7.0 Descripción general

Este capítulo examina la gran variedad de sistemas sinópticos y de mesoescala que afectan los trópicos, incluyendo las ondas tropicales del este, las vaguadas en la alta troposfera, los ciclones subtropicales, las depresiones monzónicas, los ciclones subtropicales, las ráfagas de viento del oeste y los frentes fríos. Presenta las interacciones extratropicales, como las causadas por los trenes de ondas de Rossby y la OMJ. También repasa las tormentas eléctricas y los rayos y examina la estructura, los mecanismos de formación y los peligros que representan los sistemas convectivos de mesoescala (SCM). Considera la distribución de los rayos, tanto a nivel mundial como en los sistemas de mesoescala. Describe las circulaciones de mesoescala y locales, como las brisas de mar. La sección final se centra en las tormentas severas locales, como los tornados y las trombas marinas.

Prueba y encuesta

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7.0 Descripción general »
Objetivos de aprendizaje

Sistemas sinópticos

Sistemas de mesoescala

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica

Además de los ciclones tropicales, en el trópico se observan sistemas atmosféricos muy diversos. Algunos de ellos, como las depresiones monzónicas, son importantes productores de precipitaciones regionales, mientras otros, como las líneas de turbonada, provocan tiempo severo. Varios de estos sistemas atmosféricos ocurren preferentemente durante una estación en particular o en relación con ciertos patrones de circulación a gran escala. Por ejemplo: las ondas tropicales del este predominan durante el monzón de verano de África occidental; las entradas de aire frío ocurren en relación con las ondas de Rossby que se extienden hasta las latitudes tropicales en invierno; y las regiones de África del sur experimentan lluvias intensas debido a la humedad tropical que traen las vaguadas tropicales-templadas. Algunos sistemas atmosféricos de escala sinóptica contienen sistemas convectivos de mesoescala, aunque estos ocurren independientemente de los sistemas de escala sinóptica.

Antes de examinar los sistemas atmosféricos tropicales a fondo, es útil resumir las principales circulaciones atmosféricas tropicales en las cuales se desarrollan (fig. 7.1). Dichas circulaciones se describen más detalladamente en las secciones 3.2.2las secciones 3.2.2 y 9.3.29.3.2.

• La zona de convergencia intertropical o ZCIT —identificada por la línea continua color cian en la figura 7.1— es la zona de confluencia de los alisios del nordeste y del sudeste. Aunque la confluencia está frecuentemente asociada con la convergencia horizontal de masas, esta correlación depende de la distribución de la velocidad del viento (fig. 3.7). La ZCIT se identifica como una banda o cinturón de tormentas que coincide aproximadamente con el ecuador, aunque dichas tormentas no llegan a formar una línea continua; los sistemas nubosos dentro de la ZCIT cambian todos los días. La ZCIT también recibe otros nombres; por ejemplo, se conoce como la zona de convergencia casi ecuatorial de los alisios (Near Equatorial Trade Wind Convergence, NETWC) en el océano Pacífico oriental y central y como la zona de convergencia casi ecuatorial (near-equatorial convergence zone NECZ) en el Atlántico.
• La posición de la vaguada ecuatorial —el cinturón de bajas presiones en la superficie provocado por el excedente de calor en la superficie y el movimiento ascendente en la zona de confluencia— coincide frecuentemente, aunque no siempre, con las precipitaciones y la nubosidad de la ZCIT. La vaguada ecuatorial, que se considera como el «ecuador meteorológico», migra y alcanza su distancia máxima del ecuador sobre las regiones tropicales de los continentes en verano, mientras las precipitaciones máximas permanecen del lado del ecuador respecto de la vaguada. A nivel regional, en la vaguada ecuatorial se producen mínimos de presión que reciben nombre locales, como «depresión térmica del Sahara» y «baja de Panamá».
• En las regiones monzónicas, la vaguada ecuatorial se conoce como «vaguada monzónica» (o «del monzón») y ocurre entre los alisios y los vientos del oeste (las líneas de trazos cian en la figura 7.1); encontramos los vientos tropicales del oeste donde los alisios del hemisferio de invierno recurvan al atravesar el ecuador. La «zona de amortiguamiento cerca del ecuador» se forma donde los vientos del monzón curvan a través del ecuador. Los conceptos de flujo ciclónico y anticiclónico resultan poco precisos en esta zona, donde el efecto de Coriolis es despreciable.

