimen de los alisios, la nubosidad aumenta en altitud hacia el oeste de los océanos (fig. 1.18b) y hacia el ecuador (capítulo 5, sección 5.2.2.3capítulo 5, sección 5.2.2.3; fig. 5.16). Los alisios se ven afectados por oscilaciones interanuales, como El Niño-Oscilación del Sur (ENOS)El Niño-Oscilación del Sur (ENOS).

La variación meridional y zonal en la posición de los centros de presión es impulsada por la respuesta atmosférica a propiedades de superficie no uniformes. Por ejemplo, la posición media de la vaguada ecuatorial y la ZCIT es al norte del ecuador, lo cual crea un «ecuador meteorológico» cerca de 5 grados de latitud norte. En el sur, la ZCIT suele ser una estructura de primavera en el Pacífico oriental, y en el Atlántico occidental existe solamente en verano. Sin embargo, los datos de vientos registrados recientemente por el satélite QuikSCAT han confirmado la existencia de una ZCIT que atraviesa el Atlántico y el Pacífico en el hemisferio sur. ¿Qué controla la variación meridional en la posición de la ZCIT? Se han propuesto varias explicaciones, como el enfriamiento del Pacífico ecuatorial provocado por el bombeo de Ekman, la disponibilidad de humedad, los gradientes pronunciados o máximos de TSM, la posición de los continentes y los Andes. Encontrará una discusión de algunas teorías sobre la posición de la ZCIT en el Pacífico oriental tropical en la sección especial 5-7en la sección especial 5-7.

Entre el trópico y las latitudes medias encontramos las zonas de convergencia del Pacífico Sur (ZCPS) y del Atlántico Sur (ZCAS), que están asociadas a máximos de precipitación anual (fig. 9. 31). También se forma una zona de convergencia intermitente sobre el sudeste africano y el océano Índico. Estas zonas de convergencia son los corredores que permiten el movimiento de los ciclones tropicales y subtropicales hacia los polos y su posición cambia con los gradientes de TSM y la variabilidad de los anticiclones subtropicales.

En la alta troposfera, los vientos son casi zonales en comparación con los patrones de superficie, que son mucho más complejos (fig. 3.15). Sin embargo, incluso a estas altitudes el efecto continental es evidente en las ondulaciones cerca de las costas y en las variaciones en la velocidad del viento. Fíjese en los intensos chorros que emanan de las costas orientales de Asia y Norteamérica. El patrón en más zonal y los chorros son más intensos sobre el hemisferio sur, por efecto del tamaño reducido de las masas continentales. A diferencia del hemisferio sur, donde existe todo el año, en el hemisferio norte el chorro subtropical desaparece en verano, debido a la reducción del gradiente de temperatura norte-sur. Aunque no son tan intensos como las corrientes en chorro del oeste, durante el verano se registran máximos en los vientos tropicales del este en la alta troposfera (fig. 3.15b) que reflejan el chorro tropical del este que discurre en la capa de 100 a 150 hPa.¹¹ El chorro tropical del este se forma en respuesta al exceso de calentamiento meridional sobre las masas continentales tropicales, algo que contribuye a establecer un anticiclón en altura e intensos vientos del este sobre la India central y meridional, con velocidades máximas de 40 a 50 m s⁻¹.

Las vaguadas tropicales de la alta troposfera (Tropical Upper Tropospheric Trough, TUTT) ¹² son estructuras semipermanentes que se observan sobre los océanos tropicales en verano (p. ej., fig. 3.16). Estas vaguadas están asociadas con la intensificación de la actividad convectiva en el trópico y, a veces, con la génesis de ciclones tropicales. Las vaguadas tropicales de la alta troposfera más intensas se forman en el Pacífico Norte, el Atlántico Norte, el Caribe y el golfo de México. La región del Pacífico oriental es la más destacada del hemisferio sur; se encuentran otras, más débiles, sobre Australia, Sudamérica y, a veces, África. Las vaguadas tropicales de la alta troposfera se describen más en detalle en secciones individuales de otros capítulos sobre sistemas atmosféricos de escala sinópticasistemas atmosféricos de escala sinóptica y el análisis de escala sinópticaanálisis de escala sinóptica.

3.2 Circulación general de la atmósfera »
3.2.3 Comparación de los trópicos y las latitudes medias

A diferencia de las latitudes medias, que reciben su calentamiento máximo durante su respectivo solsticio, las regiones tropicales reciben calor durante todo el ciclo solar anual. Los trópicos experimentan un exceso de calentamiento radiativo, mientras en las latitudes medias se registra un déficit (fig. 1.1). En los trópicos, las corrientes oceánicas y las células de Hadley transportan el exceso de calor hacia el polo, con el transporte máximo en las zonas entre 10 y 15 grados de latitud (fig. 1.12d), mientras en las latitudes medias la turbulencia transitoria transporta la mayor parte del calor (sección 1.4.2sección 1.4). Las regiones tropicales son más frías de lo que cabe esperar a partir de la radiación solar incidente.

La atmósfera tropical se encuentra casi en un estado de inercia térmica debido a las corrientes cálidas en la superficie oceánica y a la humedad en el límite de la capa planetaria. La cizalladura vertical del viento es mucho menor en las regiones tropicales, donde en promedio su magnitud es un 20 % de lo que se observa en las latitudes medias. Dadas escalas de movimiento iguales y la ausencia de convección intensa, la velocidad vertical en las regiones ecuatoriales es mucho menor que en las latitudes medias.

A gran escala, la atmósfera en las latitudes medias destaca por ser baroclínica, mientras a estas escalas en el trópico normalmente encontramos condiciones barotrópicas. El término baroclínico significa que la densidad es una función de la presión y temperatura o ρ = ρ (p,T), lo cual significa que la densidad y la temperatura varían a lo largo de una superficie de presión. En estas condiciones, las líneas de corriente y las isotermas se entrecruzan. En comparación, en un fluido barotrópico la densidad es exclusivamente una función de la presión, ρ = ρ (p), de modo que una superficie isobárica es igual a una superficie de densidad constante y los campos de temperatura y densidad son paralelos. En este caso, las líneas de corriente y las isotermas son paralelas entre sí. En las latitudes medias, los movimientos turbulentos, como las borrascas o ciclones de latitudes medias, son el resultado de la inestabilidad baroclínica. La atmósfera trata de reducir el desequilibrio creado por los fuertes gradientes de temperatura y densidad y de restaurar el flujo zonal. Los ciclones de latitudes medias son sistemas de núcleo frío cuya intensidad ciclónica aumenta con la altura. En contraste, los ciclones tropicales son sistemas de núcleo cálido, sin frentes, cuya circulación ciclónica se debilita y luego se invierte con la altura.

Juntas, las circulaciones tropicales —como los sistemas de presión semipermanentes, los componentes longitudinales de la circulación general y los monzones— explican la variabilidad de baja frecuencia¹³ que se observa en los trópicos en comparación con la variabilidad de mayor frecuencia de las circulaciones generales de las latitudes medias.

3.2 Circulación general de la atmósfera »
3.2.4. Circulaciones estratosféricas »
3.2.4.1 Circulación de Brewer-Dobson

La tropopausa tiene su máxima extensión vertical y su temperatura mínima en el trópico, donde alcanza altitudes de 16 a 17 km (fig. 1.16). En 1949, Brewer examinó los datos de humedad de los radiosondeos y postuló que los niveles bajos de humedad en la estratosfera indican que en el trópico pasa aire a esa región a través de la tropopausa del punto frío. En la circulación general de la estratosfera, denominada circulación de Brewer-Dobson,^15,16 el aire desecado por condensación se desplaza desde los trópicos hacia los polos, produciendo el transporte y la acumulación de ozono en el polo de invierno (fig. 3.17).

La circulación de Brewer-Dobson es impulsada por las ondas de gravedad atmosféricas que se forman cuando el aire fluye por encima de montañas muy altas y tormentas de gran extensión vertical. Las ondas se propagan hacia arriba, se amplifican y rompen en la estratosfera media, creando un efecto de arrastre en el flujo existente. De forma análoga a las circulaciones troposféricas, la circulación estratosférica también es impulsada, en parte, por desequilibrios de radiación. La estratosfera se enfría en la oscuridad del polo de invierno, creando una fuerza generada por el gradiente de presión y un flujo hacia el polo de invierno.

La tropopausa tropical es la zona de transición entre la troposfera —donde predomina la convección— y la estratosfera que se extiende desde el nivel de gradiente térmico máximo, a entre 10 y 12 km de altitud, hasta el punto frío, a entre 16 y 17 km de altitud (fig. 3.18a).¹⁷ La tropopausa tropical es una región relativamente tranquila, ya que la influencia de la convección disminuye con la altitud. En esta región, las burbujas de aire están sujetas a un procesamiento químico prolongado. Las regiones de convección profunda activa tienen un impacto mayor en la intrusión estratosférica que las regiones más débiles (no activas).¹⁷ El punto frío de la tropopausa alcanza altitudes mayores entre enero y marzo, cuando es invierno en el hemisferio norte, y menores entre junio y agosto, cuando es verano en el hemisferio norte. Desde 1978, se han observado varias tendencias: el ascenso del nivel de punto frío a razón de 20 metros por década, el enfriamiento de 0,5 K por década y la disminución de la presión a razón de 0,5 hPa por década.⁹ La tropopausa tropical sigue siendo objeto de estudio para comprender cómo el aire penetra la estratosfera, por ejemplo debido a la convección que alcanza el punto frío de la tropopausa, al ascenso radiativo lento, a la humectación y deshidratación principalmente como procesos convectivos o a la formación de cirros.

3.2 Circulación general de la atmósfera »
3.2.4. Circulaciones estratosféricas »
3.2.4.2 Oscilación cuasi-bienal (OCB)

La estratosfera ecuatorial también siente los efectos de una oscilación cuasi-bienal (OCB) del viento zonal, durante la cual los vientos del este cambian de dirección a oeste. Las oscilaciones, que son simétricas respecto del ecuador (fig. 3.19a), se originan a aproximadamente 40 km de altitud (cerca del nivel de 20 hPa) y se propagan hacia abajo (fig. 3.19b). La OCB tiene un período de 22 a 34 meses y alcanza una amplitud máxima de 20-30 m s⁻¹ (fig. 3.19b). El descubrimiento de la OCB se atribuye a Reed,¹⁹ en 1960, y luego, de forma independiente, a Veryard y Ebdon,²⁰ en 1961.

Los modos del este y del oeste son asimétricos. El cambio en los vientos de este a oeste se propaga hacia abajo más rápidamente que el cambio de oeste a este. Las aceleraciones del oeste aparecen primero en el ecuador y se propagan a las latitudes más altas, mientras las aceleraciones del este son más uniformes en cuanto a latitud. Las aceleraciones del oeste son más intensas. Encontrará información más detallada sobre la OCB, su evolución y estructura, y las teorías sobre su formación en el Capítulo 4: Variabilidad tropicalCapítulo 4: Variabilidad tropical.

