5.0 Descripción general »
Objetivos de aprendizaje

Al final de este capítulo, debería comprender y ser capaz de explicar:

• por qué el vapor de agua es importante para el tiempo y el clima en los trópicos;
• el rango y la distribución del contenido de vapor de agua en los trópicos;
• la distribución de las tasas de evaporación y evapotranspiración en los trópicos;
• la formación de las nubes tropicales por convección;
• el patrón general de distribución de las nubes en los trópicos;
• los perfiles típicos de temperatura potencial (θ) y temperatura potencial equivalente (θ_e) en la atmósfera tropical;
• cómo la capa de aire del Sahara y otras intrusiones de aire seco cambian la distribución vertical de la energía termodinámica de la humedad;
• el concepto de energía estática seca y húmeda (termodinámica) y su distribución vertical en los trópicos;
• cómo la distribución vertical de la energía estática húmeda varía con los diferentes modos de convección;
• las diferencias entre lluvia convectiva y estratiforme en los sistemas convectivos de mesoescala tropicales;
• los efectos de los aerosoles continentales y marinos en la precipitación tropical;
• la distribución geográfica de la precipitación tropical anual y su variabilidad;
• los factores que afectan la distribución geográfica de la precipitación en los trópicos;
• la distribución estacional de la precipitación en los trópicos y sus patrones regionales particulares;
• las diferencias entre el ciclo diurno de precipitación en los trópicos sobre tierra firme y los océanos, incluyendo los factores de influencia;
• las características especiales del ciclo diurno durante las estaciones de transición ecuatoriales (primavera y otoño);
• los factores que determinan dónde llueve y la cantidad de lluvia que se produce a escalas de tiempo anuales y plurianuales.

También podrá identificar y describir:

• los factores que influyen en las tasas de evaporación y evapotranspiración;
• los tipos de nubes dominantes en los trópicos;
• la distribución zonal y meridional típica del espesor de las nubes sobre los océanos tropicales.

5.1 Humedad atmosférica »
5.1.1 Importancia del vapor de agua

El vapor de agua solo constituye entre el 0 y el 4 % del volumen total de la atmósfera, y sin embargo es el factor más importante en la determinación del tiempo y el clima. La figura 5.1 ilustra algunos procesos esenciales para el tiempo y el clima en los trópicos.

• En primer lugar, la condensación del vapor de agua forma la precipitación, un recurso esencial para sustentar la vida. La cantidad de vapor de agua disponible determina el potencial de precipitación. Es importante recordar que la economía de algunas regiones tropicales depende de la disponibilidad de cantidades adecuadas de agua dulce.
• El vapor de agua es un absorbedor y emisor activo de la radiación infrarroja (IR), y de ese modo afecta el proceso de calentamiento y enfriamiento de la atmósfera y la superficie.
• La liberación de calor latente que ocurre cuando el vapor se condensa o se congela constituye una importante fuente de energía para los movimientos atmosféricos y los sistemas meteorológicos convectivos.
• El transporte vertical del vapor de agua por convección en los cúmulos es el mecanismo más importante para el transporte vertical del calor en los trópicos. El vapor de agua penetra la atmósfera gracias al proceso de evapotranspiración que tiene lugar en la superficie, mediante el cual se absorbe energía latente. Cuando el vapor se condensa o se congela, se libera calor latente a la atmósfera.
• Finalmente, la cantidad de vapor de agua influye en las tasas de evaporación y transpiración de la superficie. El ser humano y otros animales sufren bajo condiciones muy húmedas que impiden la transpiración. En cambio, las condiciones de humedad muy baja causan deshidratación y otros problemas de salud relacionados.

Es más, dentro del rango normal de temperaturas atmosféricas, el agua está constantemente cambiando de fase (fig. 5.2), cosa que no sucede con los demás gases atmosféricos.

5.1 Humedad atmosférica »
5.1.1 Importancia del vapor de agua »
5.1.1.1 Medición del contenido de vapor de agua

5.1 Humedad atmosférica »
5.1.1 Importancia del vapor de agua »
Sección especial 5-1: Definición del contenido de vapor de agua

Página web de la OMM sobre el desarrollo, mantenimiento y operación de los instrumentos, los métodos de observación y las estaciones meteorológicas automáticas:
https://www.wmo.int/pages/prog/www/IMOP/IMOP-home.html

5.1 Humedad atmosférica »
5.1.2 Evaporación, condensación y saturación

Imagínese una parcela de aire de 1 kg de masa. En la superficie de las gotitas de la parcela se llevan a cabo los procesos de evaporación y condensación. Cuando las tasas de evaporación y de condensación son iguales, existe un estado de saturación o equilibrio. Si parcela de aire se calienta, la tasa de evaporación aumenta, porque las moléculas más energéticas pueden pasar al estado gaseoso más fácilmente. A medida que la temperatura aumenta, se necesitan más moléculas para alcanzar el estado de equilibrio o saturación.

La función que describe la relación entre la presión de vapor de saturación y la temperatura es la ecuación de Clausius-Clapeyron:

     (1)

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

Observe que como L_v depende de la temperatura, los valores medidos empíricamente mediante instrumentos in situ diferirán de los valores calculados a partir de la ecuación. La ecuación de Clausius-Clapeyron se puede aplicar a cualquier cambio de fase. Es posible derivar una ecuación similar para la saturación respecto de una superficie de hielo sustituyendo el calor latente de sublimación por L_v (fig. 5.2). La ecuación predice una curva más empinada para la presión del vapor sobre el hielo, porque el calor latente de sublimación es mayor que el calor latente de vaporización a temperaturas similares. Estas diferencias juegan un rol esencial en la formación de la precipitación en las nubes donde el agua existe en las fases sólida (congelada) y líquida.

La atmósfera se satura cuando el aire se enfría hasta el punto de rocío o el punto de escarcha, con la adición de humedad, o mediante la mezcla isobárica de aire con temperaturas y contenidos de humedad diferentes (fig. 5.3). La condensación neta da lugar a la formación de rocío, bruma, niebla o nubes. En la atmósfera, se forman gotitas cuando el vapor se condensa sobre diminutas partículas higroscópicas, es decir, que tienen afinidad al agua. Estas partículas se denominan núcleos de condensación y el proceso se conoce como nucleación heterogénea. Se forman cristales de hielo cuando la temperatura está por debajo del punto de congelación y la nucleación del hielo ocurre, ya sea por deposición directa del vapor en un núcleo, o bien cuando el vapor se congela sobre un núcleo o se congela por contacto con un núcleo (todas formas de nucleación heterogénea), o bien a través de la congelación de vapor de agua puro a temperaturas inferiores a −40 °C (nucleación homogénea). Empleamos el término supersaturación para describir la condición que existe cuando la humedad relativa excede el 100 % y se produce la condensación neta o deposición.

5.1 Humedad atmosférica »
5.1.3 Fuentes de vapor de agua: evaporación y evapotranspiración

El transporte de agua y energía de la superficie a la atmósfera es principalmente producto de la evaporación del agua oceánica. Si consideramos que los océanos constituyen la mayor parte de la superficie de las regiones tropicales, las cuales reciben un exceso de calentamiento radiativo, comprenderemos cómo los ciclos globales de energía y de agua adquieren impulso en los trópicos. Es suficiente recordar que el océano Pacífico por si solo abarca casi la mitad de la circunferencia del planeta en el ecuador para ver la importancia de los océanos en las regiones tropicales como fuentes de vapor de agua. Si bien hay menos evaporación sobre tierra firme que sobre los océanos, su distribución juega un papel esencial en la iniciación y evolución de los sistemas meteorológicos convectivos. Las regiones de selva tropical, como el Amazonas, son fuentes importantes de vapor de agua.

La evaporación sobre el océano se estima por medio de una ecuación derivada de forma empírica utilizando métodos que se desarrollaron originalmente en la década de 1940:¹

      (2)

donde ρ es la densidad del aire;
v es la velocidad del viento;
q_s es la humedad específica de saturación en la superficie;
q_a es la humedad específica a 10 m de altura sobre la superficie;
C_w es el coeficiente de difusividad turbulenta, un factor relacionado con la rugosidad de la superficie.

El coeficiente C_w se altera para permitir la posibilidad de vientos muy flojos que se acercan a cero, como ocurre, por ejemplo, sobre el Pacífico tropical.

Podemos medir la evaporación mediante técnicas de correlación (o de covarianza) de la turbulencia² y sensores de la humedad relativa capaces de registrar cambios a escalas muy turbulentas (a veces menos de un segundo). Las tasas de evaporación se estiman también mediante los sensores de microondas satelitales capaces de detectar la radiación emitida por el vapor de agua, tal como se describe en el capítulo 2. La OMM establece los estándares para las mediciones de la evaporación.

En promedio, en las regiones hasta 30 grados de latitud a ambos lados del ecuador se observan tasas de evaporación mucho mayores que en latitudes más altas, y esta es una característica particular de los trópicos. Las tasas de evaporación más altas ocurren en el lado occidental de los océanos subtropicales (fig. 5.4) durante el invierno, cuando el aire continental frío y seco fluye sobre las corrientes oceánicas más cálidas, como la Corriente del Golfo o la Corriente de Kuroshio. Los vientos de superficie, que normalmente son más fuertes en invierno, también contribuyen a generar tasas de evaporación más altas. Las tasas de evaporación aumentan en las áreas de corrientes de entrada de los huracanes y donde los vientos de las tormentas aceleran sobre el océano. Las nubes convectivas profundas aumentan la tasa de evaporación debido a la velocidad del viento.

Conjunto de datos OAFlux: http://oaflux.whoi.edu/

5.1 Humedad atmosférica »
5.1.3 Fuentes de vapor de agua: evaporación y evapotranspiración »
Sección especial 5-2: Afloramiento

El afloramiento trae agua más fría y más densa de las zonas profundas a la superficie oceánica. Uno de los principales lugares donde se produce afloramiento en los trópicos es a lo largo del ecuador (fig. 5SE2.1). La tensión que ejercen los vientos del este sobre el agua crea una corriente que es desviada por acción de la fuerza de Coriolis hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. La divergencia resultante en la superficie hace que las aguas más frías surjan a la superficie desde zonas más profundas, lo cual tiene el efecto de reducir la temperatura de la superficie del mar y del aire.

Fig. 5SE2.1. Representación esquemática del afloramiento ecuatorial asociado con los vientos tropicales del este.

El afloramiento también ocurre junto a las costas, donde el agua de la superficie se desplaza mar adentro como resultado de las corrientes que fluyen a lo largo del litoral, como se ilustra en esta figura para el hemisferio sur (fig. 5SE2.2). Es famoso el intenso afloramiento que ocurre junto a la costa del noroeste de Sudamérica.

Fig. 5SE2.2. Representación esquemática del afloramiento en la costa asociado con el flujo de aire hacia el ecuador proveniente de las zonas de altas presiones subtropicales (para el hemisferio sur).

Encontrará información introductoria sobre las corrientes oceánicas y el afloramiento en el módulo de COMET titulado Introducción a las corrientes oceánicas.

5.1 Humedad atmosférica »
5.1.3 Fuentes de vapor de agua: evaporación y evapotranspiración »
5.1.3.1 Evapotranspiración

Otra fuente de vapor de agua es la transpiración, el proceso por el cual el vapor de agua pasa a la atmósfera a través de las estomas de las hojas de las plantas. La combinación del vapor de agua que aportan los procesos de evaporación y transpiración se denomina evapotranspiración (ET) y representa un componente importante del ciclo del agua (vea la fig. 5.1). Los siguientes factores determinan las tasas de ET para las plantas que reciben abundante agua:

• Radiación incidente: las tasas de ET aumentan a medida que aumenta la radiación incidente.
• Temperatura: las tasas de ET aumentan a medida que la temperatura sube hasta que se alcanza una temperatura óptima. Aunque la temperatura óptima varía según el tipo de planta, en términos generales es más alta para las plantas tropicales que para las de latitudes más altas. A medida que la temperatura excede la temperatura óptima, las tasas de ET decrecen.
• Humedad relativa: la ET aumenta con el gradiente de humedad relativa. Cuanto mayor el gradiente de humedad entre el aire sobre la superficie de las plantas y el suelo y el aire en el entorno, tanto mayor será la tasa de ET. A medida que la humedad relativa del aire aumenta, las tasas de ET disminuyen. En condiciones iguales, es más fácil que el agua evapore en aire más seco que en aire más húmedo.
• Viento: la tasa de ET en plantas que no están sometidas a estrés ambiental aumenta con la velocidad del viento. Cuando hay escaso movimiento del aire, el agua satura el aire alrededor de las hojas o sobre las superficies de agua. Cuando hay viento, el aire más seco sustituye el aire saturado. Observe que la evaporación ocurre incluso en condiciones de calma.
• Humedad disponible en el suelo: cuando hay poca humedad en el suelo, las plantas transpiran menos y cuando el suelo está muy seco se pueden incluso marchitar.
• Tipo de planta: las tasas de transpiración varían de un tipo de planta a otro. Por ejemplo, las plantas de regiones áridas transpiran menos para conservar agua.