El movimiento meridional de las corrientes en chorro y de los ciclones tropicales y subtropicales conduce a interacciones entre las masas de aire tropicales y de latitudes medias. El movimiento hacia los polos de estos sistemas atmosféricos contribuye a mantener las zonas de convergencia en niveles bajos¹ (las líneas color magenta en la figura 7.1) y los máximos de precipitación sobre la zona de convergencia del Pacífico Sur (ZCPS),² la zona de convergencia del Atlántico Sur (ZCAS) y la zona de convergencia del Índico Sur (ZCIS), que es intermitente.

En términos generales, los sistemas atmosféricos de escala sinóptica de las regiones tropicales son más débiles que sus homólogos de latitudes medias (capítulo 3, sección 3.1.4capítulo 3, sección 3.1.4),^3,4,5 siendo los ciclones tropicales la notable excepción. A menudo, las circulaciones primarias de los sistemas atmosféricos tropicales destacan únicamente en la mitad de la troposfera tropical, mientras que las demás capas solo presentan perturbaciones menores en los vientos. Por ejemplo, se forman ciclones fluctuantes con vientos del oeste en los niveles altos, por encima de los alisios del este, que son estables; también pueden darse ondas en los vientos del este en niveles bajos, debajo de vientos del este relativamente constantes en altura. En las secciones siguientes describiremos las interacciones entre la troposfera inferior y superior y entre los sistemas atmosféricos tropicales y extratropicales. Nos centraremos en los sistemas atmosféricos más importantes y en los que son comunes a distintas zonas tropicales, reconociendo la existencia de variaciones regionales y los distintos nombres que los sistemas atmosféricos generados por mecanismos de forzamiento dinámicos o termodinámicos similares reciben según la región donde se desarrollan.

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.1 Ondas tropicales del este »
7.1.1.1 Antecedentes y climatología

El término «onda tropical del este» suele hacer referencia a una perturbación sinóptica en los alisios tropicales. Las más destacadas, que suelen denominarse «ondas tropicales» u «ondas del este», constituyen el sistema atmosférico de escala sinóptica predominante que afecta las regiones de África tropical, del Atlántico tropical y del Pacífico oriental en verano. Estas ondas, que se desplazan hacia el oeste, normalmente se reconocen por la convección asociada, que forma un patrón nuboso en V invertida o en bandas (fig. 7.2). El patrón de nubosidad tiene menos definición en el interior del continente africano y se vuelve más organizado sobre África occidental. Las ondas tropicales del este se comenzaron a describir en algunos estudios publicados en la década de 1930^6,7 en los cuales el análisis de los datos pluviométricos indicaba cierta periodicidad para una escala temporal de aproximadamente tres días. Posteriormente, se volvió aparente que estas mismas ondas se desplazaban hacia el oeste sobre el Atlántico, donde a veces se transformaban en ciclones tropicales^8,9 (fig. 7.2); algunas llegaban a sobrevivir hasta alcanzar la cuenca del Pacífico nororiental.^10,11

Las ondas del este son frecuentes durante el monzón de África occidental, que comprende varias otras estructuras de gran escala importantes que se muestran de forma esquemática en la figura 7.3: la depresión térmica del Sahara; el frente intertropical (línea de trazos), que separa el aire cálido y seco del Sahara del aire más fresco y húmedo del monzón, en niveles bajos, proveniente del océano Atlántico (de color verde sobre tierra firme); la capa de aire del Sahara; la convección en la zona de convergencia intertropical (ZCIT); y el chorro africano del este (la flecha blanca de trazo doble). El chorro africano del este, que es producto del balance del viento térmico y del fuerte gradiente de temperatura norte-sur en niveles bajos, se localiza en la región de intensos gradientes de θ en niveles bajos (diagrama pequeño en la fig. 7.3). El chorro proviene del este debido a la inversión del gradiente térmico, es decir, la existencia de aire fresco junto al ecuador con aire más cálido al norte. El chorro migra entre los 8 y los 17 grados de latitud norte y es más intenso en la capa de 600 a 700 hPa, donde alcanza velocidades de 10 a 25 m s⁻¹.¹²