3.3 Circulación oceánica »
3.3.1 Circulaciones oceánicas globales superficiales y profundas

Las corrientes oceánicas se forman en respuesta a la tensión del viento. Los patrones de circulación del viento semipermanentes en la superficie (los anticiclones subtropicales y los alisios, que se muestran en la fig. 3.14) contribuyen a impulsar los giros oceánicos (fig. 3.20). Las corrientes se definen por su temperatura: las corrientes frías traen las aguas frías de los polos, mientras las corrientes cálidas llevan las aguas cálidas del ecuador a los polos. Las corrientes oceánicas reinantes, que constituyen un importante control de la temperatura en la superficie, producen regiones de aguas más frías en el lado oriental de los océanos tropicales y las zonas costeras adyacentes, así como aguas más cálidas en el lado occidental de los océanos tropicales y en la costa oriental de los continentes (fig. 1.23, capítulo 1, sección de enfoque 2capítulo 1, sección de enfoque 2).

La dirección de las corrientes no coincide exactamente con la del viento. La tensión superficial disminuye con la profundidad, lo cual causa la reducción de la velocidad de la corriente y el movimiento en espiral de su vector (la espiral de Ekman), que se muestra en la figura 3.21a.²³ Como el aire, el agua siente el efecto de la deflexión de Coriolis, motivo por el cual la dirección media de una corriente superficial forma un ángulo de aproximadamente 45 grados hacia la derecha respecto del viento (en el hemisferio norte) o hacia la izquierda del viento (en el hemisferio sur). Cuando se quita agua de la superficie, se produce el ascenso de aguas profundas que toman su lugar, un proceso llamado afloramiento (fig. 3.21b).

Las circulaciones oceánicas también son impulsadas por diferencias de temperatura y salinidad (fig. 1.10b), ya que estos factores provocan variaciones en la densidad y movimientos verticales que crean circulaciones denominadas termohalinas. El agua fría es más densa que el agua cálida y el agua salada es más densa que el agua dulce, de modo que las aguas más frías o más saladas tienden a hundirse en comparación con aguas más cálidas o menos saladas. Por ejemplo, en el Atlántico Norte el agua de la corriente del Golfo desciende conforme se enfría y cuando se congela, la salinidad del océano superior aumenta. El transporte oceánico medio resultante de las aguas de superficie y abisales constituye la circulación termohalina oceánica mundial (fig. 3.22a).

Animación de la NASA de la circulación termohalina

Las olas y los vórtices oceánicos de menor escala, que se conocen en conjunto como «remolinos», son de importancia crítica para las circulaciones oceánicas regionales. Como observamos en el capítulo 1, debido a su mayor capacidad térmica, los océanos desempeñan funciones esenciales de almacenamiento y liberación de calor y de transporte del calor de las regiones tropicales a los polos (sección 1.4.2sección 1.4.2).

Las circulaciones oceánicas también se ven afectadas por las interacciones con la topografía del fondo marino y las masas continentales que definen los océanos. La figura 3.23a ilustra la respuesta del océano superior a los intensos vientos del sudoeste del monzón de la India en la zona de contacto con la península Arábiga. Los vientos de superficie empujan el agua hacia la derecha (flechas rojas) y el movimiento del agua que se aleja de la costa da lugar al afloramiento de aguas frías. Las variaciones en el viento horizontal producen diferencias en el transporte de Ekman que, a su vez, provocan divergencia en las aguas superficiales, con afloramiento en el lado de la costa y hundimiento en el lado del mar respecto del máximo del viento (flechas azules hacia arriba y hacia abajo).

3.3 Circulación oceánica »
3.3.2. Dinámica oceánica

Las mismas leyes de dinámica de fluidos que regulan la atmósfera también rigen las circulaciones oceánicas a gran escala (sección 3.1sección 3.1). A excepción de la suposición de una densidad de referencia constante, las ecuaciones del movimiento horizontal son similares:

        (28)

        (29)

donde u y v son las componentes zonal y meridional del movimiento, p es la presión, f es el parámetro de Coriolis y F representa los términos de fricción.

Los movimientos verticales son impulsados por las variaciones de densidad causadas por gradientes de temperatura y salinidad. Varios procesos pueden alterar dichos gradientes, como la evaporación, la precipitación, la dilución de salmuera y la fusión del hielo marino, entre otros (fig. 3.24a). Tal como se ilustra en la figura 3.24b, el océano superior responde más fácilmente a los cambios térmicos causados por la radiación que las aguas más profundas. Observe la gran diferencia en las temperaturas cerca de la superficie en invierno y en verano en comparación con las temperaturas uniformes que se registran a mayor profundidad (las líneas rojas). En la figura 3.24b, podemos identificar la termoclina como la capa que separa la capa mezclada cálida cerca de la superficie de las aguas profundas y más frías de los lagos y los océanos. En el océano, la misma termoclina también separa el agua más dulce cerca de la superficie de las aguas más saladas a mayor profundidad (note la leve inclinación de los perfiles de salinidad cerca de la superficie en la figura 3.24b).

3.4 La respuesta al calentamiento ecuatorial

La circulación general se ha formulado en términos de una respuesta al exceso de calor en el trópico. Como observamos en el capítulo 1, aunque la radiación solar incidente es zonalmente simétrica, el calentamiento neto, que depende de varios factores, como las propiedades de la superficie y la distribución de las nubes, no lo es. La figura 3.25 muestra que el calentamiento neto máximo integrado en la vertical ocurre sobre los continentes y las corrientes oceánicas cálidas. La magnitud de las máximas es considerablemente mayor que la de las mínimas.

¿Pero cuál es la naturaleza de la respuesta dinámica al calentamiento neto? Varios científicos han modelado la respuesta dinámica de la atmósfera al calentamiento impuesto en el ecuador, especialmente Matsuno (1966)²⁵ y Gill (1980),²⁶ quienes identificaron varias componentes zonalmente asimétricas significativas en la circulación tropical. Ambos recurrieron a las ecuaciones de aguas someras —una formulación de los principios de movimiento y continuidad descrita en la sección 3.1sección 3.1— para calcular soluciones de ondas que luego fueron confirmadas por las observaciones.

Las soluciones derivadas de sus formulaciones son ondas que se propagan zonalmente siguiendo el ecuador y se extienden verticalmente hasta la troposfera superior y la estratosfera inferior (fig. 3.26a). La influencia del calentamiento se extiende más hacia el este y luego hacia el oeste, pero la amplitud de la respuesta es mayor al oeste (fig. 3.26b). La solución está confinada mucho más cerca del ecuador en el este que en el oeste. Algunas de estas ondas atrapadas en el ecuador se propagan hacia el este y otras, hacia el oeste. La figura 3.26b muestra de forma esquemática la onda de Kelvin, que se desplaza hacia el este, y las ondas de Rossby generadas en respuesta a una fuente del calentamiento en el ecuador, cuyo movimiento es hacia el oeste. Estas ondas pueden estar acopladas con convección intensa, especialmente sobre los océanos Índico y Pacífico occidental, donde a veces conducen a la génesis de un ciclón tropical.

El resultado de la distribución antisimétrica de la fuente de calor respecto del ecuador (fig. 3.27a) es la formación de zonas de altas y bajas presiones en lados opuestos del ecuador (fig. 3.27b). Al oeste de la fuente del calentamiento se forma una onda planetaria larga. Los movimientos ascendentes y la circulación ciclónica están asociados con el exceso de calor y la subsidencia correspondiente relacionados con el anticiclón. La respuesta en el este es escasa. La respuesta dominante es una onda ecuatorial antisimétrica que denominamos onda mixta de Rossby-gravedad (fig. 3.27b). Estudiaremos las ondas ecuatoriales más a fondo en el Capítulo 4: Variabilidad tropicalEstudiaremos las ondas ecuatoriales más a fondo en el Capítulo 4: Variabilidad tropical.

Las circulaciones tropicales son el resultado de una combinación de calentamiento simétrico y antisimétrico. Un producto del calentamiento antisimétrico es la célula de Hadley en julio (las flechas azules en la fig. 3.28), que exhibe una rama ascendente sobre la región de exceso de calentamiento en el hemisferio norte y otra, descendente, sobre la región de enfriamiento del hemisferio sur. Un ejemplo de la respuesta al componente de calentamiento simétrico es la rama del Pacífico de la circulación de Walker, una circulación de este a oeste, que presenta movimiento ascendente asociado con el exceso de calentamiento sobre las aguas cálidas del Pacífico occidental (las flechas pardas en la fig. 3.28).

La célula de circulación más grande orientada a lo largo del ecuador se extiende a través del océano Pacífico y se conoce como «circulación de Walker» en honor de Sir Gilbert Walker, el primero en reconocer su existencia a partir de las oscilaciones en la presión observadas entre Darwin, en Australia, y Tahití, en el Pacífico. Las oscilaciones de presión entre Darwin y Tahití se han codificado como el índice de la oscilación del sur (IOS). En la actualidad, utilizamos el término circulación de Walker para hacer referencia a la circulación mundial este-oeste media que consiste de grandes regiones de movimiento ascendente sobre el continente marítimo, Sudamérica tropical y África tropical, con zonas de subsidencia intercaladas.

La variabilidad predominante de la circulación de Walker es El Niño-Oscilación del Sur (ENOS), un fenómeno acoplado océano-atmósfera con un ciclo de 2 a 7 añosfenómeno acoplado océano-atmósfera con un ciclo de 2 a 7 años. La circulación de Walker normal es acompañada por afloramiento de aguas frías en el este y temperatura de la superficie del mar alta en el oeste. Durante un episodio de El Niño, se observa un calentamiento anómalo del Pacífico central y oriental y, a la vez, el enfriamiento anómalo del Pacífico occidental; en respuesta al calentamiento en la superficie, se produce una alteración de las circulaciones atmosféricas que denominamos oscilación del sur. La perturbación de la circulación de Walker provoca cambios importantes en las circulaciones atmosféricas, los patrones de lluvias y el clima estacional en todo el planeta. El extremo frío de ENOS se conoce como La Niña.

3.5 Los monzones »
3.5.1 Definición de monzón

Para apreciar la importancia del monzón, basta con recordar que la mayor parte de la población mundial vive en regiones sujetas al régimen monzónico. Para los habitantes de muchas de estas sociedades, que dependen de la agricultura de secano (sin riego) para su alimentación, las predicciones de la cantidad de lluvia que traerá el monzón —y cuándo y dónde— son esenciales.

La palabra «monzón» proviene del árabe clásico mawsim, que significa «temporada». Originalmente se empleó para describir la inversión estacional de los vientos dominantes en superficie en las regiones de Asia meridional y el océano Índico, que va acompañada por un cambio en el régimen de precipitación: lluvias con un flujo hacia tierra en verano y tiempo seco con flujo hacia el mar en invierno. Desde entonces, se ha determinado que en realidad esta descripción sencilla corresponde a un sistema complejo cuyo comienzo, intensidad y períodos de interrupción constituyen uno de los problemas de pronóstico más arduos.

Estos son los criterios clásicos que describen un monzón, tal como los definió Ramage (1971)²⁷:

• un cambio de rumbo de 120° en el viento reinante entre enero y julio
• una frecuencia media del viento reinante superior al 40 %
• una velocidad media del viento superior a 3 m s⁻¹
• patrones de presión que satisfacen un criterio de vientos constantes

La figura 3.29 muestra las regiones monzónicas que responden a estos criterios, como el monzón de la India. Sin embargo, en las décadas desde la formulación original de esta definición se han reconocido otras regiones monzónicas (fig. 3.30). En la actualidad, entre los sistemas monzónicos mundiales se incluyen algunas regiones del continente americano donde las características de precipitación y vientos son similares a las del monzón de la India. Sin embargo, como ilustran los paneles izquierdos de la figura 3.30, dichas regiones no tienen un equivalente de invierno, de modo que no se ajustan plenamente a los criterios clásicos que definen los monzones.