La evapotranspiración potencial es una medida de la máxima pérdida de agua posible en un área bajo un conjunto de condiciones meteorológicas particular. La evapotranspiración potencial máxima anual ocurre cuando las temperaturas alcanzan sus niveles máximos en regiones tales como el desierto del Sahara (fig. 5.5). Los valores son muy bajos donde las temperaturas son bajas y hay poca vegetación, como en los Andes. Las tasas son relativamente bajas donde el gradiente de humedad entre la superficie y la atmósfera es débil y relativamente altas donde dicho gradiente es fuerte. La evapotranspiración potencial, que a menudo excede considerablemente la ET real, se mide por medio de evaporímetros y lisímetros.

Página web de la OMM sobre el desarrollo, mantenimiento y operación de los instrumentos, los métodos de observación y las estaciones meteorológicas automáticas:
https://www.wmo.int/pages/prog/www/IMOP/IMOP-home.html
Medición de la evaporación mediante evaporímetros y lisímetros:
http://www.meted.ucar.edu/hydro/basic_int/hydrologic_cycle_es/navmenu.php?tab=1&page=3.2.0

5.1 Humedad atmosférica »
5.1.4 Distribución del vapor de agua en la superficie

Antes de continuar, considere las preguntas siguientes: ¿Debería haber más o menos vapor de agua en los trópicos que en las latitudes medias? En general, ¿cree que los valores son coherentes en todas partes del globo? En caso contrario, ¿a qué puede deberse la variación?

Los mapas del conjunto completo de datos océano-atmósfera COADS (Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set)⁶ muestran que la humedad específica sobre los océanos tropicales oscila entre 3 y 24 g kg⁻¹ (vea la animación de la (fig. 5.6). Los valores más altos se registran en junio sobre el mar Arábigo y el norte del océano Índico. Se observa una banda ancha de humedad específica alta cerca del ecuador que sigue el ciclo estacional. No obstante, la humedad específica no es uniforme en todas las zonas de latitud. En enero, los valores más altos ocurren sobre las regiones ecuatoriales del Pacífico occidental, mientras los valores más bajos se observan en las regiones al noroeste de los océanos Pacífico y Atlántico. En julio, los valores más altos ocurren en las regiones al norte del Pacífico occidental, en el golfo de Bengala y en las aguas alrededor de la península Arábiga. A lo largo del año, se notan valores relativamente bajos de humedad específica en las regiones orientales del Pacífico y del Atlántico hacia los polos a partir de los 10 grados de latitud. También se observan valores relativamente bajos a lo largo del ecuador, sobre el Pacífico central y oriental.

¿Qué causa estas variaciones? (Escriba su respuesta en el campo siguiente.)

Fig. 5.6. Humedad específica mensual media para enero de 1945 a diciembre de 1989 (creado a partir del atlas de la superficie marina COADS⁶).

Animación de la humedad específica mensual media

Explicación

Las regiones de bajo contenido de vapor de agua están asociadas con las corrientes frías que fluyen desde los polos junto a las costas occidentales de los continentes y el afloramiento de agua fría en el ecuador.

La distribución de la humedad relativa es similar a la distribución de la humedad específica en la región de la vaguada ecuatorial (fig. 5.7). En esta región, la abundancia de humedad en la superficie junto con temperaturas casi constantemente elevadas produce niveles altos de humedad específica y humedad relativa. No obstante, la humedad relativa puede ser alta en aquellas regiones donde la humedad específica es baja. Por ejemplo, la humedad específica de saturación en la superficie es baja en las zonas tropicales de las cuencas oceánicas orientales afectadas por corrientes oceánicas frías y afloramiento.

Animación de la humedad relativa mensual media

Genere mapas a partir de datos de COADS: http://iridl.ldeo.columbia.edu/SOURCES/.COADS/
Genere mapas a partir de datos del atlas de la superficie marina:
http://iridl.ldeo.columbia.edu/SOURCES/.DASILVA/.SMD94/

5.2 Procesos adiabáticos y distribución vertical de la humedad »
5.2.1 Cambio de temperatura adiabático

Imagínese una parcela de aire de 1 kg de masa que ocupa un volumen aproximado de 1 m³ y suponga que tiene una superficie impermeable y no se produce ningún intercambio de calor con el aire circundante. Si el ambiente no gana ni pierde energía, cualquier cambio en el volumen de esa parcela de aire producirá un cambio en la energía interna de la parcela. Este tipo de cambio de temperatura se denomina adiabático.

¿Por qué es importante este proceso en meteorología? A medida que una parcela de aire asciende, encuentra presiones cada vez más bajas, como resultado de los cual su volumen aumenta y su energía interna disminuye, porque el proceso de expansión contra el aire circundante requiere energía. La reducción de la energía interna por volumen unitario causa la disminución de la temperatura con la altura a una tasa conocida como gradiente adiabático seco (0,98 °C por 100 m, ~10 °C por km). Si la temperatura sigue disminuyendo hasta que la parcela alcanza el punto de rocío, se produce condensación. El enfriamiento adicional ocurre de acuerdo con el gradiente adiabático saturado, cuya tasa de enfriamiento es más lenta debido a la liberación de calor latente que se produce con la condensación.

Cuando una parcela de aire desciende, el aire circundante la comprime. A medida que el volumen disminuye, la energía interna aumenta, la temperatura sube y la humedad relativa disminuye.

A veces resulta conveniente usar la temperatura potencial θtemperatura potencial θ en lugar de la temperatura, porque cada parcela de aire tiene un valor de temperatura potencial particular que permanece igual mientras que la parcela asciende o desciende siguiendo un proceso adiabático seco. Con una parcela de aire saturado suponemos que en determinado momento todo el condensado precipitará. Este proceso se denomina pseudoadiabático (se elimina parte del calor latente con la precipitación) y la temperatura potencial equivalente θ_e permanece igual. Para predecir si la convección generará precipitaciones intensas, observamos el movimiento del aire con valores de θ_e altos. Por ejemplo, en la situación de la figura 5.8 hubo lluvias intensas dentro del eje de θ_e máxima a la altura de 850 hPa.⁷ En este caso, se produjo un máximo de lluvia y hubo inundaciones repentinas donde del aire con valor θ_e alto se vio forzado a ascender a lo largo de las montañas del este de Jamaica.

5.2 Procesos adiabáticos y distribución vertical de la humedad »
5.2.2 Nubes tropicales »
5.2.2.1 Formación y tipos de nubes tropicales

Animación de la formación de nubes por nucleación heterogénea.

La capa de nubes tropical está dominada por las nubes cumuliformes: cúmulos de escaso desarrollo vertical, estratocúmulos, cumulonimbos y cúmulos congestus (p. ej., fig. 5.10).

5.2 Procesos adiabáticos y distribución vertical de la humedad »
5.2.2 Nubes tropicales »
5.2.2.2 Convección en cúmulos

La altura a la cual una parcela que asciende se torna más caliente (menos densa) que el aire circundante se denomina nivel de convección libre (NCL). Cuando la parcela alcanza el nivel de convección libre, sigue ascendiendo libremente, a menos que llegue a una región donde es tan fría (densa) como el aire circundante. Este nivel superior es el nivel de equilibrio (NE).

El empuje integrado verticalmente entre el nivel de convección libre y el nivel de equilibrio se denomina energía potencial convectiva disponible (EPCD, o CAPE, por sus siglas en inglés).^8,9 La CAPE es el área positiva entre el perfil de temperatura ambiente y la adiabática húmeda que conecta el NCL y el NE en un diagrama termodinámico (fig. 5.11).

La CAPE, que se mide en julios por kilogramo (J kg⁻¹), se puede calcular con la ecuación 3:

      (3)

donde g es la aceleración causada por la gravedad (m s⁻¹), z es la altitud (m), θ es la temperatura potencial de la parcela de aire ascendente (en K) y es la temperatura potencial del entorno (en K).

En las tormentas eléctricas, son frecuentes valores de CAPE en el rango de 1000 a −2000 J kg⁻¹, aunque pueden exceder los 4000 J kg⁻¹ en tormentas muy intensas y solo llegan a 700 J kg⁻¹ en los cúmulos de escaso desarrollo vertical en la región de los alisios. El parámetro CAPE es muy útil para diagnosticar la convección, porque está directamente relacionado con la velocidad potencial máxima W_máx de la corriente ascendente:

    (4)

Sobre los océanos tropicales, donde la diferencia de temperatura entre la parcela y el ambiente es de 1 K o menos^10,11 las velocidades de las corrientes ascendentes son menores que en las tormentas severas que se forman en las latitudes medias de los continentes, donde hay diferencias de temperatura de varios grados. En realidad, W_máx se puede reducir por un factor de hasta 2, porque la medida de empuje hidrostático que utiliza solo la diferencia de temperatura no toma en cuenta todos los efectos. La CAPE no siempre estima con exactitud la contribución de ciertos efectos al empuje hidrostático en las tormentas convectivas intensas,^12,13 tales como las variaciones en la carga de agua líquida y el arrastre e incorporación de aire no saturado del medio ambiente a la circulación turbulenta de la nube.

Cuando una parcela alcanza el nivel de equilibrio, no se detiene abruptamente, sino que oscila alrededor del nivel de equilibrio y luego se extiende para adquirir la forma de yunque en la cima de la nube.

Durante su ascenso a través de la nube, las parcelas arrastran gotitas de agua o cristales de hielo (según la temperatura). En determinado momento, las gotitas de agua y los cristales de hielo se vuelven suficientemente pesados como para caer o precipitar de la nube. La precipitación y el aire fresco que esta arrastra hacia abajo forman una corriente descendente. Cuanto más fría esta corriente, tanto más rápido acelera a medida que desciende. La evaporación de la lluvia debajo de la base de la nube enfría aún más la corriente descendente y forma una «bolsa de aire frío» que se expande rápidamente desde la célula convectiva. En los trópicos, la bolsa de aire frío (que también se conoce como frente de racha) es mucho más débil que en las latitudes medias, excepto en las grandes líneas de turbonada tropicales.

La etapa final del ciclo de vida de la célula convectiva está dominada por corrientes descendentes y empuje hidrostático negativo. Se forman células nuevas a medida que el aire asciende por la frontera de la bolsa de aire frío. La figura 5.12 ilustra las etapas de la convección continental húmeda.

Puede aprender más sobre el empuje hidrostático y CAPE en el módulo Principios de convección I: Empuje hidrostático y CAPE: http://www.meted.ucar.edu/mesoprim/cape_es/index.htm. Exploraremos el tema de la convección tropical en capítulos posteriores.

5.2 Procesos adiabáticos y distribución vertical de la humedad »
5.2.2 Nubes tropicales »
Sección especial 5-3: Empuje hidrostático

Considere una parcela ascendente (fig. 5SE3.1.) con temperatura T_parcela, volumen V_parcela y densidad ρ_parcela que desplaza un volumen igual de aire en el ambiente con temperatura T_amb y densidad ρ_amb. El empuje hidrostático neto, una función de la diferencia de densidad entre la parcela de aire y su entorno, se expresa en términos de fuerza por unidad de masa:

     (E5-3.1)

Cabe observar que esta medición es una sobreestimación, ya que ignora los efectos de la disminución del vapor de agua y del aumento de agua condensada, que reducen el empuje hidrostático, especialmente en los trópicos.

Fig. 5SE3.1. Representación esquemática de la corriente ascendente generada por el ascenso de una parcela de aire de temperatura más alta y densidad más baja respecto del aire circundante.

5.2 Procesos adiabáticos y distribución vertical de la humedad »
5.2.2 Nubes tropicales »
5.2.2.3 Cantidad y distribución de las nubes tropicales

La cantidad de nubes en una región en particular depende de la humedad relativa y la disponibilidad de mecanismos para elevar el aire hasta el punto de saturación. Por lo tanto, en la zona de convergencia intertropical (ZCIT)¹⁴ y las regiones del monzón asiáticomonzón asiático hay grandes cantidades de nubes, mientras en las zonas de alta presión subtropicales las nubes son relativamente escasas, como en el desierto del Sahara, donde se registran los niveles más bajos (fig. 5.13). Sin embargo, en ciertas regiones dentro del cinturón de alta presión subtropical encontramos cantidades muy altas de nubes. Por ejemplo, las cantidades de nubes en las regiones subtropicales del Pacífico y del Atlántico oriental exceden el 70 %.

¿Qué factores pueden estar contribuyendo a la alta nubosidad en estas áreas? ¿Cree que las nubes en el Pacífico y el Atlántico oriental son de los mismos tipos que las nubes en la ZCIT? (Escriba su respuesta en el campo siguiente.)

Explicación

Recuerde la distribución de la humedad relativa en la superficie (fig. 5.7). Los bordes orientales de los océanos tropicales están marcados por corrientes frías y por el afloramiento provocado por el transporte del agua de superficie hacia el oeste en respuesta a los alisios del este. Dentro de la capa límite fría y húmeda resultante se forman estratocúmulos. Las condiciones predominantes de alta presión, aire descendente y calentamiento adiabático causan el aumento de la temperatura con la altura encima de la capa límite fría y relativamente poco profunda. Los perfiles de temperatura potencial del equivalente líquido θ_l y la humedad específica del agua total q_t ilustran la gran diferencia que existe entre la capa límite fría y húmeda y la atmósfera libre cálida y seca (fig. 5.14).¹⁵

Fig. 5.14. Representación esquemática de una capa de estratocúmulos bien mezclada que no genera precipitación, con datos superpuestos del vuelo de investigación realizado cerca de 30°N, 120°O. Los trazados muestran el rango completo, el cuartil medio y la media de la temperatura potencial del equivalente líquido θ_l y la humedad específica q_t de todos los datos sobre la región estudiada. La altura de la base y la cima de las nubes se indican a la izquierda (cortesía del Dr. Bjorn Stevens).