Peligros e impactos sociales

Para los habitantes del Caribe y de África occidental, los impactos más frecuentes de las ondas tropicales son lluvias intensas y tiempo severo. Las ondas tropicales también contribuyen a generar y transportar grandes cantidades de polvos minerales a través del norte de África y, desde allá, hasta el Caribe y las Américas,^9,13 donde representan una amenaza a la salud pública (por ejemplo, pueden provocar enfermedades respiratorias) y crean problemas de transporte (visibilidad reducida). El polvo y los hongos transportados por las ondas tropicales se han relacionado con el blanqueamiento de corales en el Caribe.¹⁴ Las ondas tropicales son además importantes debido a la posibilidad de que se transformen en ciclones tropicales en el Atlántico y el Pacífico oriental, aunque esto solo sucede con una fracción de ellas.

Distribución geográfica y ciclo estacional

Las observaciones de los máximos de vorticidad revelan la actividad de las ondas tropicales del este a lo largo de dos trayectorias paralelas, al norte y al sur del chorro africano del este (fig. 7.4). En la trayectoria norte se observan principalmente sistemas secos y poco profundos que se forman a lo largo del frente intertropical, con un máximo de vorticidad en o por debajo del nivel de 850 hPa, mientras los sistemas al sur del chorro son húmedos y se desarrollan predominantemente en el nivel del chorro, donde exhiben su vorticidad máxima entre 850 y 600 hPa. Las dos trayectorias se juntan sobre el océano Atlántico.

Si bien las ondas tropicales del este pueden formarse en cualquier momento entre mayo y mediados de octubre, alcanzan su máxima intensidad y frecuencia durante julio, agosto y septiembre (fig. 7.5). La amplitud de las ondas tiende a ser mayor en agosto y septiembre que en junio y julio. La migración y el pico estacional de las ondas tropicales del este están vinculados al ciclo del chorro africano del este. Sin embargo, no todas las ondas tropicales del este siguen el ciclo del chorro africano del este, siendo las más cercanas a una coincidencia las que tienen períodos de 3,75 y de 5 días. Para las ondas tropicales que siguen la trayectoria sur, el pico de actividad a 850 hPa ocurre en septiembre.

Compare el ciclo estacional de las ondas tropicales del este que se muestra a continuación con los ciclos estacionales ilustrados en la figura anterior y explique por qué el ciclo estacional de las ondas tropicales del este no sigue el ciclo del chorro africano del este.

Explicación

La actividad de ondas y la variabilidad de la convección profunda están relacionadas con la cizalladura vertical. La cizalladura vertical no se debe solamente al chorro africano del este, sino también al flujo del monzón en niveles bajos. Un chorro africano del este débil (fuerte) y un flujo del monzón en niveles bajos intenso (débil) producen condiciones de cizalladura similares.

Variabilidad interanual

Normalmente, la duración de la estación de ondas tropicales es mayor en años húmedos y las ondas tienden a ser más intensas en el nivel de 600 hPa. Los años secos están marcados por una menor actividad de ondas tropicales (fig. 7.5).¹⁷ Los años húmedos se han correlacionado con huracanes más intensos en el Atlántico Norte.¹⁸

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.1 Ondas tropicales del este »
7.1.1.2 Estructura

Las ondas tropicales más definidas (como la del ejemplo de la fig. 7.6) presentan las características siguientes:^16,19,20,21

• longitud de onda de 2000 a 4000 km
• período de 3 a 5 días
• velocidad de desplazamiento hacia el oeste de 7 a 8 m s⁻¹, aproximadamente 6 a 7 grados de longitud por día
• extensión latitudinal de 10 a 15 grados
• amplitud máxima en la troposfera media a baja
• existen de forma independiente de la ZCIT, aunque pueden extenderse hasta dicha zona

También se ha observado una onda intermitente con un período de 6 a 9 días.²² Estas ondas tropicales ocurren principalmente al norte de 15°N, tienen una longitud de onda del orden de 5000 km y se desplazan hacia el oeste a una velocidad aproximada de 6 m s⁻¹.^23,24