NOAA, monzones mundiales: http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/Global_Monsoons/American_Monsoons/American_Monsoons.shtml

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3.5.2 Un modelo conceptual de la evolución del monzón

¿Qué causa el monzón? Esta pregunta nos persigue desde tiempos inmemoriales. Webster (1987)²⁸ presentó un modelo conceptual basado en las teorías de Halley (1686)¹ y Hadley (1735)² a las cuales agregó el concepto de una retroalimentación de humedad a través de la convección. La figura 3.31 ilustra el modelo conceptual del monzón planetario como una brisa marina húmeda modificada por el efecto de Coriolis.

Sin embargo, la importancia del contraste entre continentes cálidos y océanos fríos es discutible, ya que en realidad durante el monzón las temperaturas sobre tierra firme disminuyen (sección de enfoque 1.2sección de enfoque 1.2; sección especial 1-2sección especial 1-2). Las imágenes satelitales captadas durante décadas han demostrado que el monzón sudasiático no es simplemente una brisa de tierra a mar local, sino que forma parte de la banda de lluvias de escala planetaria (asociada con la vaguada ecuatorial) que existe sobre todos los océanos tropicales cálidos, con la diferencia de que en las regiones monzónicas tiene una amplitud distinta.^29,30 Podemos considerar el monzón de escala planetaria en términos de los siguientes mecanismos fundamentales:

• la oscilación estacional del calentamiento solar con calentamiento neto en el hemisferio de verano, lo cual conduce a la migración de la vaguada ecuatorial y las zonas de convergencia tropicales
• el calentamiento diferencial entre la tierra y el océano y el gradiente de presión resultante (Halley, 1686)
• la deflexión introducida en los vientos por la rotación terrestre (Hadley, 1735)
• los procesos de humedad y convección

Si bien las lluvias monzónicas sobre tierra firme son una preocupación social primordial, muchos sistemas de nubes que traen lluvia al continente comienzan sobre los océano cálidos.³¹ Por ejemplo, durante la fase de inicio del monzón sudasiático la banda de lluvias oceánicas se desplaza hacia el norte, sobre el continente. Mientras que el sistema monzónico mundial responde al calentamiento neto a escala planetaria, la evolución de los monzones regionales depende de la distribución de las masas continentales y de los océanos, así como de los gradientes de temperatura de la superficie del mar y de la topografía.

En términos conceptuales, el monzón de verano de escala mundial es una primera respuesta a la radiación neta positiva que recibe el hemisferio de verano a medida que la superficie responde a la oscilación estacional del calentamiento solar. La evolución de los monzones regionales depende de la distribución de las masas continentales y los océanos, de los gradientes de temperatura de la superficie del mar y del transporte de calor neto del océano. Las diferencias de capacidad térmica entre tierra firme y el mar producen gradientes de temperatura importantes entre las superficies continentales y oceánicas. El gradiente de temperatura horizontal conduce a la formación de gradientes de presión en altura, gradientes de presión horizontales y una circulación transversal. En tierra firme, la difusión molecular es el único mecanismo que permite transportar el calor hacia abajo, con escasa capacidad de almacenamiento, mientras la mezcla de las aguas oceánicas permite transportar el calor hacia abajo y almacenarlo.²⁸

La circulación no sigue una trayectoria directa desde el océano hasta tierra firme, porque la rotación terrestre causa la deflexión de Coriolis e influye tanto en el lugar donde se forman los vientos y las corrientes oceánicas como en la intensidad que alcanzan. Finalmente, los procesos húmedos en el interior de las nubes afectan la velocidad vertical y, a su vez, los efectos radiativos de las nubes afectan el calentamiento diferencial entre las regiones nubladas y despejadas.

Las características principales del monzón sudasiático de verano son la baja del monzón, los flujos hacia tierra firme y a través del ecuador en niveles bajos, el anticiclón subtropical del Índico sur (anticiclón de las Mascareñas), las corrientes ascendentes en la convección húmeda, el anticiclón en altura y el chorro tropical del este (fig. 3.32).³² El chorro tropical del este es el sistema de ventilación en altura del intenso monzón del sudoeste (fig. 3.33). Como ilustra la figura 3.32, estas respuestas regionales están acopladas a la circulación general de escala planetaria.

3.5 Los monzones »
3.5.3 Evolución del sistema del monzón asiático

El monzón asiático varía de una región a otra. El monzón comienza primero en el sur del golfo de Bengala, a finales de abril, se siente más tarde en la península de Indochina y el sur de la India —a principios de mayo— y avanza hacia el norte y el noroeste del continente hasta que finalmente alcanza el Japón, entre finales de junio y principios de julio (fig. 3.34a). Cuando el pico de la estación termina en el Japón, el monzón ya se ha retirado de la India (fig. 3.34b). Dada esta evolución regional, el monzón asiático se puede subdividir en dos subsistemas monzónicos que, aunque independientes, interactúan entre sí: el monzón de verano de la India (o monzón sudasiático) y el monzón de Asia oriental (fig. 3.34).³³ Este último a su vez se puede subdividir en dos componentes, el monzón de verano de Asia oriental y el monzón de verano del Pacífico Norte occidental.

Animación de los monzones asiático-australianos (radiación térmica saliente, viento en 850 hPa, líneas de corriente en 200 hPa):
http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/Global_Monsoons/Asian_Monsoons/Asian_Monsoons.shtml

El monzón sudasiático (de la India) es la rama septentrional de la migración estacional de la banda de precipitaciones orientada de este a oeste (la ZCIT; fig. 3.35). Dicha banda de precipitaciones migra del hemisferio sur al hemisferio norte en el verano boreal y viceversa en el invierno boreal (es decir, el verano austral).³⁶ La banda de lluvias tropicales del monzón sudasiático alcanza su máxima extensión septentrional cerca de 20°N y se retira a aproximadamente 5°S en invierno. Hay dos lugares favorables para la banda de lluvias: el subcontinente cálido (lo cual coincide con las primeras teorías sobre el monzón) y las aguas ecuatoriales cálidas del océano Índico oriental.

Esta banda de nubes oceánicas puede estimular o suprimir las lluvias del monzón principal. Cuando la precipitación oceánica es intensa, conduce a subsidencia sobre tierra firme.³⁶ Los fuertes gradientes de temperatura en la superficie (fig. 3.36a) conducen a gradientes de presión de gran escala y vientos del océano Índico Sur que atraviesan el ecuador hacia el norte. Sobre la India, la presión media de superficie a 20°N oscila entre 1016 hPa en invierno y 1002 hPa en el pico del monzón de verano.³⁷ El chorro de Somalia es el resultado de intensos gradientes de presión y temperatura y de la canalización del flujo a través del ecuador por las montañas de África oriental (fig. 3.36b).

El ciclo monzónico anual es regulado por el calor transportado a través del ecuador por la atmósfera y el océano. El calor del océano Índico se transporta hacia el sur durante el monzón de verano y hacia el norte durante el monzón de invierno (fig. 3.37). El flujo del calor oceánico hacia el sur en verano tiende a refrescar el océano Índico Norte, mientras el transporte hacia el norte calienta el océano Índico Norte en invierno. La interacción océano-atmósfera acoplada reduce los gradientes de TSM y somete el sistema a una intensa retroalimentación negativa que regula los extremos estacionales del monzón. Aunque el gradiente norte-sur predomina, también existe un gradiente de TSM de este a oeste (fig. 3.36a).

Los ciclos anuales de los monzones sobre la India y Asia oriental difieren principalmente porque la respuesta atmosférica al calentamiento depende también de la distribución de los océanos y continentes y de la topografía. El marcado gradiente norte-sur, producto del contraste entre el suelo cálido y las aguas oceánicas frescas, intensificado por el calentamiento en altura del altiplano del Tíbet, crea un monzón intenso sobre la India. Sobre Asia oriental, la situación es más compleja. El forzamiento proviene tanto del gradiente norte-sur entre el continente australiano fresco y las aguas cálidas del Pacífico Norte occidental como del gradiente este-oeste producido por el contraste entre la masa continental asiática cálida y el Pacífico, más frío. El resultado es una circulación monzónica más débil con la formación de bandas de precipitación a lo largo de la circulación monzónica tropical y las zonas frontales subtropicales, que examinaremos detenidamente en los apartados que siguen.

En el caso del monzón de Asia oriental, la región de nubosidad y evaporación se expande a mediados de junio respecto del patrón de mediados de mayo, mientras la región en la que reinan los vientos del sudoeste se desplaza hacia el este, al Pacífico, en toda su extensión longitudinal (fig. 3.38a). El anticiclón del Pacífico también se desplaza, hacia el este y hacia el norte, y después del comienzo del monzón, a mediados de mayo, se expande y se intensifica (fig. 3.38a). Sobre el continente, una extensa vaguada térmica toma el lugar del anticiclón subtropical. El aire fluye hacia la vaguada ecuatorial, lo cual conduce a la formación de nubosidad en la ZCIT. La vaguada monzónica se extiende hacia el noroeste, desde la vaguada ecuatorial hasta el interior del continente. Las demás estructuras son similares a las del monzón sudasiático: el chorro tropical del este en la troposfera superior y el flujo a través del ecuador en niveles bajos. Hacia el norte, en niveles altos, hay un anticiclón subtropical debilitado (fig. 3.38).

Frente mei-yu/baiu

El frente mei-yu/baiu, una zona frontal débil semipermanente y casi estacionaria que se extiende hacia el este-nordeste desde la China oriental hasta el Pacífico (fig. 3.39), es una estructura característica destacada en Asia oriental en primavera y comienzos de verano. Al norte, en Japón, la zona frontal se conoce como frente baiu, mientras en Corea recibe el nombre de frente changma (sus posiciones relativas se muestran en el mapa pequeño de la imagen de arriba de la figura 3.39).

Los frentes mei-yu/baiu comienzan a formarse a mediados de mayo y persisten hasta comienzos o mediados de verano a medida que se desplazan hacia el norte. El frente mei-yu es el punto focal de las precipitaciones intensas y persistentes producidas por los sistemas convectivos de mesoescala (SCM) que se forman y se desplazan hacia el este a lo largo del frente (fig. 3.40).

Las condiciones de inestabilidad, intensos movimientos ascendentes y convección profunda y persistente están asociadas con un chorro de bajo nivel que trae aire húmedo y cálido del mar de China Meridional y del golfo de Bengala y causa advección de aire cálido en niveles bajos y divergencia en altura, más intensa en el cuadrante delantero derecho del chorro subtropical (fig. 3.41). La mayor parte de las lluvias intensas se registra al sur y al este del frente, una zona de humedad relativa elevada (fig. 3.41b). El frente baiu tiene una estructura más bien típica de las latitudes medias. Una serie de perturbaciones ciclónicas débiles se desplazan a lo largo del frente baiu a intervalos de tres días. Estas perturbaciones producen estratos, niebla y lluvias ligeras en el límite norte del frente y tormentas y lluvias intensas a lo largo e inmediatamente al sur del frente.