Las observaciones del 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)¹⁶ ilustra el cambio en el tipo y la profundidad de las nubes a medida que nos aproximamos al ecuador desde las zonas subtropicales. La profundidad de las nubes varía con la altura de la inversión de los alisiosLa profundidad de las nubes varía con la altura de la inversión de los alisios.^14,17 Los tipos de nubes varían de cúmulos de escaso desarrollo vertical a cúmulos congestus y cumulonimbos en la ZCIT¹⁸ (fig. 5.15). Existen tendencias similares en cuanto a cantidad y profundidad de las nubes a lo largo del Pacífico central y oriental, excepto que hay una única ZCIT (fig. 5.16).

Con frecuencia, los cúmulos de poco desarrollo vertical se congregan y forman líneas, grupos^19,20 o células,²¹ mientras los cumulonimbos a menudo se organizan en sistemas de mesoescala (escala del orden de 100 km)^22,23,24 como los que se observan dentro de la ZCIT en la figura 5.16.

Análisis de imágenes satelitales del African Monsoon Multidisciplinary Analysis (AMMA):
http://amma-international.org/
Lección del Prof. Robert Houze sobre las nubes en la zona de la vaguada ecuatorial:
http://www.asp.ucar.edu/colloquium/2001/houze.pdf

CIMSS, secuencia anual de la radiación de onda larga saliente media mensual:
http://cimss.ssec.wisc.edu/wxwise/gifs/LWALL.mpg
CIMSS, secuencia anual de albedo medio mensual:
http://cimss.ssec.wisc.edu/wxwise/gifs/ALBALL.mpg

5.2 Procesos adiabáticos y distribución vertical de la humedad »
5.2.3 Energía termodinámica o estática

El movimiento de la energía desde la superficie tropical hasta la atmósfera es un aspecto importante del ciclo de energía global. En esta sección examinaremos la energía en el interior de una parcela de aire. De forma específica, consideraremos lo que se suele denominar energía termodinámica o estática, que es la suma de los siguientes factores:

1. La energía potencial, que está asociada a la fuerza de gravedad o la posición en relación con el centro de la Tierra.
2. El calor sensible o energía interna, que depende de la temperatura.
3. El calor latente, que se absorbe o libera durante los cambios de fase del agua.

La energía termodinámica conservada por las parcelas de aire individuales durante el movimiento adiabático vertical se puede describir en forma de ecuación:

energía estática seca = calor sensible + geopotencial

     (5)

energía estática húmeda = calor sensible + geopotencial + calor latente

     (6)

donde L es el calor latente, c_p es el calor específico a presión constante, g es la aceleración de la gravedad y z es la altitud.

A veces, la energía estática húmeda y la temperatura potencial equivalente θ_e se usan de forma intercambiable, debido a esta relación:²⁵

     (7)

Aquí T es la temperatura en el nivel de condensación. Se supone que todo el condensado precipita de inmediato. Esta aproximación es menos exacta en la troposfera superior de los trópicos.²⁵

La energía termodinámica de la atmósfera tropical, que se ilustra mediante perfiles de θ_e, presenta un valor mínimo en la troposfera media²⁶ (fig. 5.17).

Conforme la cantidad de precipitación aumenta, también aumenta la energía estática húmeda en la troposfera baja a media. Entre 700 y 600 hPa, θ_e aumenta de 316 K a 335 K a medida que las condiciones varían de buen tiempo a lluvias generalizadas. θ_e también aumenta cerca de la superficie, pero solo unos cuantos grados.

La figura 5.18 ilustra la enorme diferencia que existe entre la energía termodinámica de un ambiente de buen tiempo y de un ambiente con convección profunda y lluvias generalizadas. La temperatura varía poco; y por lo tanto gran parte de la diferencia se debe al contenido de humedad en la troposfera baja y media. Se observan cambios similares delante y detrás de los sistemas convectivos grandes.

Si bien la energía estática húmeda de la troposfera media es el indicador principal de la cantidad de lluvia, pueden producirse cambios importantes en la superficie. Tanto la energía estática húmeda h como la energía estática seca s decrecen abruptamente durante el paso del borde delantero de una fuerte línea de nubes convectivas de mesoescala (fig. 5.19). Mientras s comienza a aumentar tras su paso, h sigue disminuyendo pese a la reducción de la intensidad de la lluvia. Tras la precipitación más intensa, tanto s como h aumentan paulatinamente hasta retornar a su valor inicial, más de 160 km detrás del borde delantero del sistema.

5.2 Procesos adiabáticos y distribución vertical de la humedad »
5.2.4 Perfiles termodinámicos medios de la atmósfera tropical

En comparación con las latitudes medias, la atmósfera tropical es bastante uniforme. Por ejemplo, la variación anual de la temperatura de la superficie del suelo es menor que o igual a la variación media diurna. Es tentador pensar que las condiciones termodinámicas medias sobre los océanos tropicales se pueden representar con un único sondeo, pero la realidad es que las condiciones termodinámicas medias son variadas. Los perfiles de humedad relativa (fig. 5.20), de temperatura potencial y de temperatura potencial equivalente (fig. 5.21) ilustran las variaciones que existen sobre el Caribe,^29,30,31 el norte del Atlántico tropical, el Pacífico occidental tropical^32,33 y el mar Arábigo oriental.³⁴

Los sondeos de los estudios GATE, TOGA/COARE y KWAJEX muestran que hay mayores cantidades de energía termodinámica o estática húmeda sobre el Pacífico occidental tropical que sobre el Atlántico occidental tropical (figs. 6.21c y d). La diferencia se debe principalmente a una temperatura de superficie del mar (TSM) media más alta en el Pacífico (29,1 °C) en comparación con el Atlántico (27-28 °C).³⁴ A veces los sistemas convectivos en las dos regiones duplican las características de humedad de los sondeos medios en general. Por ejemplo, la figura 6.20d muestra que las líneas convectivas de movimiento rápido registradas en GATE eran más secas que las líneas convectivas del Pacífico occidental, lo cual coincide aproximadamente con el perfil medio en general (fig. 5.20c). No obstante, en GATE las líneas convectivas de movimiento más lento presentan niveles de humedad relativa mayores del 80 % hasta el nivel de 600 hPa.

Las diferencias en la distribución vertical de la humedad dentro de ciertas regiones vienen determinadas por la presencia o ausencia de convección con precipitación y la región de la convección en la que se genera el perfil. Observe la diferencia entre los entornos convectivos y no convectivos sobre el mar Arábigo oriental (fig. 5.21e). La distribución vertical de la humedad también se ve afectada por intrusiones de aire seco de las borrascas o ciclones de latitudes medias, que en ocasiones se extienden hasta los trópicos.^35,36 Encontrará más información sobre la energía termodinámica observada en varios proyectos de campo tropicales en Lucas y Zipser (2000).²⁷

Información de CIMSS sobre la capa de aire del Sahara:
http://www.aoml.noaa.gov/hrd/project2007/sal.html
Diagnósticos CIMSS de la capa de aire del Sahara en tiempo real:
http://tropic.ssec.wisc.edu/real-time/salmain.php?&prod=splitEW&time

5.3 Precipitación »
5.3.1 Procesos de precipitación

La mayor parte de la precipitación tropical cae en forma de lluvia, lo cual es lógico, ya que las temperaturas de la mayor parte de la superficie y la troposfera inferior se encuentran por encima del punto de congelación. La típica gota de lluvia tiene un radio aproximado de 1 mm, mientras el radio típico de las gotitas nubosas está en el rango de decenas de micrómetros (µm).³⁷ ¿Cómo se transforman en gotas de lluvia las gotitas nubosas? Dado que la tasa de aumento del radio de las gotitas decrece con el tiempo³⁷ (fig. 5.22), no pueden alcanzar un tamaño suficiente por condensación. Las gotitas nubosas calientes crecen y forman precipitación a través del proceso de colisión y coalescencia³⁸ (fig. 5.22). Las gotitas más grandes caen por gravedad y crecen a medida que chocan con las gotitas pequeñas y se incorporan a ellas.

Animación del proceso de colisión y coalescencia en nubes calientes

El proceso de colisión y coalescencia es más eficiente en aquellas nubes que contienen núcleos de condensación de una amplia gama de tamaños y una profunda capa saturada cálida. Estas condiciones, que son frecuentes en las áreas tropicales húmedas, producen lluvias abundantes. No obstante, muchas nubes tropicales que se hallan debajo de una inversión en los niveles inferiores (fig. 5.15),¹⁸ como es el caso de los cúmulos en la región de los alisios, pueden existir sin generar precipitación (o bien generando precipitación poco eficiente). Por ejemplo, durante el programa de estudio de la lluvia en los cúmulos sobre el océano (Rain in Cumulus over the Ocean, RICO)¹⁶ se observó que algunos grupos de cúmulos de los alisios pasaban por las etapas de crecimiento, disipación y formación de nuevas células durante horas sin generar precipitación. En distintos momentos durante la vida del sistema nuboso una «torreta» surgía del agrupamiento y dentro de unas decenas de minutos se producía precipitación. Se está estudiando activamente el comienzo y la evolución de la precipitación en nubes tropicales poco profundas para comprender la influencia relativa de la microfísica y la turbulencia, ambos factores que afectan los movimientos verticales.¹⁵

En las nubes frías, los cristales de hielo crecen por deposición, escarchado y acreción. En las nubes de fase mixta, el hielo crece rápidamente a expensas del líquido, porque la presión de vapor de saturación es menor respecto del hielo que del agua (fig. 5.23a), un proceso que se conoce como mecanismo de Bergeron-Findeisen. En los cumulonimbos, que son comunes en las regiones continentales y las ZCIT oceánicas ecuatoriales,³⁹ los procesos cálidos y fríos contribuyen a la precipitación (fig. 5.23b).

Compare los procesos de precipitación en los cumulonimbos sobre los océanos y sobre los continentes tropicales:
Animación del proceso de precipitación sobre el océano
Animación del proceso de precipitación sobre los continentes

Lluvia en los cúmulos sobre el océano (Rain in Cumulus over the Ocean, RICO):
http://www.eol.ucar.edu/projects/rico/

5.3 Precipitación »
5.3.2 El impacto de los aerosoles: marinos y continentales

Los aerosoles presentes en la atm&oacure;sfera —y especialmente la cantidad de núcleos de condensación— influyen en los procesos microfísicos que conducen a la formación de precipitaciones. En términos generales, los núcleos de condensación están más concentrados en el aire continental que en el aire marítimo, de modo que las nubes continentales contienen mayores concentraciones de gotitas en comparación con las nubes marinas.⁴⁰ Para una determinada cantidad de agua líquida, muchas partículas de aerosol llevan a la producción de muchas gotitas pequeñas, mientras la presencia de pocos aerosoles da como resultado la producción de pocas gotitas, pero más grandes (fig. 5.24a). Un rango de tamaños de gotitas reducido implica una cantidad menor de colisiones. Por lo tanto, las gotitas en las nubes marinas tienen mayores probabilidades de crecer por colisión y coalescencia que las de las nubes continentales⁴¹ (fig. 5.24b).

Los efectos de los aerosoles en las nubes y la precipitación son complejos y se están estudiando de forma activa. Por ejemplo, dependiendo de las circunstancias particulares, un cambio en la cantidad y el tamaño de los núcleos de condensación puede intensificar o inhibir la precipitación. La precipitación puede inhibirse donde hay grandes cantidades de aerosoles continentales, como a barlovento de una ciudad, de un incendio petrolero o de una quema de biomasa,^42,43,44 mientras la adición de unos pocos núcleos de condensación grandes puede intensificar la precipitación.⁴⁵

Es más, el área de superficie de muchas gotitas produce un aumento en la dispersión de la luz y aumenta el brillo de las nubes con aerosoles continentales.^46,47 Las nubes que se forman a barlovento de los escapes de los buques demuestran claramente este fenómeno y se pueden identificar en las imágenes satelitales como «estelas» de los buques (fig. 5.25).