Estructura horizontal compuesta

La mayoría de las ondas tropicales del este alcanzan su amplitud máxima en una zona de velocidad del viento cerca del nivel del chorro africano del este, aproximadamente en el nivel de 700 hPa, y exhiben un máximo de vorticidad en niveles bajos cerca de 850 hPa, algo que resulta evidente en un análisis compuesto, en esos niveles, de las ondas correspondientes a las circulaciones ciclónicas más desarrolladas (fig. 7.7). Aunque las ondas tropicales exhiben su amplitud máxima en niveles bajos y también cerca del nivel del chorro africano del este,²⁵ los dos máximos representan un único modo dinámico y se propagan simultáneamente a través de África. El eje de la onda compuesta tiene orientación nordeste–sudoeste, pero la orientación del eje de cada onda individual puede cambiar a sudeste–noroeste, especialmente cerca de la costa. Se observa difluencia cerca y delante de la onda compuesta, aproximadamente en el nivel de 200 hPa.

El campo de vorticidad compuesto alcanza su intensidad máxima en 850 y 700 hPa y se observa vorticidad ciclónica intensa en los niveles bajos a medios por delante y a lo largo de la vaguada de la onda (fig. 7.8). El máximo de vorticidad al sur, más intenso, ocurre cerca del centro de la onda, a 700 hPa, en la región de convección húmeda. En el nivel de 850 hPa, el máximo de vorticidad se extiende hacia el norte, con un máximo de vorticidad secundario en superficie al norte. Los máximos al norte están asociados con el frente intertropical, el lugar donde el aire húmedo del monzón se encuentra con el aire seco del Sahara.

La convergencia en niveles bajos («C» en la fig. 7.9) ocurre delante (es decir, al oeste) de la vaguada de la onda tropical del este y la divergencia («D»), detrás de ella. Este patrón se invierte en los niveles de 700 y 200 hPa, donde se observan regiones de divergencia y convergencia encima de las regiones de convergencia y divergencia en niveles bajos, respectivamente. Los máximos de nubosidad y lluvia que se notan delante de la vaguada de la onda compuesta coinciden con la convergencia en niveles bajos.

Estructura vertical compuesta

En términos generales, las ondas tropicales del este son de núcleo frío (azul) aproximadamente hasta el nivel de 600 hPa y exhiben un núcleo cálido débil (rojo) a mayor altura,^19,20 como ocurre en la figura 7.10 el día cero, que corresponde al período de paso de la vaguada de la onda tropical. La estructura de estas ondas compuestas evoluciona  conforme se desplazan hacia el oeste, desde Niamey, en el interior, hasta Bamako primero y luego Dakar, en la costa. Sobre el continente, la mayoría de las ondas tropicales del este presentan anomalías de la temperatura máxima en el nivel del chorro africano del este, mientras en la costa dichas anomalías ocurren en la capa entre 850 y 950 hPa.

La vaguada de la onda suele definirse en términos del punto donde el viento meridional cambia de rumbo, de sur a norte (rojo y azul, respectivamente, en la figura 7.11). Como muestran el diagrama compuesto y el modelo clásico de ondas del este de Riehl,²⁶ en general las ondas tropicales se inclinan hacia el este con la altura entre la superficie y el nivel del chorro africano del este en la troposfera media (~700 hPa) tanto en Bamako (en el interior) como en Dakar (en la costa). Sin embargo, en la zona costera de Dakar las ondas se inclinan hacia el oeste en un nivel por encima del chorro africano del este.

Cree gráficas de tiempo y altura a partir del análisis global de NCEP
http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/histdata/

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.1 Ondas tropicales del este »
7.1.1.3 Formación de las ondas tropicales del este

La formación de las ondas tropicales del este y la convección con ellas asociada están sujetas a los efectos de la topografía de las regiones tropicales del norte de África, especialmente el altiplano etíope y las montañas de Darfur (Sudán), las cordilleras más al este en el mapa (fig. 7.12).

La mayoría de las ondas tropicales tienden a formarse en algún lugar entre 15°E y 30°E, corriente abajo del terreno elevado. Se han propuesto dos teorías principales sobre la génesis de las ondas tropicales:

(i) un mecanismo lineal de inestabilidad barotrópica-baroclínica mixta;

(ii) un forzamiento de amplitud finita corriente arriba de la región de formación de la onda tropical.