Vaguada monzónica del Pacífico occidental

La región del monzón del Pacífico Norte occidental registra la mayor frecuencia de ciclones tropicales del planeta, principalmente debido a que el Pacífico occidental tropical es la parte más cálida de este océano tropical. La ciclogénesis tropical es más común en la vaguada monzónica (fig. 3.42, capítulo 8, sección 8.3.2capítulo 8, sección 8.3.2)⁴⁴ y la posición de la vaguada monzónica es un factor importante en la distribución de la actividad de ciclones tropicales en la región.⁴⁵ La vorticidad ciclónica a gran escala en la vaguada monzónica es producto de los vientos ecuatoriales en niveles bajos del oeste o del sudoeste y de los alisios subtropicales del este (fig. 3.42). La formación de ciclones tropicales se ve favorecida cerca del extremo oriental de la vaguada monzónica y en la zona de confluencia entre los vientos oeste del monzón y los alisios del este (fig. 3.42).

A veces se forma una vaguada monzónica con orientación inversa,⁴⁵ es decir, que se extiende hacia el nordeste desde el mar de China Meridional en la dirección del frente mei-yu/baiu (fig. 3.39a). En tales condiciones, la actividad de ciclones tropicales en la región del monzón se ve reducida.⁴⁵ En raras ocasiones, se ha observado la formación de ciclones tropicales cuando la vaguada monzónica se organiza en un giro.⁴⁶ Aunque es poco frecuente, una vez que se forme, el giro puede durar 2 o 3 semanas y generar varios vórtices, los gérmenes de ciclones tropicales.⁴⁶ Puede aprender más sobre los ciclones tropicales en la vaguada monzónica en el capítulo 8: Ciclones tropicalescapítulo 8: Ciclones tropicales.

Sistemas de monzón de verano del océano Índico oriental

El océano Índico oriental tiene su propio sistema de tormentas característico del monzón de verano, como las turbonadas de Sumatra. Estas líneas de turbonada de breve duración, que se desplazan hacia el este, se forman sobre el estrecho de Malaca, en la zona de convergencia en niveles bajos entre las brisas de tierra provenientes de Sumatra y de la península de Malaca.⁴⁷ Las turbonadas de Sumatra se forman por la noche, en las horas inmediatamente antes del amanecer, y alcanzan longitudes de 200 a 300 km a medida que avanzan hacia el este, con rumbo a Malasia y Singapur. Las turbonadas de Sumatra, que son un elemento esencial del régimen de lluvias regional, ocurren entre 3 y 4 veces al mes y producen lluvias intensas.

El monzón asiático de invierno

El monzón de invierno es más intenso sobre Asia oriental que sobre el subcontinente indio, debido al contraste entre la masa continental asiática, muy fría, y las aguas cálidas del océano Pacífico Norte (la corriente templada de Kuroshio transporta calor del ecuador). Además, la diferencia entre el continente australiano cálido y las aguas relativamente frías del Pacífico Norte intensifican el flujo a través del ecuador hacia el monzón de Australia e Indonesia. El contraste norte-sur disminuye sobre el subcontinente indio porque el altiplano del Tíbet impide el paso de la masa de aire frío de Siberia.

La figura 3.43 muestra la diferencia en los datos del radar de precipitación del TRMM y los vientos de QuikSCAT entre diciembre-enero-febrero (DEF) y junio-julio-agosto (JJA) sobre las regiones tropicales de Asia oriental. Las áreas entre amarillo y rojo reciben más lluvia durante el período de junio a agosto, mientras las áreas entre verde y violeta reciben más lluvia durante el período de diciembre a febrero. Durante el invierno boreal, la lluvia cae bastante al norte del ecuador (p. ej., al este de las Filipinas e Indochina), pero durante el verano boreal, las lluvias se limitan principalmente al hemisferio norte. Esta diferencia se puede explicar en parte por los vientos del monzón del invierno boreal, más intensos, que soplan directamente hacia tierra en esta región donde pocos litorales dan de frente a los vientos del monzón provenientes del sudoeste.

El continente marítimo registra el período de convección más activo durante el monzón de invierno. Las invasiones de aire frío del continente asiático constituyen el mecanismo desestabilizador que produce convección profunda extensa y prolongada. Además, si bien los vórtices de Borneo —estructuras ciclónicas de escala sinóptica en niveles bajos—⁴⁹ son principalmente casi estacionarios, pueden migrar en el sur del mar de China Meridional. La región al oeste de Borneo es un lugar de formación frecuente de complejos convectivos de mesoescala.⁵⁰ La interacción de los vientos del monzón del nordeste y la brisa marina produce zonas de intensa convergencia sobre el mar que favorece la convección de mesoescala organizada.⁵¹

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3.5.4 El monzón en otras partes del mundo »
3.5.4.1 El monzón de Australia y el continente marítimo

El monzón de Australia y el continente marítimo⁵² es el inverso estacional del monzón asiático (fíjese en el panel inferior derecho de la fig. 3.30, que corresponde a la estación cálida del hemisferio sur). Este monzón comienza en Malasia a finales de agosto y alcanza su límite sur sobre el norte de Australia a comienzos de febrero (fig. 3.44).

Animación de los monzones asiático-australianos:
http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/Global_Monsoons/Asian_Monsoons/Asian_Monsoons.shtml

El ciclo del monzón sigue el calentamiento máximo conforme se desplaza de su posición asiática durante el verano boreal al continente marítimo y el norte de Australia. Las circulaciones a gran escala del monzón de Australia e Indonesia no se ven fuertemente afectadas por la rotación terrestre, porque su fuente de calor está cerca del ecuador.⁵⁴ El gradiente de temperatura norte-sur entre la masa continental asiática fría y el continente marítimo cálido fortalece los vientos a través del ecuador.

Gran parte de la precipitación que cae sobre el continente marítimo es producida por sistemas convectivos de mesoescala, cuyo desarrollo se debe al forzamiento de brisas de tierra y de mar o a perturbaciones a gran escala.⁵⁰ La proximidad de las circulaciones de aire frío sobre el continente asiático significa que el continente marítimo, situado en latitudes bajas, siente los efectos de las invasiones de aire frío, las cuales producen inestabilidad y convección profunda.⁵⁵ De hecho, la interacción entre las entradas de aire monzónico frío y la circulación local se ha identificado como el mecanismo de forzamiento que causó el tifón Vamei (2001), un raro ciclón tropical que se formó cerca de Singapur, a 1.5 grados de latitud norte, muy cerca del ecuador.⁵⁶ La formación de ciclones tropicales también se ve favorecida durante el monzón de Australia y el continente marítimo en la vaguada monzónica al sur del ecuador.⁵⁷ En esta región, el ciclo interanual de ENOS y la OMJ intraestacional modulan la actividad de ciclones tropicales. Los episodios de El Niño desplazan la vaguada monzónica hacia el este junto con las lluvias y la actividad de ciclones tropicales. La fase activa de la OMJ crea un ambiente favorable para los ciclones tropicales.^58,59 El monzón de Australia y el continente marítimo se describe más detalladamente en una sección de enfoque redactada por el Dr. Mick Pope, de la Oficina Australiana de Meteorología (Australian Bureau of Meteorology, BoM)sección de enfoque redactada por el Dr. Mick Pope, de la Oficina Australiana de Meteorología (Australian Bureau of Meteorology, BoM).

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3.5.4 El monzón en otras partes del mundo »
3.5.4.2 El monzón de África occidental

El monzón de África occidental coincide bastante bien con los criterios clásicos de monzón: vientos del sudoeste frescos y húmedos durante el monzón de verano y vientos harmattan contrarios, del nordeste, secos, cálidos y cargados de polvo durante el invierno (fig. 3.45). El frente intertropical marca el límite entre el flujo monzónico húmedo del sudoeste y el viento cálido y seco del nordeste proveniente del Sahara. La vaguada de superficie está circunscrita por los anticiclones subtropicales del Atlántico Sur (Santa Helena) y de África del norte.

Animación del monzón africano (radiación térmica saliente, viento en 850 hPa, líneas de corriente en 200 hPa):
http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/Global_Monsoons/African_Monsoons/African_Monsoons.shtml

En África occidental, las condiciones de superficie presentan un marcado gradiente de sur a norte con uniformidad casi zonal: desde las aguas del golfo de Guinea, hasta las selvas ecuatoriales, los pastizales y las sabanas del Sahel y, finalmente, el Sahara seco y polvoriento (mapa pequeño de la fig. 3.45).

El monzón de África occidental comienza junto a la costa de Guinea a principios de mayo (fig. 3.46), donde las lluvias terminan entre finales de junio y comienzos de julio (las líneas negras verticales en la fig. 3.46), cuando la pluviosidad máxima se desplaza hacia el Sahel. Este desplazamiento o «salto», señala el comienzo del monzón sobre el Sahel (observe la tendencia en la serie temporal de datos de lluvia en relación con la mayor latitud, en la fig. 3.46b). El monzón comienza a retirarse hacia el sur a finales de agosto y en la costa la estación lluviosa termina a principios de noviembre. La fecha de comienzo del monzón de África occidental se ha vinculado a la expansión de la depresión térmica del Sahara, posiblemente a través de interacciones orográficas con la cordillera del Atlas y el macizo de Ahaggar,⁶⁰ en África del norte.

La figura 3.47 muestra la relación geográfica entre el ciclo de precipitación medio mensual del monzón y el frente intertropical (FIT) para el Sahel de África occidental. Observe el pronunciado gradiente de precipitación en el Sahel, donde durante el pico del monzón las áreas más al norte reciben en promedio menos de 2 mm día⁻¹. La variabilidad extrema de la precipitación en el Sahel es consabida; en cualquier año dado, la banda de precipitaciones puede estar al norte o al sur de la media. Examinaremos la variabilidad interanual del monzón de África occidental en la sección 3.5.5sección 3.5.5. Observe que el límite norte de la precipitación está a entre 100 y 250 km al sur del FIT y que las precipitaciones más intensas se registran a unos 400 km al sur de dicho frente. La relación entre la precipitación y la latitud del FIT indica que este podría utilizarse como parámetro predictor del avance y el retroceso de las precipitaciones del monzón.

Las estructuras clave del monzón de África occidental son la depresión térmica del Sahara, temperaturas de la superficie del mar (TSM) frescas y fuertes gradientes de TSM en el golfo de Guinea, la capa de aire del Sahara, la ZCIT y el chorro africano del este en la troposfera media^63,64 (fig. 3.48).

El chorro africano del este es una respuesta dinámica al gradiente de temperatura meridional particular del norte de África tropical producido por el contraste entre el aire seco y árido del Sahara en el norte y el aire fresco (océano/suelos húmedos/vegetación) en el sur. El chorro africano del este alcanza una velocidad media máxima de 10 m s⁻¹ cerca del nivel de 650 hPa.⁶³ El corte de norte a sur (A-B) destaca el contraste de temperatura y humedad que existe en la troposfera media a baja (el diagrama de la fig. 3.48a). El chorro africano del este y los vientos del oeste del monzón en niveles bajos generan intensa cizalladura vertical que contribuye a organizar la convección profunda representada por las nubes altas en el corte vertical. Las interacciones a varias escalas son características del monzón de África occidental, cuyos sistemas convectivos de mesoescala se desplazan con y a través de las ondas tropicales del este de escala sinóptica,^66,67,68 como sucede con las líneas de turbonada (fig. 3.48b). Las ondas tropicales del este —un fenómeno común a toda la región sujeta al monzón africano— ocurren cada 3 a 5 días y alcanzan su amplitud máxima en el nivel del chorro africano del este. Muchos ciclones tropicales del Atlántico se forman a partir de ondas del este⁶⁹ y a veces su génesis es el resultado de las interacciones entre ondas del este y sistemas convectivos de mesoescala (p. ej., fig. 8.24b).^70,71 Cubriremos la estructura, los entornos y el ciclo de vida de los sistemas sinópticos y de mesoescala de África occidental en otro capítulo.