La cantidad relativa de radiación solar reflejada o absorbida por una nube es una indicación del tamaño de los aerosoles que contiene. La cantidad total de luz reflejada dividida entre la cantidad total de luz absorbida es inversamente proporcional al «radio efectivo» (r_ef) de las gotitas de la nube.⁴⁸ Para un contenido de agua líquida dado, las gotitas más grandes reflejan menos pero absorben más que las gotitas más pequeñas. En nubes calientes, r_ef es la suma del volumen de todas las gotas dividida entre la suma de sus superficies. Las gotitas nubosas con un valor r_ef mayor de 14 µm suelen estar precipitando.³⁸ Es posible usar r_ef y su relación con la temperatura (T) en la cima de las nubes derivada por satélite para definir cinco zonas microfísicas en las nubes convectivas profundas,⁴⁸ aunque las nubes individuales no se ajustan necesariamente a este modelo idealizado (fig. 5.26):

1. Zona de crecimiento de las gotitas difusas, donde las gotitas crecen por condensación.
2. Región de crecimiento de las gotitas por coalescencia.
3. Región de lluvia, donde el radio efectivo es estable. El crecimiento por coalescencia es equilibrado por la pérdida de las gotitas más grandes; la nube produce lluvia mientras crece.
4. Región de fase mixta.
5. Zona de glaciación.

En referencia a las relaciones conceptuales descritas en la figura 5.26, casi todas las gotitas nubosas quedan nucleadas en la base de las nubes convectivas y luego crecen, principalmente por difusión.^48,49 Las nubes continentales exhiben un valor r_ef menor en la base de la nube, una zona de crecimiento por difusión bien desarrollada y una zona de fase mixta más fría que las nubes marinas (fig. 5.26c). El espesor de la zona de difusión es una medida de la «continentalidad» de una nube. En el caso continental extremo (nubes contaminadas, fig. 5.26d), la zona de coalescencia desaparece y la zona de fase de mezcla es muy fría. En el caso de las nubes marinas (limpias), el valor de r_ef es grande en la base de la nube, la zona de difusión es insignificante y la zona de lluvia es profunda (fig. 5.26b). Las gotitas crecen más rápido por encima de la base de la nube, lo cual implica que el proceso de coalescencia domina más en las nubes marinas que en las nubes continentales. Las nubes marinas alcanzan el punto de glaciación a temperaturas cerca de −10 °C, mientras las nubes continentales suelen glaciar a menos de −15 °C. Las nubes llenas de humo alcanzan el punto de glaciación a temperaturas de −20 a −25 °C.⁴⁹

Aparte el tamaño de los aerosoles, el contenido mineral también puede influir en la tasa de condensación, la precipitación subsiguiente y la duración del ciclo de vida de las nubes. Por ejemplo, las transformaciones químicas entre el humo reciente y el humo viejo pueden alterar la actividad de los núcleos de condensación y las características de la nube.⁵⁰ En el año 2005 se estudiaron estos efectos comparando diversas áreas del Atlántico tropical en las cuales había principalmente aerosoles marinos (30 a 20°S), humo (20°S a 5°N) y polvo mineral (5°S a 20°N).Las imágenes satelitales permitieron descubrir que el humo y el polvo mineral tienden a suprimir la precipitación, aunque aumentan la cobertura de nubes.⁵¹

El descubrimiento de que los aerosoles de hollín pueden aumentar la bruma oscura y reducir la cantidad de cúmulos en la zona de los alisios sobre los océanos tropicales ilustra aún más la naturaleza compleja de los efectos de los aerosoles.⁵² Otro estudio determinó que las partículas de agua marina pueden restaurar la precipitación en nubes convectivas contaminadas si los vientos y el movimiento vertical son favorables.⁵³ Finalmente, cabe notar que los procesos de precipitación no sienten solo los efectos de los aerosoles, sino también los de procesos dinámicos tales como la mezcla turbulenta de las partículas de las nubes.

5.3 Precipitación »
5.3.3 Clasificación de la precipitación tropical

Ahora que hemos examinado los procesos generales de formación de la precipitación, es natural que consideremos otras propiedades de la precipitación, como la tasa, la cantidad, la duración, la distribución espacial, la distribución temporal y la organización de los sistemas de precipitación.

La mayor parte de la precipitación en los trópicos es producida por sistemas nubosos organizados de escalas de longitud del orden de 100 a 1000 km cuyo ciclo de vida oscila entre varias horas y un día.^18,24 Los sistemas tormentosos de esta escala se denominan sistemas convectivos de mesoescala (SCM).^18,20,22

Las tasas de precipitación convectiva y estratiforme en los SCM a lo largo de las regiones tropicales del planeta se derivan a partir de las mediciones realizadas con el radar de precipitación de la misión de medición de la lluvia tropical (Tropical Rainfall Measurement Mission, TRMM),⁵⁷ el primer radar de precipitación a bordo de un satélite. En promedio, a lo largo de los trópicos se observa una razón de lluvia convectiva a lluvia estratiforme de 4 a 1 (tabla 1).⁵⁸ Sobre tierra firme, las tasas de lluvia convectiva son de un orden de magnitud mayor que las tasas de lluvia estratiforme. Aunque la lluvia estratiforme solo representa el 40 % de la lluvia total, las regiones con tasas de precipitación estratiforme cubren aproximadamente dos veces el área que las regiones con tasas de precipitación convectiva (tabla 5.1).

(Adaptado de Schumacher y Houze.⁵⁸)

El porcentaje de lluvia estratiforme aumenta con la latitud más allá de los 20 grados del ecuador, pero excede las cantidades de lluvia convectiva solo al sur de 30°S (fig. 5.28). Dentro de los 20 grados del ecuador, menos del 40 % de la precipitación acumulada es estratiforme; la precipitación convectiva produce la mayor parte de la lluvia en la zona ecuatorial.

Una tercera categoría de precipitación tropical es la precipitación convectiva poco profunda producida por sistemas de nubes que no están organizados en forma de SCM.

5.3 Precipitación »
5.3.3 Clasificación de la precipitación tropical »
Sección especial 5-4: Ciclo de vida de una línea de turbonada tropical con región estratiforme a la zaga

Esta animación de un modelo conceptual presenta una línea de turbonada tropical como una serie de cortes que muestran su desplazamiento de este a oeste. Las áreas blancas representan el contorno de las nubes y las azules, las áreas de precipitación. Las flechas indican el flujo del aire respecto del movimiento de la tormenta. La precipitación más intensa se halla en las células convectivas altas cerca del frente del sistema, cuya mayor reflectividad se representa por medio de torres de color rojo.

Fig. 5SE4.1. Modelo conceptual (sección vertical) del ciclo de vida de una línea de turbonada tropical.

Animación del modelo conceptual de línea de turbonada tropical

El sistema crece a partir de una célula convectiva inicial, se intensifica y su estructura se vuelve más compleja (fig. 5SE4.1). A medida que el sistema madura, se forman nuevas células convectivas a lo largo de la frontera de la corriente de salida (el frente de racha) de las células antiguas, las cuales se disipan. Detrás del sistema se forma una extensa región de precipitación estratiforme, indicada en verde en las figuras. La línea color rojo en la región de precipitación estratiforme muestra la alta reflectividad asociada con la fusión de los cristales de hielo que forma las gotas de lluvia.⁵⁴ A diferencia de una tormenta ordinaria de una sola célula (fig. 5.12), este sistema multicelular puede durar varias horas, debido a la formación de células nuevas y a la separación de su corriente ascendente de las corrientes descendentes. El sistema es soportado por una corriente ascendente cálida y húmeda que va desde el borde delantero hacia la parte de atrás de la tormenta. La precipitación crea las corrientes descendentes y un flujo desde atrás hacia el frente de la tormenta en la troposfera media. Esta estructura es común para las líneas de turbonada en todas partes de los trópicos. Aunque no se muestra en estas figuras, la cizalladura vertical del viento también tiene un rol importante en la organización de los SCM.²⁰

Un SCM observado durante el estudio de campo de análisis multidisciplinario del monzón africano (African Monsoon Multidisciplinary Analysis, AMMA) de 2006⁵⁶ exhibió una estructura similar a medida que se propagaba hacia el oesudoeste (figs. 5SE4.2, 5SE4.3).

Fig. 5SE4.2. Imágenes de reflectividad de radar de una línea de turbonada tropical en África occidental el 31 de julio de 2006.

Fig. 5SE4.3. Sección transversal de reflectividad de radar a través de una línea de turbonada tropical en África occidental el 31 de julio de 2006.

Las imágenes de radar provienen del radar del Massachusetts Institute of Technology (MIT) que se utilizó en Niamey (Níger) para apoyar el programa AMMA. Imágenes cortesía del Dr. Earle Williams.

Si bien el movimiento prevaleciente en los trópicos es de este a oeste, los SCM también se desplazan desde el oeste hacia el este bajo los efectos de diferentes cortantes de viento vertical.^20,32 La figura 2.8 del capítulo 2 muestra ejemplos de sistemas convectivos de mesoescala bajo regímenes de vientos del este y del oeste.

5.3 Precipitación »
5.3.3 Clasificación de la precipitación tropical »
Sección especial 5-5: Medición de la precipitación tropical

La precipitación sobre determinada zona suele estimarse a partir de una red de pluviómetros (vea fig. 5SE5.1). Dado que en la mayoría de los casos los pluviómetros se hallan en lugares donde hay una población permanente, no están distribuidos de manera uniforme; en consecuencia, los mapas derivados exclusivamente a partir de datos de pluviómetro presentan zonas sin datos, por ejemplo sobre el océano y en lugares inaccesibles. El tipo de pluviómetro y su ubicación introduce un grado de incertidumbre adicional.⁵⁹ Dada la distribución desigual de la precipitación en el tiempo y en el espacio, el análisis de los datos pluviométricos representa un reto.

Fig. 5SE5.1. La red mundial de pluviómetros.

El proyecto de climatología de la precipitación global (Global Precipitation Climatology Project, GPCP)⁶⁰ fue fundado en 1986 por el Programa Mundial de Investigaciones Climáticas (PMIC) con el fin de crear análisis comunitarios de la precipitación global. El GPCP representa un análisis fusionado que incorpora las estimaciones de precipitación de los datos de microondas de los satélites de órbita baja, los datos IR de los satélites en órbita geosincrónica y las observaciones pluviométricas de superficie.⁶¹ Existen otros conjuntos de datos de uso difundido, como CMAP⁶² y CMORPH.⁶³

El radar de precipitación de la misión de medición de la lluvia tropical (Tropical Rainfall Measuring Mission, TRMM),⁵⁷ el primer radar de precipitación a bordo de un satélite, ha producido un importante conjunto de datos de tasas de precipitación⁵⁸ y la estructura vertical de la precipitación para regiones que antes carecían por completo de datos.^39,64 El generador de imágenes por microondas del TRMM (TRMM Microwave Imager, TMI) ha mejorado la tecnología de percepción por microondas, cuyas bases fueron sentadas en 1987 con el sensor especial y generador de imágenes de microondas (Special Sensor Microwave/Imager, SSM/I) del programa de satélites meteorológicos del Departamento de Defensa (Defense Meteorological Satellite Program, DMSP) de EE.UU. (capítulo 2, sección 2.5.3).

La misión de precipitación global (Global Precipitation Mission, GPM) ha mejorado el muestreo espacial y temporal de la precipitación. La constelación de satélites de GPM genera vistas de aproximadamente el 80 % del globo a intervalos de 3 horas (capítulo 2, sección de enfoque 2).

El radar de precipitación de la misión de medición de la lluvia tropical (Tropical Rainfall Measuring Mission, TRMM),⁵⁷ el primer radar de precipitación a bordo de un satélite, ha producido un importante conjunto de datos de tasas de precipitación⁵⁸ y la estructura vertical de la precipitación para regiones que antes carecían por completo de datos.^39,64 El generador de imágenes por microondas del TRMM (TRMM Microwave Imager, TMI) ha mejorado la tecnología de percepción por microondas, cuyas bases fueron sentadas en 1987 con el sensor especial y generador de imágenes de microondas (Special Sensor Microwave/Imager, SSM/I) del programa de satélites meteorológicos del Departamento de Defensa (Defense Meteorological Satellite Program, DMSP) de EE.UU. (capítulo 2, sección 2.5.3).

La futura misión de precipitación global (Global Precipitation Mission, GPM) es una misión satelital cuyo objetivo consiste en mejorar el muestreo espacial y temporal de la precipitación. La constelación de satélites de GPM generará vistas de aproximadamente el 80 % del globo a intervalos de 3 horas (capítulo 2, sección de enfoque 2).

TRMM: http://trmm.gsfc.nasa.gov/
GPCP: http://www.gewex.org/data-sets-global-precipitation-climatology-project-gpcp/
Análisis global de la precipitación, NASA: http://precip.gsfc.nasa.gov/
Centro de climatología de precipitación global: http://gpcc.dwd.de/
CMORPH: http://www.cpc.noaa.gov/products/janowiak/cmorph_description.html
CMAP: http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/global_precip/html/wpage.cmap.html
GPM: http://pmm.nasa.gov/GPM
OMM, instrumentos y métodos de observación:
https://www.wmo.int/pages/prog/www/IMOP/IMOP-home.html

5.3 Precipitación »
5.3.4 Precipitación anual

El mapa de precipitación media anual (fig. 5.29a, arriba) indica que las regiones más húmedas de los trópicos son el «continente marítimo» (región que comprende muchas islas, penínsulas y mares pocos profundos del sudeste asiático), la ZCIT sobre el Pacífico y Amazonia. La latitud media de la ZCIT sobre el Atlántico y el Pacífico se ubica al norte del ecuador y produce el pico de precipitación anual en la región cerca de 7°N (fig. 5.29b, arriba). Se registran índices de precipitación muy altos sobre la Zona de Convergencia del Pacífico Sur o ZCPS (el eje de valores máximos se extiende hacia el sudeste desde Nueva Guinea, al norte de Australia) y la Zona de Convergencia del Atlántico Sur o ZCAS (el eje se extiende hacia el sudeste desde Brasil). Se observa una zona de precipitación relativamente baja sobre la región central del sur de Indonesia, en el medio de las regiones más húmedas.