En el año 2012 se postuló otro posible mecanismo de formación, la dispersión de energía de una onda tropical existente corriente arriba.²⁷

Inestabilidad barotrópica-baroclínica mixta

En el norte de África tropical, durante la estación cálida el gradiente meridional de vorticidad potencial cambia de signo cerca del nivel del chorro africano del este, en 700 hPa (es decir, la vorticidad potencial comienza a disminuir hacia el norte, como muestra la figura 7.13a). Fíjese en la franja de vorticidad potencial máxima al sur del chorro africano del este, cuya posición está marcada por la línea de trazos roja. Este cambio de signo en el gradiente meridional de la vorticidad potencial satisface el criterio de Charney-Stern para la inestabilidad de un chorro interno.²⁸ Por lo tanto, se espera la formación de ondas del este a partir del desarrollo de pequeñas perturbaciones aleatorias a lo largo del chorro africano del este —inestable debido a cizalladura del viento horizontal y vertical—, un proceso barotrópico-baroclínico mixto.^29,30,31,32 Un estudio climatológico de los cambios de signo en los gradientes meridionales de vorticidad potencial en niveles medios sobre África demostró que el cambio de signo es producto del calentamiento concentrado por la convección profunda asociada al monzón activo.³³ El gradiente de vorticidad potencial negativa en la troposfera media coincide con un fuerte gradiente de temperatura potencial en la troposfera inferior (fig. 7.13b).

Las ondas en niveles bajos al norte del chorro africano del este se forman como resultado de las interacciones baroclínicas entre los gradientes meridionales de vorticidad potencial negativos (∂q/∂y) en el núcleo del chorro africano del este (~700 hPa) y el gradiente de temperatura potencial positivo en niveles bajos (∂θ/∂y).²⁵ Las flechas en la figura 7.14 representan dichas interacciones. Estas ondas secas y poco profundas en niveles bajos siguen los gradientes meridionales de θ positivos sobre el norte de África, mientras las ondas tropicales húmedas en el nivel del chorro siguen los gradientes meridionales de vorticidad potencial en el nivel del chorro africano del este.

No obstante, la teoría de la inestabilidad barotrópica-baroclínica tiene sus limitaciones. La extensión del chorro africano del este, que abarca una región de aproximadamente 40 a 50 grados de longitud, no es suficiente para soportar más de dos ondas, de modo que no es posible desarrollar ondas tropicales de la amplitud observada exclusivamente a partir de este mecanismo de inestabilidad.^34,35 Además, las simulaciones indican que el chorro africano del este es solo marginalmente inestable, lo cual significa que las tasas de crecimiento son demasiado bajas para amplificar las ondas sobre un marco temporal realista. Aun así, esta inestabilidad dinámica altera fuertemente la evolución y estructura de las ondas tropicales.

El aumento gradual de la intensidad de las ondas (p. ej., fig. 7.2) a medida que avanzan hacia la costa es coherente con el crecimiento de las ondas por procesos baroclínicos y barotrópicos secos. La cizalladura horizontal producida por la convección profunda cerca del chorro africano del este contribuye a la inestabilidad barotrópica: las ondas pueden energizarse a partir de procesos barotrópicos si la vaguada se inclina hacia el oeste con la latitud. La cizalladura vertical del viento (el chorro del este sobre el monzón del sudoeste) y los gradientes de humedad, temperatura y presión contribuyen a la inestabilidad baroclínica. Por lo tanto, las ondas pueden energizarse a partir de procesos baroclínicos (advección térmica) si la vaguada de la onda se inclina hacia el este con la altura por debajo del núcleo del chorro africano del este (fig. 7.11).

Forzamiento corriente arriba

La importancia de la convección y la topografía corriente arriba para la iniciación de las ondas tropicales del este fue postulada por Carlson (1969).⁹ Algunos estudios recientes han vuelto a considerar el papel de los factores precursores corriente arriba y apoyan esta teoría.