3.5 Los monzones »
3.5.4 El monzón en otras partes del mundo »
3.5.4.3 Los monzones americanos

Los monzones americanos no se ajustan a los criterios clásicos de identificación de los monzones, porque carecen del cambio a vientos de rumbo opuesto durante el invierno. Sin embargo, sí se produce una inversión de las anomalías del viento en comparación con la media anual.⁷²

El monzón de América del Norte se caracteriza por calentamiento sobre el desierto de Sonora y el establecimiento de una depresión térmica de superficie que trae aire tropical húmedo del golfo de California, del golfo de México (por encima de 850 hPa) y del Pacífico tropical (fig. 3.49, izquierda).⁷³ El monzón de América del Sur recibe la humedad del Atlántico tropical y de la cuenca amazónica (fig. 3.49, derecha).⁷⁴

Animación de los monzones americanos (radiación térmica saliente, viento en 850 hPa, líneas de corriente en 200 hPa):
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Gran parte del sudoeste de los Estados Unidos y del norte de México recibe la mayor parte de su precipitación anual durante el monzón de América del Norte (aproximadamente el 35-45 % en Arizona y el 60 % en el norte de México), pese a que la mayor parte de la precipitación generada por el monzón cae sobre el océano.⁷⁴ La estación lluviosa del monzón dura aproximadamente 100 días, a partir de comienzos de junio en el sur de México hasta su límite más al norte en los altiplanos de los Estados Unidos, para finales de julio (fig. 3.50).

En Sudamérica, el monzón comienza en primavera (fig. 3.51a). Las acumulaciones de lluvia alcanzan su máximo sobre el este y sudeste de Brasil durante el monzón de verano maduro (fig. 3.51b) y luego disminuyen durante el período de retroceso del monzón, en otoño.

3.5 Los monzones »
3.5.5 La variabilidad del monzón

Los extremos de variabilidad en las lluvias del monzón conducen a inundaciones y sequías devastadoras,^75,76,77,78 peligros importantes que causan enormes pérdidas económicas y gran sufrimiento. Por ejemplo, en la década de 1980 se dio un período de lluvias monzónicas muy por debajo de lo normal que provocó una elevada mortandad el Sahel africano. La variabilidad del monzón se mide a partir de variables tales como la desviación de las cantidades normales de precipitación o de variables dinámicas, tales como las anomalías en la presión y las circulaciones en varios niveles. La figura 3.52 nuestra las principales anomalías de circulación asociadas con un intenso monzón sudasiático de verano y un fuerte monzón de verano en el Pacífico Norte occidental. Durante un monzón de verano intenso en la India, el anticiclón subtropical del Pacífico Sur se fortalece e intensifica el flujo a través del ecuador. El intenso monzón del Pacífico Norte occidental está marcado por un patrón de tren de ondas que se origina en el trópico y se propaga hacia el Pacífico Norte hasta Norteamérica oriental, un ejemplo de las interacciones tropicales-extratropicales y del enorme alcance de los impactos del monzón de Asia oriental.

Las variaciones en la intensidad del monzón en la India se miden principalmente sobre la base de los datos de precipitación, aunque también se utilizan los datos de cizalladura vertical del viento, que indican las diferencias de calentamiento. Si bien se han propuesto varios índices para medir los monzones, ninguno ha sido ampliamente aceptado. Por ejemplo:

• Índice de Webster y Yang (Webster and Yang index, WYI). Índice general para el monzón sudasiático de verano: cizalladura vertical en las anomalías del viento zonal entre 850 y 200 hPa (40–110E, 0–20N), JJA
• Índice de monzón de Hadley (Monsoon Hadley index, MH). Monzón sudasiático de verano: cizalladura vertical en las anomalías del viento meridional entre 850 y 200 hPa (70–110E, 10–30N), JJA
• Lluvia del monzón de toda la India (All-India Monsoon Rainfall, AIMR) o lluvia del monzón de verano de la India (Indian Summer Monsoon Rain, ISMR). Lluvia del monzón de verano de la India: promedio sobre el subcontinente indio, JJAS
• Lluvias extendidas del monzón de la India (Extended Indian Monsoon Rainfall, EIMR). Precipitación del monzón sudasiático de verano, incluidos los océanos vecinos (70–110E, 10–30N), JJA

Se produce un aumento en la precipitación del monzón sudasiático de verano con el aumento del gradiente de temperaturas entre tierra y mar⁸⁰ y un mayor flujo de humedad hacia Asia meridional^37,81 (como se muestra de forma esquemática en la fig. 3.53).

3.5 Los monzones »
3.5.5 La variabilidad del monzón »
3.5.5.1 Oscilación troposférica bienal del monzón asiático

La oscilación troposférica bienal es una de las señales predominantes de la variabilidad interanual de los monzones asiático-australianos. Dicha oscilación se manifiesta fuertemente en las precipitaciones y las circulaciones de verano y en las relaciones entre el monzón asiático y El Niño-Oscilación del Sur.⁸² La figura 3.54 ilustra los cambios anómalos que ocurren en los vientos de superficie, la convección, la TSM, la circulación de Walker, la circulación extratropical y la profundidad de la termoclina durante la evolución de la oscilación troposférica bienal. Las anomalías, que siguen el ritmo estacional, se desplazan hacia el sudeste desde Asia meridional hasta el Pacífico sudoccidental. La tendencia general es que a un monzón relativamente intenso en la India o en Australia le sigue otro relativamente débil, y viceversa.^{80,83,84,85,86}

3.5 Los monzones »
3.5.5 La variabilidad del monzón »
3.5.5.2 El Niño-Oscilación del Sur (ENOS)

En parte, la variabilidad interanual de los monzones mundiales está relacionada con les eventos de ENOS. ENOS afecta el monzón sudasiático de verano desplazando de este a oeste la circulación de Walkercirculación de Walker y el calentamiento sobre Eurasia. En términos generales, se esperan tasas de lluvia por debajo de la media durante los episodios de El Niño, y por encima de la media durante La Niña. Sin embargo, desde finales de la década de 1980 la influencia de los episodios de El Niño parece haber disminuido.⁸⁸ De hecho, durante el episodio de El Niño extremadamente intenso de 1997 se registraron lluvias por encima de la norma durante el monzón de verano de la India.⁸⁹

Los monzones de verano y de invierno de Asia oriental y del Pacífico Norte occidental sienten muy fuertemente los efectos de ENOS, pese a que el período de mayor intensidad de ENOS ocurre durante el invierno boreal. Las anomalías de TSM que se desarrollan en el Pacífico tropical durante los ciclos de ENOS inducen anomalías en las circulaciones del monzón del Pacífico Norte occidental. Durante el verano, ENOS conduce a anomalías alargadas de este a oeste en las circulaciones ciclónicas-anticiclónicas que forman un dipolo norte-sur,⁹⁰ mientras en otoño la orientación de las circulaciones anómalas es más bien de nordeste a sudoeste.

Los impactos de ENOS en la región del monzón Australiano son considerables. Por lo general, los eventos de El Niño se asocian con sequía (fig. 3.55), especialmente en Australia oriental, y con anomalías de negativas de TSM en los océanos Pacífico occidental e Índico oriental. ENOS afecta las precipitaciones y las temperaturas sobre Australia: el norte de Australia tiende a ser anormalmente cálido durante meses después del final de un ciclo de ENOS. Las regiones occidentales de Indonesia se correlacionan poco con el ENOS, a diferencia de las regiones centrales y orientales, que se correlacionan bien con dicho ciclo durante la estación lluviosa.⁹¹ La correlación más fuerte se registra en el hemisferio de invierno, donde las lluvias aumentan sobre el continente marítimo durante La Niña.

ENOS afecta el monzón de África occidental, pero las correlaciones han variado desde la década de 1940.⁹² La teleconexión entre ENOS y el monzón de África occidental sucede a través de la modulación de la circulación de Walker, que conduce a descenso/flujo monzónico débil en niveles bajos o a ascenso/flujo monzónico fuerte en niveles bajos sobre las regiones tropicales de África occidental. El impacto de ENOS es mayor cuando las anomalías de precipitación son del mismo signo tanto en la costa de Guinea como en el Sahel. La correlación con ENOS es levemente negativa cuando la influencia del Atlántico tropical es dominante y en esos períodos las anomalías de lluvia en la costa de Guinea y en el Sahel son de signo opuesto.⁹³

3.5 Los monzones »
3.5.5 La variabilidad del monzón »
3.5.5.3 El dipolo del océano Índico (DOI)

Un importante tipo de variabilidad de los monzones asiático-australianos es el dipolo del océano Índico (DOI), una oscilación de este a oeste de las anomalías de TSM acompañada por el desplazamiento de las anomalías de precipitación.^94,95,96 Por lo general, las fase positiva del DOI está asociada con precipitaciones más intensas sobre África y menos fuertes sobre Indonesia; durante la fase negativa se produce el patrón inverso (fig. 3.56). Normalmente, el dipolo comienza a ser evidente entre comienzos y mediados de verano, alcanza su pico entre finales de otoño y comienzo de invierno y luego se disipa rápidamente durante la primavera boreal. La fase negativa exhibe características similares de evolución temporal, magnitud y disipación.

La oscilación del océano Índico ecuatorial^89,97 es el componente atmosférico del modo acoplado de dipolo del océano Índico. Las anomalías extremas de la lluvia del monzón de verano de la India se correlacionan con el efecto combinado de la oscilación del océano Índico ecuatorial y ENOS. Los mecanismos del DOI son un tema de estudio actual y aún no está claro si es completamente independiente de ENOS.^78,94

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3.5.5 La variabilidad del monzón »
3.5.5.4 Variabilidad interanual del monzón de África occidental

El efecto más importante en la intensidad del monzón de África occidental es producto del contraste térmico entre la TSM en el golfo de Guinea y el suelo cálido del norte de África. El Atlántico tropical ejerce un efecto directo sobre el monzón de África occidental que supera el del ENOS. El forzamiento oceánico del monzón de África occidental es amplificado por las retroalimentaciones entre las superficies de tierra firme y la atmósfera, como por ejemplo los efectos del manto vegetal en la radiación.⁹⁸

La drástica disminución de la lluvia en el Sahel que ha ocurrido desde la primera mitad de la década de 1970 (fig. 3.57) se ha estudiado ampliamente.^{93,98,99,100,101} El máximo de dicha disminución ocurrió a comienzos de la década de los ochenta y se ha relacionado con la existencia de anomalías cálidas de TSM en las cuencas de los océanos tropicales, especialmente en las aguas tropicales cercanas de los océanos Índico y Atlántico. El calentamiento del Atlántico oriental reduce el contraste tierra-océano y el flujo monzónico hacia tierra en África occidental.