Animación de imágenes mensuales compuestas de presión al nivel del mar y vientos de superficie

Las regiones más áridas son el Sahara, la península Arábiga, el Pacífico Sur y oriental, y el Atlántico Sur. Estas regiones se hallan debajo de anticiclones semipermanentes.

En los trópicos, las mayores acumulaciones de lluvia son producto de sistemas de mesoescala organizados que generan tanto precipitación de convección profunda como precipitación estratiforme (fig. 5.31a, b). La precipitación convectiva poco profunda es predominantemente oceánica y ocurre principalmente fuera de las áreas donde las tasas de precipitación son altas (fig. 5.31c).

La precipitación tropical se manifiesta también en forma de nieve y hielo, lo cual contribuye a mantener glaciares hasta en las zonas ecuatoriales. Por ejemplo, encontramos glaciares tropicales en los Andes, los Himalayas, África oriental, Indonesia y México.⁶⁵ Aunque la nieve y el hielo representan una fracción diminuta de la precipitación tropical, los glaciares son depósitos que mantienen el agua del suelo en las regiones áridas y, como tales, constituyen un elemento esencial del ciclo del agua a nivel regional. La disminución en la cantidad de nieve que cae y el deshielo provocado por el aumento de las temperaturas de superficie ha acelerado la contracción de los glaciares tropicales, causando preocupación acerca de la posibilidad de sequías e inundaciones catastróficas en el futuro.⁶⁵

Análisis interactivo del proyecto climatológico sobre la precipitación global
(Global Precipitation Climatology Project, GPCP):
http://precip.gsfc.nasa.gov/
Sistema de análisis y visualización en línea del TRMM
(TRMM Online Visualization and Analysis System, TOVAS):
http://disc2.nascom.nasa.gov/Giovanni/tovas/
Perspectiva a nivel mundial para nieve, hielo y glaciares tropicales:
http://www.unep.org/geo/geo_ice/PDF/GEO_C6_B_LowRes.pdf

5.3 Precipitación »
5.3.4 Precipitación anual »
Sección especial 5-6: Factores de importancia en la distribución de la precipitación anual en los trópicos

5.3 Precipitación »
5.3.4 Precipitación anual »
5.3.4.1 Variabilidad de la precipitación anual

La precipitación anual solo brinda una visión parcial de la precipitación en los trópicos. A la hora de tomar decisiones relacionadas con la agricultura, la administración del agua como recurso y la generación de energía hidroeléctrica, también necesitamos saber con qué frecuencia llueve en determinado lugar. Para medir la variabilidad de la precipitación podemos contar el número de días que aportan la mayor parte de la lluvia anual. La figura 5.32 presenta el promedio de días lluviosos que aportaron el 67 % de la precipitación anual en el período entre 1840 y 2001.⁶⁶ solo se incluyen los datos de las estaciones que registraron datos más de 300 días al año. La frecuencia de precipitación varía mucho de un continente a otro y a lo largo de ciertas regiones. Se distingue claramente un patrón de regiones que exhiben variabilidad muy fuerte, moderada y escasa.

¿Qué tipo de clima podemos esperar en las áreas rojas? ¿Y en las áreas azules? (Escriba su respuesta en el campo siguiente.)

Fig. 5.32. Promedio de días lluviosos que contribuyeron el 67 % o más de la lluvia anual entre 1840 y 2001. solo se incluyen los años con 300 días de datos o más. Los triángulos vacíos son estaciones con menos de 5 años de datos
(adaptado de Sun et al.).⁶⁶

Explicación

Las áreas rojas corresponden a desiertos y las áreas azules a climas tropicales húmedos o muy húmedos. Por ejemplo, en la cuenca del Amazonas llueve más de 80 días, a diferencia de lo que ocurre en Australia, donde la precipitación anual cae en menos de 20 días. En otras regiones semiáridas, como el Sahel africano y el noroeste de la India, cada día de lluvia es esencial, porque la agricultura es un sector dominante de la economía de esas zonas. Si las lluvias no llegan o se retrasan respecto de lo normal, las poblaciones locales son vulnerables a sequía y hambruna. Irónicamente, ciertas regiones semiáridas también son susceptibles a inundaciones repentinas, ya que unos pocos días de lluvias muy fuertes pueden superar la capacidad de las cuencas hidrográficas locales.

Monitor de sequías a nivel mundial (Global Drought Monitor): http://www.drought.gov/gdm/
Sistema de alerta temprana de hambruna (Famine Early Warning System, FEWS) para África: http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/international/index.shtml
Centro africano de aplicaciones meteorológicas para el desarrollo
(African Center of Meteorological Applications for Development, ACMAD): http://www.acmad.net/new/
CILSS, oficinas del comité permanente interestatal de control de sequías en el Sahel: www.cilss.bf/

5.3 Precipitación »
5.3.4 Precipitación anual »
5.3.4.2 Evaporación menos precipitación anual

Los valores de distribución de la evaporación menos precipitación (E–P) pueden ser útiles para comprender la variabilidad del balance hídrico a nivel global y regional. Un aumento en la E–P es coherente con el comienzo de un régimen de sequía, mientras la disminución de dichos valores indica que una región está volviéndose más húmeda.

La precipitación anual excede la evaporación a lo largo de la ZCIT y la ZCPS, en el continente marítimo y en buena parte de Sudamérica, América Central y África central (fig. 5.33), todos lugares que reciben la mayor parte de su precipitación anual de la forma ilustrada en la figura 5.29. El continente marítimo y América Central exhiben las tasas de precipitación neta más altas.

En la mayoría de los océanos tropicales, la evaporación excede la precipitación (fig. 5.33). Australia es el continente más árido: solo hay una pequeña zona en el norte de Australia donde la precipitación excede la evaporación anual. Es interesante observar que en el desierto del Sahara, a lo largo del año la precipitación equilibra la evaporación. Sin embargo, en el Sahel, que se encuentra entre el Sahara y África central, la evaporación excede la precipitación. En esta región las variaciones más diminutas en los patrones de circulación pueden ser cruciales.

NOAA/ESRL/PSD: sección de análisis climático: http://www.esrl.noaa.gov/psd/
Observación de la precipitación en el Sahel, AGRHYMET: http://www.agrhymet.ne/eng/index.html
Monitor de sequías a nivel mundial (Global Drought Monitor): http://www.drought.gov/gdm/
Evaluación de sequías en EE.UU.: http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/Drought/

5.3 Precipitación »
5.3.5 Precipitación estacional

Cuándo ocurrirá la precipitación es tan importante como la cantidad de precipitación que cae. Nuestro interés en el ciclo estacional de la precipitación tropical y su variabilidad radica en que la precipitación tropical es una parte esencial de los ciclos hidrológico y energético globales. La distribución estacional de la precipitación influye en cómo vive la gente. La agricultura es un aspecto dominante de muchas economías en los trópicos y las actividades agrícolas dependen del inicio, la duración y el final de la estación lluviosa.

La estación de las lluvias trae temperaturas más frías a las zonas ecuatorialesLa estación de las lluvias trae temperaturas más frías a las zonas ecuatoriales, ya que la mayor cantidad de nubes aumenta la luz solar reflejada hacia el espacio, a la vez que las corrientes descendentes de las tormentas traen a la superficie aire con baja temperatura potencial equivalente θ_e. Desgraciadamente, en muchas partes de los trópicos la estación lluviosa también auspicia un aumento en las enfermedades transmitidas o relacionadas con el agua, como el cólera y la malaria. Los problemas de salud pública no se limitan a la estación lluviosa, ya que la meningitis puede propagarse sin problema durante la estación seca, cuando las tormentas de polvo prevalecen en las regiones tropicales de África y Asia.

Fíjese en este mapa de la precipitación anual (repetición de la fig. 5.29a). ¿Cómo cree que cambiará el patrón de acuerdo con las estaciones? ¿Cómo se explican los cambios estacionales?

Sugerencia: Recuerde los patrones globales de presión y viento en la superficie que vimos en la fig. 5.30 (a continuación se muestran los productos compuestos para enero y julio).

Los patrones de precipitación estacional (fig. 5.34, abajo) están fuertemente influenciados por los cambios estacionales en los sistemas de presión cuasi-estacionarios, las zonas de convergencia regionales y las circulaciones monzónicas. En términos generales, la precipitación en los trópicos es mayor durante el verano y menor durante el invierno.

Animación de la tasa de precipitación media mensual

La estructura más notable que se detecta en los mapas de precipitación estacional (fig. 5.34, arriba) es la migración de la ZCIT. A diferencia de lo que ocurre durante el verano boreal o del hemisferio norte (HN), en julio, cuando es relativamente zonal a través de norte de África, durante el verano austral o del hemisferio sur (HS), es decir, en enero, la ZCIT se extiende en sentido diagonal desde África occidental hasta África sudoriental. La precipitación sobre África central es mucho menor que en las demás regiones tropicales continentales, pese al máximo en la densidad de relámpagos⁶⁷ (capítulo 2, fig. 2.35) y al hecho de que aquí se forman algunas de las tormentas más intensas del mundo.³⁹

La máxima de precipitación de julio centrada sobre el golfo de Bengala es una estructura notable del verano boreal que está relacionada con el monzón asiático. Durante el verano austral, se experimentan tasas de lluvia máximas sobre Madagascar y sobre el continente marítimo y al oeste del mismo.

Otra característica destacada del verano austral es una banda de precipitación a lo largo de la Zona de Convergencia del Pacífico Sur (ZCPS) que se extiende hacia el sudeste sobre el sur del océano Pacífico desde Indonesia hasta la región cerca de 30°S y 140°O. Durante el verano boreal, la ZCPS retrocede hacia el este y el norte. Existe asimismo una mínima relativa entre la ZCIT y la ZCPS. La ZCIT permanece al norte del ecuador sobre el Pacífico y el Atlántico incluso durante el verano austral (enero).

La tasa de precipitación sobre el Pacífico oriental al norte del ecuador presenta gran amplitud anual. Las tasas cambian de 11 mm por día en verano a menos de 3 mm por día en invierno. Esta amplitud es comparable a la de las regiones monzónicas, algo que resulta particularmente interesante dado que este cambio dramático ocurre en ausencia de una diferencia en el calentamiento entre tierra firme y océano.

No debe sorprendernos que la selva tropical más grande del mundo se encuentre en la cuenca del Amazonas, en una zona ecuatorial y en un lugar ideal a sotavento de los alisios del este durante el verano austral (fig. 5.35). El aire cálido y húmedo del Atlántico alimenta las tormentas y las lluvias fuertes que producen tasas de precipitación comparables con las del continente marítimo. La ZCIT permanece sobre o cerca de las regiones ecuatoriales de Sudamérica, excepto durante julio y agosto, cuando la ZCIT se desplaza a la parte norte del continente (fig. 5.35b).

La selva tropical del Amazonas no es exclusivamente el resultado de una respuesta a la lluvia estacional, sino una fuente importante de vapor de agua y de calor latente a través de la evapotranspiración, que contribuye a mantener la lluvia. Un estudio del área foliar de la vegetación a lo largo de cinco años puso al descubierto el sorprendente resultado de que el área foliar aumenta en el Amazonas durante la estación seca⁷¹ (fig. 5.36).

El área foliar y la evapotranspiración aumentan durante los períodos de lluvias escasas y luz solar abundante (fig. 5.36). En determinado momento, el aire cálido y húmedo desencadena tormentas de masa de aire generalizadas. Se ha teorizado que la convergencia hacia las tormentas iniciales pone en marcha el flujo a través del ecuador que marcará el comienzo de la próxima estación lluviosa.^72,73

Vegetación en el Amazonas y la transición a la estación lluviosa:
http://earthobservatory.nasa.gov/Study/AmazonLAI/printall.php

5.3 Precipitación »
5.3.5 Precipitación estacional »
Sección especial 5-7: Posición de la ZCIT

5.3 Precipitación »
5.3.5 Precipitación estacional »
5.3.5.1 Evaporación menos precipitación (E-P) estacional

La distribución estacional de la E-P (fig. 5.37) difiere de la media anual de forma análoga a como la precipitación estacional difiere de la precipitación anual. La extensión de la ZCPS hacia el este es bastante evidente durante el período entre diciembre y febrero y las posiciones de la ZCIT son similares. Otras estructuras evidentes son las extensas regiones junto a los lados occidentales de los océanos donde la precipitación excede la evaporación en verano. Entre junio y agosto el área de precipitación excesiva es proporcionalmente más ancha en el Pacífico que en el Atlántico.

Estudie los mapas siguientes. ¿A qué atribuye usted el exceso de precipitación sobre los océanos occidentales entre junio y agosto? (Escriba su respuesta en el campo siguiente.)

Fig. 5.37. Evaporación menos precipitación para diciembre a febrero (arriba) y junio a agosto (abajo) en mm/día, del atlas ERA-40 del Centro Europeo de Predicción a Plazo Medio (European Center for Medium-range Weather Forecast, ECMWF).

Explicación

En respuesta a los alisios dominantes, se producen temperaturas de la superficie del mar (TSM) más cálidas a lo largo de los límites occidentales de los océanos, así como afloramiento frío junto a los límites orientales. Durante el invierno en el hemisferio norte, la E-P alcanza su nivel máximo junto al océano occidental porque el aire seco y frío proveniente de los continentes atraviesa el océano cálido y provoca tasas de evaporación muy altas (fig. 5.4). Durante el verano en el hemisferio norte, el contraste de temperatura y humedad entre el aire y el mar se ve reducido sobre las corrientes oceánicas cálidas, lo cual produce menos evaporación. Existe una zona de exceso de precipitación más ancha a lo largo del Pacífico debido a que su región de TSM cálidas es más grande en comparación con el Atlántico. En el Atlántico Sur la magnitud y el área de los valores de E-P son mucho menores que en las regiones meridionales del Pacífico y Atlántico.

5.3 Precipitación »
5.3.5 Precipitación estacional »
5.3.5.2 Precipitación estacional en el Pacífico occidental y central

El ángulo de declinación solar es el factor dominante del ciclo de precipitación estacional, como ilustran los datos siguientes para la isla de Guam y la ciudad australiana de Cooktown, donde el pico de precipitación ocurre después del período de máxima insolación (fig. 5.38). En Cooktown, los totales de precipitación mensual son muy variables durante el período entre diciembre y marzo. Esta variabilidad puede deberse a la influencia del ciclo de El Niño-Oscilación del Sur (ENOS), cuyas anomalías suelen maximizarse durante el mismo período.

Aunque las estaciones cerca del ecuador exhiben poca variabilidad estacional en las lluvias, la cantidad de lluvia puede variar enormemente de un lugar a otro. Por ejemplo, como permite apreciar la figura 5.39, la precipitación media estacional en Tarawa (~1.5°N, 172°E) es aproximadamente cinco veces la de la Isla de Navidad (~2°N, 158°O). En Tarawa, la ZCIT está cerca del ecuador, mientras que al este la posición media de la ZCIT es al norte del ecuador. La Isla de Navidad se halla en la región ecuatorial seca asociada con la lengua de aguas ecuatoriales frías que se extiende desde el Pacífico occidental hasta el Pacífico central. La influencia de ENOS también contribuye a la extrema variabilidad que observamos al comparar los totales mensuales de la Isla de Navidad y Tarawa. La variabilidad alcanza su nivel máximo durante los meses de invierno. En los inviernos dominados por El Niño, la precipitación aumenta en el Pacífico central y oriental, lo cual tiene el efecto de aumentar drásticamente la precipitación sobre la Isla de Navidad.

La diferencia en la precipitación que cae a barlovento y a sotavento de las Islas de Hawái (fig. 5.40) ilustra el impacto de la topografía en la precipitación.

5.3 Precipitación »
5.3.5 Precipitación estacional »
5.3.5.3 Precipitación estacional en África occidental

De acuerdo con lo que ha aprendido sobre los factores que influyen en la cantidad de precipitación anual y estacional, ¿cómo cree que varía la cantidad de lluvia entre Ibadán y Tombuctú (Timbuctú)? (Escriba su respuesta en el campo siguiente.)

Intente asignar la gráfica de promedio de precipitación mensual (1, 2, 3) a la ciudad correcta (arriba).

Explicación

En términos generales, la cantidad de precipitación decrece con la latitud y la distancia del océano (fig. 5.41). Las tres estaciones presentan mínimos de precipitación en los meses de invierno y reciben la mayor parte de su precipitación en los meses de verano. Ibadán es la única de estas tres ciudades que recibe más de 10 mm de precipitación todos los meses. Tombuctú se encuentra al borde del desierto del Sahara. Estas regiones solo reciben precipitación en verano, cuando el fuerte calentamiento solar de la superficie produce movimiento ascendente, baja presión y el flujo entrante de aire húmedo del océano y África ecuatorial.

Fig. 5.41. Precipitación media mensual para Tombuctú (Timbuctú), Uagadugú e Ibadán. Los datos provienen de la red de climatología histórica global (Global Historical Climatology Network, GHCN).⁷⁴ El mapa muestra el relieve sombreado (verde oscuro).

5.3 Precipitación »
5.3.5 Precipitación estacional »
5.3.5.4 Precipitación estacional en el subcontinente indio

El monzón controla la precipitación estacional en el subcontinente indio. La mayor parte de la precipitación cae entre mayo y octubre (fig. 5.42). No es sorprendente que en la costa occidental de la India, como por ejemplo en Mumbai, se registran algunos de los totales de precipitación más altos del mundo. La gran cantidad de precipitación es producto de un intenso flujo de aire húmedo proveniente del océano cuyo ascenso es forzado por la topografía en una región con un exceso de calentamiento radiativo. Kolkata (Calcuta) también recibe precipitación abundante debido al aire húmedo proveniente del golfo de Bengala. Las áreas del interior, como Nueva Delhi y Bengalooru (Bangalore), reciben menos precipitación.

5.3 Precipitación »
5.3.5 Precipitación estacional »
5.3.5.5 Precipitación estacional en las Américas

Como ocurre en otros lugares, en las Américas (fig. 5.43) la precipitación está bajo la influencia del ciclo estacional, de la ZCIT, de la topografía y de la distancia del océano. En Manaus, Brasil, se observan los dos máximos de precipitación estacional asociados con el ciclo de migración de la ZCIT (fig. 5.35). Durante el verano y el invierno, Manaus se encuentra en una región de confluencia. Aunque Belém y Manaus están casi a la misma latitud, Belém, que está cerca de la costa, recibe más precipitación y solo exhibe un pico durante el verano austral. En invierno, Belém siente los efectos del flujo dominante del sudeste, que es más frío y menos húmedo.

Aunque están casi a la misma latitud, Miami, en Florida (EE.UU.), y Santiago, en Baja California (México) presentan regímenes de precipitación marcadamente distintos. En Miami la precipitación cae a lo largo del año, con un pico durante los meses de verano. La precipitación se mantiene alta durante el otoño debido a las perturbaciones tropicales (ondas, depresiones y ciclones). Durante el invierno, Miami también siente los efectos de los sistemas meteorológicos de latitudes medias. Santiago, sin embargo, se encuentra en la costa del Pacífico, cuyas aguas son mucho más frías debido al afloramiento, y hay menos humedad para generar precipitación. El pico que se observa a finales del verano se asocia principalmente con el paso de las perturbaciones tropicales.

5.3 Precipitación »
5.3.6 Precipitación tropical intraestacional

La OMJ se distingue por amplias regiones de precipitación intensificada o suprimida que se desplazan hacia el este a lo largo de los trópicos y es más aparente sobre los océanos Índico y Pacífico. Típicamente se observa primero una anomalía intensas precipitaciones sobre el océano Índico occidental que se mantiene evidente a medida que atraviesa las aguas muy cálidas de las regiones occidentales y centrales del océano Pacífico tropical. Dicho régimen de lluvia tropical se vuelve más difícil de discernir conforme atraviesa las aguas más frías del Pacífico oriental, pero luego reaparece sobre el Atlántico tropical, África y el océano Índico.

La OMJ se observa principalmente por medio de datos satelitales, con mediciones como la radiación de onda larga saliente (una medida de la convección y la lluvia tropical). También utilizamos datos de radiosondeo con el fin de evaluar los cambios dinámicos y termodinámicos asociados con el paso de la OMJ para mejorar nuestra capacidad de predicción. Necesitamos mejores pronósticos de las diferentes etapas de la OMJ porque donde este fenómeno intensifica los movimientos ascendentes sobre los océanos cálidos, favorece la formación de los ciclones tropicales, y donde provoca subsidencia, inhibe su formación. La OMJ también afecta el tiempo en las latitudes medias, especialmente en invierno. Por ejemplo, los penachos de humedad que fluyen desde los máximos de lluvia de la OMJ sobre el Pacífico central conducen a intensas precipitaciones e inundaciones en la costa del Pacífico de EE.UU. Puede aprender más sobre la OMJ en el webcast de COMET El ciclo de vida de la oscilación de Madden-Julian, basado en una presentación del Dr. Roland Madden.

Centro de Predicción Climática (CPC) de NOAA/NWS, observación de oscilaciones intraestacionales:
http://www.cpc.noaa.gov/products/intraseasonal/
Índices diarios de OMJ:
http://www.cpc.noaa.gov/products/precip/CWlink/daily_mjo_index/mjo_index.html

5.3 Precipitación »
5.3.7 Ciclo diurno de precipitación en los trópicos

¿A qué hora del día llueve más en los trópicos?

Intuitivamente, tendemos a pensar que esto sucede por la tarde, el período de máximo calentamiento y cuando la capa límite planetaria alcanza su máxima profundidad. No obstante, el ciclo diurno de precipitación se ve afectado por otros factores, como las propiedades de la superficie (tierra firme u océano), circulaciones inducidas por la topografía (por ejemplo, brisas de tierra y de mar) y la propagación de sistemas convectivos de mesoescala (SCM).⁸⁰

En promedio, ocurre un máximo de lluvia pequeño pero significativo sobre los océanos tropicales durante las horas antes del amanecer⁸⁰ (fig. 5.44, arriba). Sobre tierra firme, el máximo de lluvia total ocurre por la tarde, pero la lluvia de los sistemas convectivos de mesoescala (SCM) alcanza su pico después de medianoche (fig. 5.44, abajo). La variabilidad diurna es más pronunciada sobre tierra firme. El volumen de lluvia oceánica está principalmente bajo el control de variaciones en la cantidad de SCM⁸⁰ (y su área de cobertura total), las cuales a su vez sienten fuertemente la influencia de eventos periódicos de gran escala, como la OMJ.

Se han propuesto varias explicaciones para el máximo de la madrugada y mínimo de la tarde en la precipitación oceánica, pero la discusión acerca de la razón continúa. Una posible explicación es que las diferencias de calentamiento entre la convección y el aire circundante causa una variación diurna en la divergencia de los vientos que modula la convección.⁸¹ Otro estudio sugiere que por la tarde las cimas de las nubes oceánicas absorben los rayos solares, lo cual aumenta la estabilidad estática de las nubes y conduce a una menor cantidad de convección activa y, por tanto, menos precipitación.⁸² Por la noche, las cimas de las nubes oceánicas pierden calor más rápidamente, provocando mayor inestabilidad y un aumento en la precipitación. Un tercer factor puede ser el hecho de que la pérdida de calor nocturna por radiación de onda larga aumenta el nivel de humedad relativa, lo cual favorece el desarrollo de las nubes.⁸³

5.3 Precipitación »
5.3.7 Ciclo diurno de precipitación en los trópicos »
5.3.7.1 Variaciones estacionales en los ciclos diurnos de lluvia tropical

En todas las estaciones, la posición de la ZCIT y el flujo en los niveles inferiores relativo a los gradientes topográficos importantes (terreno alto o litorales) modulan los patrones diurnos. Durante el verano boreal (fig. 5.45a), se observa el máximo de lluvia de madrugada en las regiones oceánicas cerca de la costa, como en Guinea, África occidental, el Istmo de Panamá y el oeste de las penínsulas India e Indochina (fig. 5.45a). En el curso de la mañana, la lluvia en las áreas costeras aumenta, y la lluvia en el interior alcanza su nivel mínimo. El pico de intensidad diurno sobre tierra ocurre por la tarde sobre áreas tales como el norte de África tropical, América Central, las Filipinas e Indochina. Aunque la lluvia pierde intensidad, las áreas de lluvia siguen expandiéndose hasta alcanzar un máximo alrededor de medianoche. En el Amazonas, el pico de intensidad ocurre alrededor de medianoche. Tras la medianoche, la intensidad disminuye, pero quedan amplias zonas de lluvia y se hallan picos de intensidad sobre el océano y en las costas. Se observan máximos de intensidad en la lluvia oceánica en el golfo de Bengala, la ZCIT sobre el Pacífico oriental y la ZCPS al este de Papúa Nueva Guinea. Las tasas de precipitación horarias en el Pacífico oriental y el Atlántico oriental son las más altas de cualquier estación del año.

Animación del ciclo diurno de precipitación tropical para junio a agosto

Las brisas de mar y de tierra contribuyen a desencadenar la convección que a menudo interactúa con terreno complejo y otras fuentes de convección para producir sistemas de modulación diurna. Por ejemplo, en el norte de Sudamérica la precipitación diaria mínima se suele registrar entre las 0900 y las 1100, hora local. No obstante, las tres ramas de los Andes (orientadas en dirección norte-sur), cuyas alturas sobrepasan los 5000 m, producen fuertes efectos orográficos. Se observa un pico entre la tarde y las primeras horas de la noche sobre las laderas al noroeste y la costa del norte, causado por el calentamiento térmico solar y el levantamiento orográfico de la humedad de niveles inferiores proveniente del Pacífico y del Caribe, respectivamente. En el lado occidental de la cordillera central de los Andes se observan máximos por la tarde y alrededor de medianoche. En la vertiente oriental de los Andes la precipitación máxima ocurre cerca de medianoche debido a la propagación de los SCM tierra adentro desde la costa oriental.