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3.5.5.5 Variabilidad intraestacional

Las oscilaciones intraestacionales están relacionadas con los períodos activos y de interrupción del monzón. Durante los períodos de interrupción, las condiciones cambian de húmedas a relativamente secas durante períodos de 1 o 2 semanas y a veces hasta por 30 días (fig. 3.58).

Para el monzón sudasiático (fig. 3.59),

• los períodos activos ocurren con fuertes vientos del oeste: las precipitaciones son intensas en el golfo de Bengala y sobre la India, pero siguen reinando condiciones relativamente áridas sobre el ecuador;
• los períodos de interrupción ocurren en zonas de vientos del oeste débiles: las precipitaciones son escasas en el golfo de Bengala y en la India, y hay condiciones húmedas sobre el ecuador.

La variación intraestacional del monzón sudasiático también incluye la propagación hacia el norte de bandas nubosas provenientes del océano Índico ecuatorial a intervalos de 2 a 6 semanas, algo que contribuye a mantener la convergencia sobre el continente.¹⁰³ En los monzones de Asia oriental y meridional, predominan las escalas temporales de 10 a 20 y de 30 a 60 días.^104,105 Esta última es la escala temporal de la OMJ.

Oscilación de Madden-Julian (OMJ)

La OMJOMJ, la oscilación de 30 a 60 días en las lluvias tropicales y la circulación a gran escala, es más fuerte en los océanos Índico y Pacífico, de modo que no debe sorprendernos que afecte los monzones asiático-australianos.^58,106 La OMJ se desplaza hacia el este; su ciclo suele comenzar con lluvias anómalas sobre el océano Índico occidental y luego se propaga a través del Pacífico, debilitándose en la región oriental del océano, pero vuelve a aparecer sobre el Atlántico y continúa su avance hasta el océano Índico.^107,108 La fase activa de la OMJ es propicia para el comienzo del monzón sobre la India y Australia, mientras es poco frecuente que el monzón comience durante su fase suprimida.

La OMJ desempeña un papel más importante en el monzón de Australia e Indonesia que en otros lugares.¹¹⁰ Por ejemplo, durante las fases húmedas de la OMJ las probabilidades de lluvias semanales extremas sobre el norte de Australia son casi el triple en comparación con las fases secas (fig. 3.60). Durante el invierno boreal,^111,112 a menudo la OMJ alcanza su máxima amplitud sobre el continente marítimo, una de las principales fuentes de calor tropical que dan impulso a la circulación global (fig. 1.14a). En consecuencia, la convección intensificada por la OMJ sobre el continente marítimo puede conducir a la propagación de trenes de ondas corriente abajo a través del Pacífico Norte, Norteamérica e incluso Europa a intervalos de una o dos semanas.¹¹³

¿Cómo se relaciona la OMJ con los períodos activos y de interrupción del monzón Australiano? Un estudio de la relación entre la OMJ y la lluvia del monzón Australiano descubrió una relación muy estrecha (R² = 0,58) entre 1987 y 1988, pero no entre 1982 y 1983 (R² = 0,09). Los resultados indican que el impacto de la OMJ en el monzón es mayor en ciertos años que en otros, posiblemente debido a la intensidad de la oscilación en cualquier año dado.¹¹⁴

Uno de los impactos más significativos de la OMJ durante el monzón de Australia e Indonesia tiene que ver con la actividad de ciclones tropicales. Se forman más ciclones tropicales durante la fase activa de la OMJ y menos durante la fase suprimida.^58,59

El monzón de África occidental también exhibe una respuesta a la OMJ. Los casos de estudio basados en las observaciones han demostrado que las ondas ecuatoriales excitadas por la OMJ se propagan hasta África occidental e intensifican el flujo húmedo entrante del oeste y los fuertes movimientos ascendentes.

Ondas atrapadas en el ecuador

La variabilidad subestacional de los monzones asiático-australiano y de África occidental también está relacionada con las ondas de Kelvin y de Rossby ecuatoriales acopladas a la convección (fig. 3.26). Se ha detectado una relación entre los períodos húmedos y secos que experimenta África occidental a escalas temporales de 25 a 60 días y una combinación de ondas de Kelvin (p. ej., capítulo 4, fig. 4.15) y de Rossby ecuatoriales generadas por el forzamiento de la OMJ en el Pacífico.^115,116

Períodos húmedos y secos en los monzones americanos

Las tormentas de los sistemas monzónicos americanos son producto del ascenso orográfico en combinación con el calentamiento en la superficie y un flujo entrante intensificado por chorros de bajo nivel (fig. 3.49). Como todos los monzones, la actividad de tormentas del monzón de América del Norte presenta períodos de interrupción y de lluvias intensas. Durante un período de lluvias intensas, se forma una vaguada débil en los vientos del oeste en altura que, en combinación con el intenso calentamiento y la convergencia de humedad en la superficie, conduce a inestabilidad y actividad de tormentas generalizada. En cambio, se produce un período de interrupción cuando la dorsal del anticiclón de superficie del Pacífico se extiende sobre tierra firme, lo cual corta el flujo del sur y suprime la convección (fig. 3.61, arriba).

Además de la modulación por parte de la OMJ, la variabilidad intraestacional del monzón sudamericano se debe en parte a la amplitud del flujo de humedad proveniente del Amazonas y a la intensidad de la zona de convergencia del Atlántico Sur (ZCAS)¹¹⁷ (fig. 3.61, abajo). El aumento en la precipitación sobre la ZCAS coincide con la disminución de las lluvias en las planicies subtropicales. La ZCAS se debilita con el aumento del flujo de humedad del Amazonas y las precipitaciones en las planicies subtropicales del interior (fig. 3.61, derecha inferior).

3.6 La circulación tropical y la distribución de la precipitación

Las características de la circulación a gran escala en el trópico afectan la distribución de la precipitación sobre las cuencas de los océanos tropicales y las regiones continentales cercanas. Como muestra de forma esquemática la figura 3.62, en términos generales, la región oriental de los océanos subtropicales y los continentes cercanos es seca. Conforme avanzamos hacia el oeste, el anticiclón subtropical y la inversión de los alisios se debilitan, las nubes alcanzan mayores altitudes y las precipitaciones aumentan, tanto en intensidad como en cantidad. La excepción principal a esta regla general es el océano Índico, donde los vientos predominantes del monzón son del oeste.

La regiones más húmedas se hallan en las áreas occidentales de las cuencas de los océanos tropicales, el resultado de la acumulación de aguas superficiales cálidas impulsadas por los alisios. La región oceánica más cálida se observa en el Pacífico occidental tropical. Las intensas precipitaciones sobre las zonas de tierra firme cercanas son el resultado de la evaporación de las aguas oceánicas cálidas y el transporte del vapor de agua corriente abajo. Encontramos regiones moderadamente húmedas al norte y al este de las zonas muy húmedas. La figura 3.63 confirma el patrón conceptual de precipitaciones y el flujo predominante en el Atlántico y el Pacífico tropicales en julio, así como para el océano Índico sudoriental en enero.

3.7 El papel del trópico en la circulación general

El papel del trópico en la circulación general se puede resumir de la forma representada en la figura 3.64. El exceso de calor que se acumula en las regiones tropicales impulsa la circulación global. El transporte de calor y momento por las células de Hadley es fundamental para mantener el balance térmico global y el balance de momento angular. Algunos estudios recientes han descubierto que la intensidad de las circulaciones de Hadley y de Walker puede fluctuar y, en particular, que en la década de 1990 se intensificaron.^118,119 Los científicos han correlacionado los cambios en la nubosidad y radiación en las regiones of subsidencia (descenso) y convección (ascenso) de las células de circulación con los cambios en la velocidad vertical del aire. Esta aceleración de las circulaciones de Hadley y de Walker estuvo asociada con el escape de mayores cantidades de radiación térmica (de onda larga) de la atmósfera tropical y la disminución de la cantidad de luz solar reflejada (a razón de aproximadamente 4 W m⁻²).

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3E1.1 Modelos globales

Los modelos numéricos del sistema Tierra-atmósfera global (que incluye tierra firme, los océanos, el hielo y la biosfera) se basan en los principios fundamentales de dinámica y termodinámica descritos en las secciones 3.1secciones 3.1 y 3.33.3, como las ecuaciones del movimiento, el principio de continuidad, la ley del gas ideal, el equilibrio hidrostático y las leyes de termodinámica. Estas ecuaciones se integran en programas informáticos y se resuelven para puntos discretos de la malla superpuesta a una esfera. Los modelos se inicializan con los datos de las observaciones de superficie, de los radiosondeos y de las observaciones de los satélites, buques y aeronaves. A continuación, se integran las ecuaciones para un determinado período. La figura 3E1.1 es un ejemplo de la salida de un modelo global para temperaturas de la superficie del mar, concentraciones de hielo marino, presión al nivel del mar y vientos en niveles bajos.

Algunos procesos son demasiado complejos para que se puedan representar matemáticamente, otros son demasiado pequeños para que el espaciado de malla del modelo los pueda captar y en algunos casos nuestros conocimientos de un proceso son insuficientes para poder representarlo de forma explícita. Estos procesos se parametrizan, lo cual significa que en lugar de modelar el proceso directamente, estimamos sus efectos numéricamente. Por ejemplo, en los modelos oceánicos se parametrizan los remolinos menores que son demasiado pequeños para representarse en una celda de la malla (fig. 3E1.2), porque no es posible observar cada uno de ellos o representarlos en las mallas de un modelo global. Lo mismo ocurre con las nubes individuales: los modelos globales son incapaces de predecir una nube individual, pero intentan presentar la mejor aproximación posible de los efectos de las nubes en la circulación modelada. La figura 1.15 presenta de forma esquemática los procesos y componentes de un modelo climático global.

Como todos los modelos numéricos, los modelos globales contienen fuentes de error, como las siguientes:

• Condiciones iniciales: cobertura de los datos de observaciones (frecuencia y distribución), errores en los datos (instrumentos y representatividad), control de calidad, errores de asimilación de datos en el modelo y de análisis objetivo en la malla del modelo, y variables faltantes
• Aproximaciones numéricas: errores en las ecuaciones empleadas y su aproximación numérica, el tipo de malla empleado (ortogonal, hexagonal, cúbica), la resolución espacial y los pasos y procedimientos de integración temporal
• Condiciones de frontera: condiciones de superficie, condiciones de frontera vertical, topografía
• Aproximaciones físicas o parametrizaciones: nubes (convección de cúmulos), microfísica (precipitación), radiación, turbulencia en la capa límite
• Limitaciones intrínsecas de la predictibilidad: los movimientos de los fluidos son caóticos. En la atmósfera existen numerosas escalas de movimiento. Los modelos no incluyen la energía a escalas por debajo de la resolución de las observaciones. Por lo tanto, la atmósfera real y la atmósfera del modelo difieren y divergen con el tiempo.