Durante el verano austral (fig. 5.45b), el cambio de norte a sur en la ZCIT sobre África modula el ciclo diurno. Las tasas de precipitación son más altas sobre Madagascar, Indonesia y Sudamérica en las horas entre el final del día y la noche. Dos extensas regiones de Sudamérica reciben grandes cantidades de precipitación diaria: la cuenca del Amazonas, que alcanza el máximo tarde por la tarde y un máximo menos intenso al sur entre las horas de la noche y la madrugada. Este último es dominado por el ciclo de vida de los SCM que comienzan a desarrollarse en las estribaciones de los Andes en las primeras horas de la noche y luego se intensifican y se expanden a medida que se desplazan hacia el este.

Animación del ciclo diurno de precipitación tropical para diciembre a febrero

La transición ecuatorial de marzo a mayo (fig. 5.45c) es particular por la existencia de dos ZCIT a través del Pacífico, con la rama más intensa sobre el hemisferio norte. El máximo de intensidad y extensión de la precipitación en las ZCIT del Pacífico ocurre entre las 05 y las 07, hora local, y el mínimo entre las 19 y las 22, hora local. La precipitación continental es más intensa cerca del estuario del Amazonas y el continente marítimo de Indonesia entre las 18 y las 22, hora local. En el Amazonas, la precipitación se desplaza desde la costa hacia el sudoeste durante el día; la precipitación sobre tierra se expande entre las 12 y las 20 hora local y se encoje hasta registrarse un mínimo a las 11, hora local. En el continente marítimo, la topografía de las islas produce efectos importantes para el ciclo diurno. Durante las últimas horas de la mañana, se observa un mínimo de precipitación sobre las islas y un máximo sobre el océano contiguo. En África central, las precipitaciones más fuertes ocurren alrededor de las montañas de África oriental y del Lago Victoria en las últimas horas de la tarde y las primeras horas de la noche. Las precipitaciones continentales se desplazan hacia el oeste y comienzan a disminuir por la mañana, hasta alcanzar su mínimo diario entre las 10 y las 11, hora local. También es evidente el efecto de brisa de tierra y de mar a lo largo de la costa occidental de África cerca del ecuador.

Animación del ciclo diurno de precipitación tropical para marzo a mayo

El ciclo diurno de precipitación durante los meses de septiembre a noviembre (fig. 5.45d) es similar al de las demás estaciones. Un aspecto particular de esta estación es que las tasas de precipitación en la ZCIT a través del Pacífico central de septiembre a noviembre son las más altas de todas las estaciones. Con la precipitación a gran escala más al norte, los máximos de precipitación diaria se desplazan hacia el norte de Indonesia, el golfo de Panamá y el Amazonas occidental.

Animación del ciclo diurno de precipitación tropical para septiembre a noviembre

Los patrones diurnos en todas las estaciones son modulados por la posición de la ZCIT y el flujo en los niveles inferiores relativo a los gradientes topográficos importantes (terreno alto o litorales).

5.3 Precipitación »
5.3.7 Ciclo diurno de precipitación en los trópicos »
5.3.7.2 Patrones regionales de los ciclos diurnos de lluvia tropical

En Australia e Indonesia, el ciclo diurno de convección profunda y, por asociación, de precipitación, se ve fuertemente afectado por la topografía⁸⁴ (fig. 5.46). En las últimas horas de la tarde (1900, hora local), la precipitación es más fuerte sobre tierra y menos intensa sobre el océano y a lo largo de las costas. En Papúa Nueva Guinea, la precipitación máxima ocurre a lo largo de las laderas de la cordillera central (en bandas en los lados al norte y al sur del macizo montañoso) durante las horas después del anochecer y por la noche (0000, hora local). Esto contrasta con lo que sucede temprano por la mañana (0700, hora local), cuando la precipitación alcanza su máxima intensidad sobre el océano y a lo largo de los litorales y el nivel mínimo sobre tierra firme. Las temperaturas de emisión en el IR resultan útiles para examinar el ciclo diurno, porque las cimas frías de las nubes tropicales suelen estar asociadas con las tormentas y contamos con imágenes nuevas cada 15 a 30 minutos. No obstante, las estimaciones de precipitación por IR no incluyen la precipitación producida por las nubes cálidas y pueden sobreestimar la precipitación que se produce en la etapa final del ciclo de vida de los SCM, cuando los cirros gruesos se pueden identificar erróneamente como precipitación.

Para las regiones del norte de África tropical, examinamos la distribución de las nubes frías, que se usa como indicativo de la precipitación de las tormentas⁸⁵ (fig. 5.47). Sobre tierra firme, el pico en la intensidad y el área de precipitación en general ocurre durante las últimas horas de la tarde y las primeras horas de la noche (1700 a 1800 UTC) y el mínimo ocurre una o dos horas antes de mediodía. A lo largo de la costa, la precipitación alcanza un máximo por la mañana. El ciclo diurno de precipitación también siente los efectos de la topografía. La mayor incidencia de convección intensa ocurre sobre terreno elevado o al oeste del mismo. La convección comienza a medida que el terreno en altura se calienta y el aire fluye hacia arriba, siguiendo las laderas. La convección aumenta y los vientos dominantes la dirigen hacia el oeste. La convección es más intensa durante las últimas horas de la tarde y las primeras horas de la noche (1700 a 1800 UTC). A medida que los SCM alcanzan la etapa de madurez en su ciclo de vida, se forma una amplia región estratiforme que alcanza su máximo cerca de medianoche (2300 a 0000 UTC). Aunque la intensidad de la precipitación disminuye, el área de lluvias se mantiene durante el resto de la noche (0500 a 0600 UTC).

La hora del máximo de lluvia en Sudamérica (fig. 5.48) siente fuertemente la influencia de la topografía y los vientos dominantes. El efecto de brisa de tierra y de mar es evidente sobre el nordeste de Sudamérica (región A, fig. 5.48), donde el período de máximo de precipitación se desplaza hacia el sudoeste, hacia el interior desde la costa (entre mediodía y aproximadamente las 0600, hora local). El período de máxima frecuencia de la lluvia se desplaza a medida que las líneas de turbonada se desplazan hacia el sudoeste con el tiempo. La precipitación en la región occidental de la cuenca del Amazonas siente los efectos de las circulaciones de brisa de montaña provocadas por los Andes (región B en la fig. 5.48). Los sistemas sobre el Amazonas se alimentan de aire húmedo proveniente del Atlántico y de la evapotranspiración local producida por las selvas tropicales.⁸⁵ La convección poco profunda produce cerca del 10 % de la precipitación de la cuenca del Amazonas.⁸⁶ En el sur, los sistemas convectivos de mesoescala cobran energía a partir de una banda de aire húmedo y cálido del Amazonas. El ciclo de precipitación al sur de 20°S siente principalmente los efectos de la propagación de los SCM, que puede durar toda la noche. Estos SCM se inician a lo largo de terreno elevado y se desplazan hacia el este (región C en la fig. 5.48).

5.3.8 Variabilidad interanual de la precipitación tropical

La precipitación es sensible a las pequeñas variaciones espaciales y temporales que ocurren en la circulación general. La figura 5.49 ilustra la variabilidad temporal de la anomalía de precipitación mensual a lo largo de los trópicos (35°S-35°N) derivada de datos del TRMM y de 21 emplazamientos pluviométricos. A lo largo de un año pueden producirse cambios muy abruptos en las tasas de precipitación, desde anormalmente bajas hasta anormalmente altas, como ocurrió entre el intenso episodio de El Niño de 1997-98 y La Niña de 1998-99.

La variabilidad interanual de la latitud media donde ocurre la precipitación es evidente en la figura 5.50, una serie temporal de ocho años de datos de la radiación de onda larga saliente media zonal, que se puede considerar como un indicativo de la precipitación convectiva.⁸⁶ Se observan variaciones notables durante los episodios de El Niño de 1982-83 y 1987. Los desplazamientos interanuales en los centros de circulación pueden resultar enormemente dañinos para las poblaciones de los trópicos. Por ejemplo, en el Sahel africano ocurren sequías devastadoras cuando la ZCIT no migra hacia el norte como es normal.

La variabilidad interanual también se puede medir según la cantidad de lluvia anual esperada en el 10 % de los años más secos, es decir, el cuantil 0,1.⁸⁹ La figura 5.51 muestra los patrones geográficos de variabilidad interanual de la precipitación.

Entre las áreas más destacadas cabe mencionar:

• El nordeste de Brasil, donde hace tiempo que se ha documentado uno de los climas más variables, con sequías frecuentes.
• El nordeste de Australia, donde la fuerte conexión con ENOS provoca mayor variabilidad que en otras áreas con promedios de lluvia anual comparables.
• Las regiones costeras de Ecuador y Perú, donde El Niño provoca extremos de precipitación intensa y La Niña épocas relativamente secas.
• Las costas este y sudeste de África, donde varios factores contribuyen a la variabilidad, incluido ENOS.⁹⁰ Aunque el episodio de El Niño de 1997-98 provocó condiciones relativamente húmedas en Mozambique, aproximadamente dos de cada tres períodos de El Niño desde 1950 fueron secos.⁹² Es probable que la variabilidad de la TSM en el océano Índico sea más dominante que ENOS. Las TSM anormalmente cálidas de 1997-98 provocaron convección intensa sobre África oriental y un aumento en la lluvia del 20 al 160 % en la región de Lago Victoria, a diferencia de otros períodos de El Niño durante los cuales se registraron aumentos del 15 al 25 % en la lluvia.⁹¹ El flujo monzónico del sudoeste menos intenso de lo normal está asociado con un menor grado de afloramiento, lo cual da lugar a TSM más altas de lo normal sobre el norte del océano Índico y el mar Arábigo. En menor medida, la variabilidad de la lluvia en África oriental siente los efectos de la áreas orientales y tropicales del Atlántico⁹³ y las circulaciones de latitudes medias sobre el Mediterráneo oriental y la península Arábiga, específicamente las anomalías en la altura geopotencial del nivel de 500 hPa.⁹⁴
• El noroeste de la India, donde la fuerte variabilidad se debe probablemente a la posición de la vaguada del monzón y a las anomalías de TSM del océano Índico.

Entre las regiones en las cuales la variabilidad interanual de la precipitación es baja se incluyen:

• África central y occidental y una zona en África del sur,
• la cuenca del Amazonas y el interior de Sudamérica tropical,
• la península indochina y las regiones del interior del sur de la China,
• las montañas de México.

Todas las demás áreas experimentan un grado intermedio de variabilidad en la precipitación anual. Cabe notar que no todas las regiones de gran variabilidad constituyen una respuesta frente a ENOS. Algunos estudios climáticos están examinando las inversiones de los vientos estratosféricos, las temperaturas anómalas del océano Atlántico y otros factores que pueden contribuir a la variabilidad interanual en la precipitación a lo largo de los trópicos.

International Research Institute for Climate and Society: http://portal.iri.columbia.edu/
Mitigación del impacto de las emergencias ambientales a través de alertas tempranas y preparación,
el episodio de El Niño de 1997-98: http://www.unisdr.org/files/1864_VL102131.pdf
Análisis del componente principal: http://www.elderlab.yorku.ca/~vida/ppt/PCA.ppt

Temas de enfoque »
Sección de enfoque 1: Extremos de precipitación tropical

Las cantidades máximas de precipitación media anual ocurren:

• cerca de los océanos;
• donde predominan los vientos hacia la costa;
• a barlovento de las montañas tropicales.

Las cantidades mínimas de precipitación media anual ocurren:

• en el interior, lejos de las fuentes de humedad;
• en las costas occidentales de las regiones subtropicales, donde la presión alta domina y la humedad específica es baja debido a afloramiento;
• a sotavento de las montañas.

Eventos meteorológicos y climáticos extremos, NOAA National Climatic Data Center (NCDC):
http://www.ncdc.noaa.gov/oa/climate/severeweather/extremes.html

Temas de enfoque »
Sección de enfoque 2: Precipitación estacional en África central

En esta sección consideraremos el ciclo anual de precipitación en la región de África central, una de las principales fuentes de calor del ciclo de energía global y una zona en la cual el impacto socioeconómico de la variabilidad estacional de las precipitaciones es muy fuerte. Como señalamos en la sección 5.3, varios factores afectan las precipitaciones, como la elevación (fig. 5E2.1), el flujo oceánico dominante (fig. 5E2.1) y las zonas de convergencia en los niveles inferiores (fig. 5E2.2), entre otros.

Asigne las gráficas a las ciudades marcadas en el mapa. ¿Es la tendencia lo que se esperaba de acuerdo con la información presentada en la sección 5.3.5? ¿Qué puede influir en la tendencia de la precipitación? (Escriba su respuesta en el campo siguiente.)

Explicación

Fig. 5E2.3. Precipitación media mensual para Libreville, Kananga, Bujumbura, Nairobi y Mogadiscio. Los datos provienen de la red de climatología histórica global (Global Historical Climatology Network, GHCN).