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3E1.2 El cambio climático y la circulación termohalina

La corriente del Golfo transporta las aguas cálidas del trópico al Atlántico Norte (fig. 3.20), un mecanismo que templa el clima europeo pese a su posición latitudinal (compare Londres con la bahía de Hudson, que está a la misma latitud, o lugares que están a la misma latitud en Suecia y en Groenlandia, por ejemplo). La corriente del Golfo es impulsada por:

• la tensión del viento en el giro del Atlántico Norte (fig. 3.20)
• la circulación termohalina: la subducción (el descenso de aguas más densas, que se acumulan debajo de aguas menos densas) de agua salada fría del Ártico causa el ascenso de la corriente del Golfo para sustituir a la masa de agua perdida (fig. 3.22b).

El proceso de subducción es impulsado por el intenso enfriamiento del agua causado por las largas noches de invierno y por la mayor densidad del agua provocada por la mayor salinidad del agua que está en contacto con la zona de formación de hielo en el ártico. El congelamiento del casquete polar extrae sal del hielo y aumenta la salinidad del agua que entra en contacto con el hielo que se está formando.

Estos son algunos de los escenarios previstos para la circulación termohalina como consecuencia del calentamiento global:

• El derretimiento del casquete polar creará un exceso de agua dulce sobre la superficie del océano Ártico.
• El permafrost y los glaciares se derretirán, especialmente en Siberia, provocando un enorme flujo de agua dulce y cálida hacia el océano Ártico a través de los ríos que desembocan en el norte.
• El agua de baja densidad inhibirá la subducción y reducirá la cantidad de aguas profundas disponibles para mantener la circulación termohalina fría.
• La falta de impulso hacia el norte reducirá la velocidad de la corriente del Golfo, la cual virará hacia el este en latitudes mucho más bajas.
• El cese del transporte de calor hacia el norte causará el enfriamiento de Europa y del nordeste de América del Norte.

Dado que los océanos cubren la mayor parte del planeta, las interacciones entre el océano y el clima también son de interés en un clima cambiante. Como los vientos atmosférico producen las corrientes, las variaciones en los vientos climatológicos pueden afectar las corrientes oceánicas, que a su vez pueden alterar la transferencia de energía térmica y vapor a la atmósfera, que puede afectar el tiempo y el clima, que pueden modificar los vientos que afectan las corrientes, y así sucesivamente. La retroalimentación entre la variabilidad climática y la variabilidad de las corrientes oceánicas contribuye a «fijar» ciertos regímenes climáticos.

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3E1.3 Proyección de los cambios futuros en el monzón asiático de verano

Los monzones mundiales son respuestas del sistema acoplado atmósfera-océano-tierra frente al calentamiento diferencial. Por lo tanto, cualquier cambio futuro en la cantidad de calentamiento neto y sus distribuciones espaciales y temporales influirá en los sistemas monzónicos. Sin embargo, como ya mencionamos anteriormente, los sistemas monzónicos exhiben variabilidad a varias escalas, lo cual crea una incertidumbre inherente a cualquier escenario de proyección hacia el futuro. Nuestra comprensión limitada de los procesos radiativos de las nubes y de las retroalimentaciones entre la atmósfera, el océano y el suelo complican aún más el tema.

Algunos posibles escenarios pronosticados para los monzones sudasiáticos (fig. 3E1.3) sugieren que el aumento en las temperaturas globales conducirá a:

• un aumento en la precipitación media estacional del monzón sudasiático de verano, debido (1) a un mayor contraste entre las temperaturas del mar y del suelo y (2) a un aumento en el transporte de humedad hacia la región del monzón sudasiático;^96,120
• un aumento en la variabilidad interanual de la precipitación del monzón sudasiático de verano relacionada con los cambios en la TSM en el Pacífico tropical.^96,120

Mientras tanto, algunas simulaciones recientes indican la posibilidad de que la circulación del monzón sudasiático de verano disminuya debido al aumento del nivel de CO₂¹²¹ (fig. 3E1.4). Como indicamos antes, los modelos difieren en términos de complejidad e incertidumbre, de modo que no es sorprendente ver discrepancias en sus proyecciones al futuro.

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Sección de enfoque 2: Chorros de bajo nivel en el trópico

Los chorros de bajo nivel son máximos regionales del viento en la baja troposfera que Stensrud (1996)¹²² define de la manera siguiente:

• una estrecha zona de máximo de velocidad del viento por debajo de 700 hPa;
• un perfil vertical del viento que presenta un aumento en la velocidad hasta el núcleo de la corriente en chorro y su disminución a mayor altitud;
• la existencia de cizalladura horizontal del viento a los lados del chorro, por ejemplo, vientos más flojos en el borde de la corriente en chorro.

Las franjas de vientos máximos en niveles bajos son conductos de humedad en niveles bajos que alimentan la convección y precipitación organizadas (fig. 3E2.1).^122,42,123 La variabilidad de los chorros de bajo nivel puede producir impactos importantes en la precipitación regional.^123,124,125

Uno de los chorros de bajo nivel tropicales más conocidos es el chorro de Somalia, proveniente del sudoeste, que alcanza su velocidad máxima cerca del nivel de 850 hPa y transporta humedad al monzón del sur de la India (fig. 3.32). El chorro se forma a partir del flujo a través del ecuador delimitado por las montañas de África oriental al oeste (fig. 3.36). En Asia oriental, la convección profunda y las precipitaciones intensas son persistentes en los lugares donde un chorro de bajo nivel en 850 hPa interactúa con el frente mei-yu/baiu (figuras 3.39 y 3.41a).^41,42 El chorro sudamericano en niveles bajos (fig. 3.49) es un elemento esencial del ciclo de precipitación del continente y sus variaciones de posición e intensidad producen impactos importantes en la precipitación durante la temporada cálida en Sudamérica.¹²³

Un ejemplo de un chorro de bajo nivel en el régimen de los alisios es el chorro de bajo nivel del Caribe, una corriente proveniente del este que alcanza su máxima velocidad en el nivel de 925 hPa y es prevaleciente sobre la región del Caribe entre 12–14°N y 70–75°O principalmente en febrero y julio (fig. 3F.2.2).¹²⁴ El chorro de bajo nivel del Caribe transporta enormes cantidades de humedad hacia América Central y del Norte.^124,125

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Enfoque operativo

Conocimiento de la climatología estacional

• Descripción general de las regiones tropicales y subtropicales, 3.2.2Descripción general de las regiones tropicales y subtropicales, 3.2.2
• Patrones de precipitación en las regiones tropicales, 3.6Patrones de precipitación en las regiones tropicales, 3.6

Análisis de líneas de corriente

• Identificación de convergencia y divergencia, 3.1.5Identificación de convergencia y divergencia, 3.1.5
• Identificación de vorticidad por curvatura y por cizalladura, fig. 3.8

Comienzo y evolución del monzón regional

• Un modelo conceptual de la evolución del monzón, 3.5.2Un modelo conceptual de la evolución del monzón, 3.5.2
• Fechas de comienzo del monzón asiático de verano, fig. 3.34
• Fechas de comienzo del monzón de Australia y el continente marítimo, fig. 3.44
• Comienzo del monzón de América del Norte, fig. 3.50a
• Comienzo del monzón de América del Sur, fig. 3.5 1
• Comienzo del monzón de África occidental, figs. 3.46 y 3.47

Sistemas atmosféricos del monzón

• Frente mei-yu/baiu y sistemas atmosféricos relacionados, 3.5.3 Frente mei-yu/baiu y sistemas atmosféricos relacionados, 3.5.3
• Convección del monzón de invierno en Asia oriental, 3.5.3Convección del monzón de invierno en Asia oriental, 3.5.3
• Convección del monzón del continente marítimo, 3.5.4.1, 3.5.3Convección del monzón del continente marítimo, 3.5.4.1, 3.5.3
• Principales sistemas atmosféricos del monzón de África occidental, 3.5.4.2 Principales sistemas atmosféricos del monzón de África occidental, 3.5.4.2

Regiones monzónicas y génesis de ciclones tropicales

• Vaguada monzónica y génesis de ciclones tropicales, 3.5.3Vaguada monzónica y génesis de ciclones tropicales, 3.5.3
• Ciclones tropicales en el monzón de Australia y el continente marítimo, 3.5.4.1 Ciclones tropicales en el monzón de Australia y el continente marítimo, 3.5.4.1
• África occidental y el Atlántico, 3.5.4.2 África occidental y el Atlántico, 3.5.4.2

Predicción de períodos de interrupción del monzón

• Cambios en los vientos durante los períodos activo y de interrupción del monzón sudasiático Cambios en los vientos durante los períodos activo y de interrupción del monzón sudasiático
• Impactos de la OMJ en el monzón, 3.5.5.5 Impactos de la OMJ en el monzón, 3.5.5.5
• Períodos húmedos y secos de los monzones americanos, 3.5.5.5 Períodos húmedos y secos de los monzones americanos, 3.5.5.5

Variaciones anuales de los monzones

• La oscilación troposférica bienal, 3.5.5.1 La oscilación troposférica bienal, 3.5.5.1
• Impactos de ENOS en los monzones, 3.5.5.2 Impactos de ENOS en los monzones, 3.5.5.2
• El dipolo del océano Índico, 3.5.5.3El dipolo del océano Índico, 3.5.5.3

Resumen

Las regiones tropicales son la fuente del excedente de calor que impulsa la circulación global. El transporte de calor y momento en las células de Hadley es fundamental para mantener el equilibrio térmico global y el balance de momento angular. Las circulaciones atmosféricas y oceánicas se rigen por principios básicos, como las ecuaciones de movimiento y de conservación de masa, energía y momento angular. La evolución histórica de los modelos de la circulación general —desde Halley en el siglo XVII hasta el presente— muestra que unas cuantas observaciones permiten deducir mucho sobre el equilibrio del flujo medio. Los estudios teóricos han demostrado que la extensión de la célula de Hadley se ve limitada por efecto de la estabilidad estática en las regiones subtropicales y del chorro subtropical, que a su vez es controlado por la conservación del momento angular. A partir de los conceptos teóricos, podemos describir la evolución estacional de las circulaciones de Hadley, incluidas la ZCIT y las diferencias entre los hemisferios norte y sur. Las regiones tropicales también se describen en términos del contraste entre sistemas de vientos tropicales y de latitudes medias.

En este capítulo examinamos los mecanismos de los sistemas monzónicos, como la migración del excedente de calor y la precipitación asociada, el proceso de inicio de un sistema de brisas marinas de escala planetaria, los procesos convectivos húmedos y el transporte de calor a través del ecuador. Aprendimos que la estación del monzón es muy variable y presenta períodos activos y de interrupción asociados con la OMJ, las ondas ecuatoriales y las oscilaciones de los anticiclones subtropicales y las zonas de convergencia. A escalas interanuales y más extensas, la variabilidad refleja fuertemente los efectos del gradiente de temperatura del océano y de las interacciones con ENOS, especialmente en el caso de los monzones de Asia oriental, Australia y el continente marítimo. Observamos que los sistemas monzónicos se destacan por traer lluvias intensas que, si bien son beneficiosas para la agricultura, implican el peligro de inundaciones. Los modelos numéricos de la circulación global se basan en los principios dinámicos y termodinámicos básicos que rigen en la atmósfera y el océano. Sin embargo, los modelos contienen fuentes de error, como los relacionados con la parametrización de procesos que son demasiado complejos para representarse matemáticamente o de escala inferior a la malla, o bien cuyas mediciones son demasiado escasas o que no se comprenden lo suficientemente bien. El nivel de incertidumbre de los modelos globales varía según la región, pero es más elevado en las regiones tropicales.

Preguntas de repaso

1. Explicar por qué el equilibrio geostrófico no es una buena aproximación del movimiento en el ecuador.
2. Explicar por qué la aproximación hidrostática no se puede aplicar a los sistemas convectivos tropicales.
3. Describir cómo el principio de continuidad relaciona la divergencia/convergencia y la presión, el movimiento vertical y las condiciones del tiempo esperadas.
4. Comparar el balance de fuerzas para el movimiento horizontal típico en el trópico con el balance de fuerzas en las latitudes medias.
5. Explicar cómo se mantiene la célula de Hadley y describir los controles que limitan su extensión latitudinal.
6. Comparar y contrastar los sistemas de presión y vientos en las regiones tropicales y subtropicales de los hemisferios norte y sur.
7. Enumerar al menos tres diferencias entre los movimientos atmosféricos en el trópico y en las latitudes medias.
8. Describir la ZCIT, su papel en la circulación general y los mecanismos que influyen en su posición.
9. Describir el papel que desempeñan los trópicos en la circulación estratosférica global.
10. Definir la tropopausa tropical y describir su papel en el transporte químico a escala mundial.
11. Describir la base teórica de la circulación de Walker como una respuesta al calentamiento diferencial en el ecuador.
12. Explicar por qué la circulación de Hadley se puede considerar como una respuesta al calentamiento diferencial en el trópico.
13. Describir cómo el transporte de Ekman influye en el tiempo y el clima de la región del Pacífico tropical.
14. Describir los principales factores que se combinan para crear los sistemas monzónicos mundiales.
15. Enumerar los criterios que definen el monzón clásico y describir los sistemas monzónicos que coinciden y no coinciden con dichos criterios.
16. Describir la evolución del monzón asiático desde su comienzo hasta su desaparición en términos de precipitación y estructuras medias de escala sinóptica.
17. Explicar la influencia de la OMJ en la variabilidad de los sistemas monzónicos mundiales.
18. Describir los modos de variabilidad interanual del monzón asiático, incluido el papel de la TSM en los océanos Índico y Pacífico.
19. Describir los principales factores que llevan a la variabilidad intraestacional y a los períodos de interrupción de los monzones asiático-australianos.
20. Describir algunas de las condiciones de las regiones monzónicas, como África occidental y Asia oriental, que las hacen propensas a la ciclogénesis tropical.
21. Enumerar algunas fuentes de variabilidad intraestacional en los sistemas monzónicos americanos.
22. Describir el patrón de precipitaciones típico sobre los océanos tropicales, incluido el papel de los vientos de superficie y de las corrientes oceánicas.
23. Describir el papel de los trópicos en la circulación general, incluidos los transportes de calor y de momento.
24. Enumerar los componentes principales de un modelo de circulación general.
25. Describir las principales fuentes de error en los modelos de circulación general.

Prueba

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

Esbozos biográficos

James Sadler (1920-2005)

James Sadler, un pionero de la meteorología tropical, descubrió la vaguada tropical de la alta troposfera, un logro que fue reconocido por la American Meteorological Society en 1978. Sadler aplicó la experiencia en meteorología que había adquirido en la Fuerza Aérea al campo que lo apasionaría toda la vida: la meteorología tropical. Sadler nació en 1920 en Silver Point, Tennessee (EE.UU.) y en 1941 recibió el título de Ingeniero Civil del Instituto Politécnico de Tennessee. Un año más tarde obtuvo un certificado en meteorología de MIT y, en 1947, la maestría en meteorología de la Universidad de California. Aplicó lo que había aprendido sobre la meteorología durante la Segunda Guerra Mundial a las observaciones satelitales y trabajó en el primer satélite meteorológico TIROS como director de la división de satélites de la Fuerza Aérea de los EE.UU. Ejerció como meteorólogo de la Fuerza Aérea durante dos décadas antes de incorporarse al cuerpo docente de la Universidad de Hawái como meteorólogo asociado; allí trabajó como profesor de meteorología tropical hasta jubilarse, después de haber dedicado 22 años a comprender el tiempo y el clima tropical. En los años que trabajó en la Universidad de Hawái escribió muchos libros, como The Upper Tropospheric Circulation over the Global Tropics, sobre la circulación de la alta troposfera en las regiones tropicales del mundo. Sadler hizo un estudio de mapas de presión que le permitió descubrir la existencia de una vaguada en el Pacífico Norte central y oriental y aprender que esta circulación de la alta troposfera es un factor en la formación y el desarrollo de los ciclones tropicales. Sus alumnos recuerdan que su comprensión y sus análisis de la meteorología tropical se consideraban casi sin par. Uno de ellos le comentó a un periodista del Honolulu Star-Bulletin que «tenía además la capacidad de extraer más información de las imágenes satelitales que ninguna otra persona que yo haya conocido, ¡incluso cuando mostraban regiones completamente despejadas!»

Colin Ramage

Colin Ramage fue el primer director de la facultad de meteorología de la Universidad de Hawái en Manoa y el autor de Monsoon Meteorology, un libro de texto fundamental para el estudio de los monzones. Dejó su cargo como vicedirector del Observatorio Real de Hong Kong y se trasladó a Hawái cuando la universidad lo contrató para participar en la creación de un programa de formación en meteorología con una biblioteca dedicada al tema, un proyecto para el estudio de los tifones del Pacífico subvencionado por la Fuerza Aérea de los EE.UU. en 1956. Ramage ejerció el cargo de director hasta su jubilación, en 1988. A lo largo de los años supervisó la transformación del programa —que en un comienzo consistía en una serie de cursos de seis semanas para la formación de los meteorólogos del gobierno— en un programa de estudios doctorales de renombre mundial. También participó en una expedición oceanográfica en el océano Índico como jefe del programa de investigación meteorológica, un viaje que le llevaría a escribir un libro de texto clásico. En 1981 viajó a la Universidad de Colorado para trabajar como profesor visitante en el Instituto Cooperativo para la Investigación en Ciencias Ambientales (Cooperative Institute for Research in Environmental Sciences, CIRES), donde contribuyó a trabajo importante y novedoso sobre el cambio climático y el clima oceánico. Entre 1985 y 1990 Ramage se dedicó activamente al estudio de El Niño-Oscilación del Sur y fue miembro del consejo para los estudios climáticos en el Pacífico ecuatorial (Council for Equatorial Pacific Ocean Climate Studies), que más tarde se convertiría en el proyecto Océano Tropical y Atmósfera Global (Tropical Ocean Global Atmosphere).

Sulochana Gadgil

Sulochana Gadgil, profesora en el Instituto de Ciencias de la India, es una experta en el funcionamiento del monzón de la India, la dinámica oceánica y sus interacciones. La Dra. Gadgil nació en Pune (India) en 1944. Su padre, médico de profesión, alentó su interés en las ciencias y las matemáticas. En 1963 recibió la licenciatura en química por la Universidad de Poona y en 1965 terminó la maestría en matemática aplicada. Hizo los estudios doctorales en Harvard, donde recibió el título en 1970 sobre la base de un estudio de la dinámica de fluidos de la corriente del Golfo. El año siguiente trabajó como profesora investigadora en MIT. En 1971 regresó a Pune para trabajar en el Consejo de Investigación Científica e Industrial (Council of Scientific and Industrial Research, CSIR) del Instituto Indio de Meteorología Tropical (Indian Institute of Tropical Meteorology). En 1973 aceptó el cargo docente que sigue ejerciendo en la actualidad, en el Instituto Indio de Ciencias de Bangalore. Su trabajo ha examinado los patrones de las lluvias del monzón, los cambios climáticos regionales relacionados y los efectos de las precipitaciones monzónicas en la agricultura. La Dra. Gadgil, que es miembro de la Academia de Ciencias de la India, fue galardonada por la Sociedad Meteorológica de India con el premio a la carrera (1980) y con el premio B. N. Desai (1982).

Peter Webster

Peter Webster es un profesor en el Instituto Tecnológico de Georgia (Georgia Tech) cuyas importantes contribuciones al estudio de la intersección entre el océano y la atmósfera, especialmente en el trópico, le han merecido varios premios, incluidos los dos galardones más codiciados de la American Meteorological Society (AMS), el premio Jules G. Charney, que recibió en 1990, y la medalla de investigación Carl-Gustav Rossby, que le fue presentada en 2004. Es también miembro honorario de la AMS, de la American Geophysical Union (AGU), de la American Association for the Advancement of Science (AAAS) y de la Royal Meteorological Society. Después de terminar el doctorado en MIT en 1972, el Dr. Webster trabajó como profesor adjunto en la Facultad de Ciencias Atmosféricas de la Universidad de Washington, en Seattle, de 1973 a 1977. Ascendió a profesor titular en el Departamento de Meteorología de la Universidad Estatal de Pennsylvania (1983-1992) y luego ejerció el cargo de Director del Programa de Ciencias Atmosféricas y Oceánicas en la Universidad de Colorado (1992 a 2000), antes de ocupar su cargo actual en Georgia Tech. Fue científico principal en el experimento de respuesta del sistema acoplado océano-atmósfera para los océanos tropicales y la atmósfera global (Tropical Ocean Global Atmosphere/Coupled Ocean-Atmosphere Response Experiment, TOGA/COARE), un exitoso programa de investigación de campo de alcance internacional. En los últimos años ha enfocado su trabajo en el monzón asiático y los ciclones tropicales. Webster fue uno de los primeros científicos en deducir que el aumento de la temperatura de las aguas superficiales provocado por el cambio climático podría ser un factor contribuyente al fortalecimiento de los huracanes más intensos.

John McBride

John McBride trabaja como científico e investigador principal en el Centro de Investigaciones Atmosféricas del Tiempo y el Clima (Centre for Atmospheric Weather y Climate Research) de la Oficina Australiana de Meteorología (Australian Bureau of Meteorology, BoM) en Melbourne. Es un experto en materia de monzones —especialmente los monzones australiano y de Asia sudoriental—, ciclones tropicales, perfiles de calentamiento tropical y convección tropical. Obtuvo la maestría en ciencias (M.Sc.) en física por la Universidad de Melbourne y el doctorado (Ph.D.) en ciencias atmosféricas por la Universidad Estatal de Colorado (Colorado State University, CSU). Entre 2005 y 2007 estuvo a cargo de las investigaciones de predicción climática y entre 2007 y 2009 trabajó como director de investigaciones de predicción meteorológica y ambiental de la Agencia y del centro de investigación conjunta de CSIRO (CAWCR). A lo largo de su carrera ha publicado aproximadamente 70 artículos en revistas científicas internacionales evaluadas por pares. A comienzos de la década de 1980, fue coautor de un estudio fundamental con Neville Nicholls que demostró la relación entre las lluvias en Australia y el fenómeno de El Niño-Oscilación del Sur (ENOS). También colaboró en varios estudios pioneros sobre el uso de los índices de génesis para pronosticar el desarrollo de los ciclones tropicales y sobre métodos basados en entidades para verificar las lluvias. En la actualidad es codirector del equipo de expertos sobre los impactos del cambio climático en los ciclones tropicales del Programa Mundial de Investigación Meteorológica y es científico principal del proyecto sobre conocimientos indígenas del tiempo atmosférico (Indigenous Weather Knowledge) de la Oficina Australiana de Meteorología.

Referencias bibliográficas