Enfoque operativo

Resumen

En este capítulo exploramos las propiedades y la distribución del vapor de agua, las nubes y la precipitación en los trópicos. La evaporación de los océanos tropicales es la fuente de la mayor parte de la humedad en la atmósfera tropical. Si bien la evapotranspiración constituye una fracción relativamente pequeña de la humedad global, la variabilidad en dicha cantidad es un factor crítico en las regiones semiáridas, como el Sahel. Es más, la evapotranspiración acumulada en la cuenca del Amazonas durante estación seca contribuye a desencadenar las primeras tormentas de la estación lluviosa.

La energía termodinámica o estática presenta su nivel mínimo en la troposfera media. Los aumentos en la energía termodinámica o estática de la troposfera media se correlacionan con incrementos en la precipitación y la intensidad de la convección. Esta tendencia puede ser útil para distinguir los ambientes de buen tiempo o no perturbados propicios para las tormentas y precipitaciones intensas, y para diferenciar entre el borde convectivo de avance y la región asociada a las líneas de turbonada tropicales.

En los trópicos, los principales tipos de nubes son los cúmulos de escaso desarrollo vertical, estratocúmulos, cúmulos congestus y cumulonimbos. La típica distribución de estas nubes va de poco profunda a profunda a medida que se desplazan desde las regiones subtropicales hasta la ZCIT sobre el océano. Se observa una tendencia similar, hacia el oeste, desde la inversión de los alisios, sobre el lado oriental del océano. La fracción más alta de cobertura nubosa ocurre dentro de la ZCIT, la región del monzón asiático y la capa de estratocúmulos en las regiones subtropicales, mientras la fracción más baja de cobertura nubosa ocurre en los anticiclones subtropicales. Aunque la precipitación estratiforme cubre una mayor parte de los trópicos, las acumulaciones de precipitación son principalmente producto de la actividad convectiva. En general, los aerosoles oceánicos son menores en número y mayores en tamaño que los aerosoles continentales; esto significa que los cúmulos y estratocúmulos marinos suelen contener cantidades menores de gotas más grandes en comparación con las nubes que contienen aerosoles continentales, y típicamente su reflectividad es menor.

La mayor parte de la precipitación cae en verano, pero ciertas variaciones regionales son producto de los desplazamientos en la orientación de la ZCIT, la topografía, las zonas de convergencia y el paso de las perturbaciones tropicales. Sobre el océano, la máxima diurna de precipitación ocurre en las horas antes del amanecer y la mínima, por la tarde. La precipitación sobre tierra firme alcanza su máxima diurna en las últimas horas de la tarde, tras el período de máximo calentamiento. No obstante, existen excepciones regionales debido a topografía compleja, circulaciones de brisa de mar y de tierra y propagación de sistemas convectivos de mesoescala.

Aquellos lugares donde la precipitación cae en pocos meses, como en ciertas partes de Australia y el subcontinente indio, son vulnerables a sequías y al consiguiente fallo de los cultivos. La distribución espacial y temporal de la humedad varía de un año a otro; la variabilidad regional es mayor durante los episodios intensos de ENOS. La mejora constante en nuestras capacidades de observación y predicción de la humedad y la precipitación tropical es esencial para (i) aumentar nuestra comprensión de los ciclos globales del agua y la energía y (ii) mejorar la calidad de vida en los países tropicales.

Preguntas de repaso

1. Dé al menos tres razones de la importancia del vapor de agua para el tiempo y el clima en los trópicos.
2. Describa al menos tres factores que influyen en las tasas de evaporación y evapotranspiración.
3. Dé al menos dos razones para explicar por qué existe un mínimo de evaporación en el ecuador sobre los océanos tropicales cuando allí encontramos el máximo nivel de radiación solar por área unitaria.
4. ¿Dónde se hallan las cantidades de vapor de agua más altas y más bajas sobre los océanos tropicales?
5. ¿Por qué es muy alta la humedad relativa sobre las regiones orientales de las cuencas oceánicas tropicales?
6. ¿Por qué es el parámetro de temperatura potencial equivalente más útil que la temperatura para comprender la estructura termodinámica de la atmósfera?
7. Describa el proceso básico de convección relacionado con los cúmulos (cómo una parcela de aire calentada en la superficie alcanza su nivel máximo de elevación y regresa a la superficie).
8. Describa la distribución normal de tipos de nubes y la profundidad de las nubes entre las regiones subtropicales y el ecuador.
9. ¿Por qué prevalecen los estratocúmulos sobre las regiones orientales de los océanos tropicales y subtropicales?
10. Defina los conceptos de energía estática seca y energía estática húmeda.
11. ¿Cómo cambia la distribución vertical de la energía termodinámica o estática a medida que se pasa de una zona de buen tiempo a tormentas generalizadas y lluvias fuertes?
12. Describa la diferencia en la precipitación producida por las nubes que contienen aerosoles continentales en comparación con las que contienen aerosoles marinos.
13. ¿Por qué hay una diferencia en la precipitación entre las nubes continentales y las nubes marinas?
14. ¿Cómo difieren en brillo las nubes con aerosoles continentales en comparación con las nubes con aerosoles marinos? ¿A qué se debe la diferencia en el brillo?
15. Enumere las diferencias entre la precipitación convectiva y estratiforme en los sistemas convectivos de mesoescala tropicales.
16. Describa el cambio en la precipitación que podríamos observar a medida que una línea de turbonada tropical pasa sobre un lugar moviéndose de este a oeste.
17. En general, ¿dónde en los trópicos se observan las tasas de precipitación más altas y dónde las más bajas?
18. Enumere los factores individuales o combinados que influyen en la distribución geográfica de las precipitaciones en los trópicos.
19. La administración del agua como recurso y la planificación de las actividades agrícolas no solo requieren conocimientos del régimen de lluvia anual, sino también de la frecuencia de la precipitación. Enumere tres zonas en los trópicos que son vulnerables porque la mayor parte de la lluvia ocurre en menos de 20 días.
20. ¿Cuándo ocurren las estaciones lluviosas en el Caribe y cuáles son las principales razones del aumento en la lluvia? Conteste la misma pregunta para otras regiones, como África occidental, el Pacífico ecuatorial y el subcontinente indio.
21. Describa las diferencias que existen en promedio entre el ciclo diurno de precipitación sobre los océanos tropicales y sobre tierra firme.
22. Enumere al menos tres factores que influyen en el ciclo diurno de precipitación sobre tierra firme.
23. Enumere tres explicaciones del ciclo diurno de precipitación sobre los océanos tropicales.
24. ¿Dónde en los trópicos cae la mayor parte de la precipitación durante los períodos de junio a agosto, de marzo a mayo, de septiembre a noviembre y de diciembre a enero?
25. ¿En qué zonas encontramos el mayor y el menor grado de variabilidad en la cantidad de lluvia anual?
26. Describa tres cambios en la circulación a gran escala que contribuyen a la variabilidad en la precipitación estacional y anual en los trópicos.

Prueba

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Esbozos biográficos

Dr. Edward Zipser

El Dr. Edward Zipser, conocido por sus amigos simplemente como Ed, es un especialista de renombre internacional en tormentas, líneas de turbonada y huracanes. Su experiencia en las observaciones de campo abarca 40 años e incluye África occidental y el Atlántico oriental (GATE-1974, NAMMA-2006), la zona de aguas cálidas del Pacífico occidental y Australia (EMEX-1987, TOGA/COARE-1992-93, TWPICE-2006), América Central (TSCP-2005), el noroeste del Pacífico (TAMEX-1987) y Sudamérica (LBA-1999, SALLJEX-2003). Integró el grupo de dirección de la misión del satélite TRMM y estuvo al mando de los proyectos de «validación en el suelo» conducidos en Texas, Florida, Brasil y Kwajalein. Identificó el fenómeno de desecamiento ambiental característico tras el paso de una línea de turbonada tropical. En el trabajo de pronóstico de tiempo severo, Ed trazó el sondeo particular que se reconoce por su forma de bulbo o de cebolla a partir de las observaciones de campo que realizó a fines de la década de los 60 y a comienzos de los 70. Sus estudios identificaron el lugar de formación de las tormentas más intensas, las características particulares de las perturbaciones tropicales que se transforman en ciclones tropicales y la intensidad comparativa y la capacidad de producción de precipitación de las tormentas en diferentes regiones tropicales.

Recibió el título de B.S.E. en ingeniería aeronáutica de la Universidad de Princeton (1958) y el M.S. (1960) y el Ph.D. en meteorología (1965) de la Universidad de Florida State. Una vez terminados los estudios graduados, ingresó al National Center for Atmospheric Research (NCAR), donde ejerció el cargo de Director de la División de Tormentas Convectivas. Entre 1990 y 1999 fue Director de la facultad de Ciencias Atmosféricas de la Universidad de Texas A&M. Fue también jefe de la facultad de Meteorología de la Universidad de Utah, donde en la actualidad ejerce como profesor de Meteorología.

El Dr. Zipser es miembro honorario de la AMS (1982). Su liderazgo durante el proyecto GATE le mereció un premio de NOAA en 1975 y un premio especial de la AMS en 1977. Recibió el premio del editor de la AMS en 1999 y un premio especial de la AMS por su supervisión de la revista mensual de la asociación en el año 2007.

Ha sido mentor de numerosos estudiantes de nivel avanzado, quienes a su vez se han desempeñado en carreras ilustres. Sigue comunicando su entusiasmo por el trabajo de investigación de los sistemas meteorológicos importantes no solo a través de la enseñanza, sino involucrando a sus estudiantes en proyectos de campo.

Dra. Margaret LeMone

La Dra. Margaret "Peggy" LeMone es una renombrada experta en los campos de la convección atmosférica, la capa límite y la meteorología tropical. Participó en los proyectos de campo GATE (1974), TAMEX (1987) y TOGA/COARE (1992-93) en las regiones tropicales y en proyectos de campo en las latitudes medias tales como CASES (1997 y 1999) e IHOP (2002). Su trabajo temprano durante el proyecto GATE relacionado con las características de los sistemas convectivos que producen precipitación generó conocimientos fundamentales sobre el transporte de humedad, momento y energía desde la superficie hasta la troposfera superior. Ha combinado las observaciones aéreas, de radiosonda y de radar Doppler con los modelos numéricos para ilustrar cómo la capa límite planetaria se ve afectada por las variaciones en la superficie (por ejemplo: vegetación, humedad del suelo y topografía) y cómo los cambios en la capa límite planetaria a su vez influyen en el comienzo y la evolución de los sistemas convectivos. Mediante la comparación de observaciones y resultados de modelos numéricos con conceptos teóricos demostró cómo las líneas de convección profunda modifican el entorno tropical y cómo dichos efectos se comparan con los de otros modos de convección. Su trabajo de investigación constante contribuye a mejorar la representación de las interacciones tierra-atmósfera en los modelos numéricos.

La Dra. LeMone recibió el título de A.B. en matemática de la Universidad de Missouri en 1967 y el Ph.D. en Ciencias Atmosféricas de la Universidad de Washington en 1972. A continuación hizo carrera en NCAR y fue la primera mujer en alcanzar el puesto de científica senior en dicha institución. Ha sido autora y coautora de más de 80 artículos publicados en revistas con arbitraje. También ha publicado varios artículos sobre el tiempo y la ciencia para un público no especializado. Es excelente dibujante humorista y algunos de sus chistes aparecieron en su folleto sobre las nubes publicado por la AMS. También redactó la parte sobre meteorología de un libro de texto para uso en la escuela secundaria. Ha prestado servicio en numerosos comités como directora fundadora de la Junta de la AMS para mujeres y minorías (1974-78) y directora de ciencias atmosféricas e hidrosféricas de la Asociación Americana para el Avance de la Ciencia (American Association for the Advancement of Science, AAAS) en 1981.

La Dra. LeMone ha recibido muchos premios por sus aportes al campo. Fue elegida miembro asociada de la AMS en 1983 y de la AAAS en 1995, y fue incorporada a la National Academy of Engineering en 1997. Recibió el premio del editor del Journal of Atmospheric Sciences de la AMS en 1989.

A lo largo de su carrera ha sido mentora de jóvenes científicos, especialmente mujeres, en el campo de las ciencias atmosféricas. Durante más de tres décadas se ha dedicado a fomentar la educación y a transferir su amor y entusiasmo por la ciencia a las nuevas generaciones. Su trabajo de enseñanza y promoción del campo fue reconocido formalmente con el premio a la enseñanza de NCAR, que le fue otorgado en 1995. Desde el año 2003 ha desempeñado el cargo de directora científica de GLOBE, donde supervisa la integridad científica de GLOBE y actúa de enlace con científicos, docentes, estudiantes desde kinder hasta el final de la secundaria y el público en general.

Dr. Zipser, University of Utah: http://www.atmos.utah.edu/people/all-faculty/edward-zipser.php
Dra. LeMone, NCAR: http://www.mmm.ucar.edu/people/lemone/
Blog de la directora científica de GLOBE: http://www.globe.gov/fsl/scientistsblog/

Actualizaciones y correcciones

Referencias bibliográficas