El estudio de Thorncroft et al. (2008)³⁶ sugirió que las ondas tropicales se inician por efecto del forzamiento convectivo local cerca de la región de entrada del chorro africano del este. El calentamiento latente crea una vaguada inicial corriente abajo que tarda entre 5 y 7 días en llegar a la costa de África occidental. Las ondas tropicales son sensibles a la posición de la convección; su iniciación es más eficiente cuando el calentamiento crea circulaciones en la baja troposfera cerca de la región de entrada del chorro africano del este. Esto significa que es posible explicar la naturaleza intermitente de las ondas del este observadas en términos de la variabilidad de la actividad convectiva en esta zona, en lugar de considerar exclusivamente la estructura del chorro. Además, las simulaciones de escala sinóptica indican que el chorro africano del este es un factor menos importante para la actividad de ondas tropicales que el calentamiento producido por la convección de la ZCIT.³⁷ Las simulaciones de mesoescala también sugieren que no es posible sostener una onda tropical del este por un período prolongado en ausencia de convección activa.³⁸ Por ejemplo, los sistemas precursores de la tormenta tropical Alberto indican que el calentamiento diabático por convección cerca del eje de la vaguada intensificó la tasa de crecimiento de la onda tropical del este y engendró anomalías de mesoescala en la vorticidad potencial. Una serie de explosiones de actividad convectiva precedió a la señal dinámica de la onda tropical. Un episodio importante de convección en las montañas de Darfur (ver mapa), cerca de la región de entrada del chorro africano del este, favorece la formación de un tren de ondas del este sobre África occidental a los pocos días.

Las perturbaciones de escala sinóptica en niveles altos que se propagan del este constituyen otro mecanismo de forzamiento corriente arriba que resulta favorable para la formación de las ondas tropicales:³⁹ cuando la perturbación pasa por encima de las montañas, la conservación de vorticidad potencial conduce a la desviación meridional de las burbujas de aire. Este mecanismo genera vorticidad ciclónica y bajas presiones a sotavento de las montañas.⁴⁰ Aunque la teoría de la vorticidad potencial seca no admite la ciclogénesis a sotavento cuando se conserva la vorticidad potencial en un flujo del este, los estudios que incluyen humedad^10,11 sí han hallado regiones ciclogenéticas a sotavento de las montañas en flujos del este. Además, el forzamiento extratropical de las borrascas de latitudes medias sobre el Atlántico Norte puede generar ondas tropicales.

Ondas tropicales preexistentes

Las observaciones indican que las ondas tropicales nuevas se forman preferentemente corriente arriba respecto de las ondas anteriores y que tienden a formarse en grupos. Se ha postulado un mecanismo de formación de ondas tropicales del este análogo al desarrollo de las ondas baroclínicas de latitudes medias, con la diferencia de que las ondas tropicales nuevas se forman corriente arriba (al este) de las ondas existentes. Si consideramos las ondas tropicales como análogas a los paquetes de ondas baroclínicas de latitudes medias, podemos utilizar la velocidad del grupo y la dispersión de la energía dentro del paquete de ondas para medir su ciclo de vida,²⁷ lo cual produce la dispersión de la energía corriente arriba (hacia el este, en este caso). El análisis de diagramas de Hovmöller ha mostrado que la energía cinética turbulenta aumenta al este (corriente arriba) de los paquetes de ondas tropicales. Si bien las ondas tropicales individuales se desplazan hacia el oeste, el máximo de viento meridional del paquete de ondas en el nivel de 850 hPa se desplaza lentamente hacia el este. Esto significa que a medida que las ondas tropicales avanzan hacia el oeste, continúan dispersando energía hacia el este (corriente arriba), sembrando ondas tropicales nuevas.⁴¹ Este mecanismo no explica la formación de la onda inicial, pero ayuda a comprender por qué las ondas tropicales tienden a formarse en grupos.

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.1 Ondas tropicales del este »
7.1.1.4 Ciclo de vida sobre África

La topografía de las regiones tropicales de África del norte —especialmente las cadenas de montañas— es un factor en la formación de las ondas tropicales del este y la convección asociada (fig. 7.15).

Animación del ciclo de vida de una onda tropical del este compuesta

Las ondas tropicales se detectan inicialmente como una señal convectiva débil en el este, sobre Sudán central (fig. 7.15), y alcanzan su amplitud e intensidad máximas cerca de la costa de África occidental. Los análisis compuestos han permitido identificar cuatro arquetipos regionales dentro del ciclo de vida de las ondas tropicales del este:⁴²

• 20°E — ondas tropicales de formación reciente
• 5°O — ondas tropicales que presentan una estructura baroclínica inclinada
• 15°O — inclinación baroclínica reducida y generación de vorticidad en niveles bajos al sur del chorro
• 30°O — pérdida de la estructura baroclínica

En la figura 7.15, la amplitud y el alcance de las anomalías de radiación de onda larga saliente (el azul representa un aumento en la convección, mientras el rojo indica inhibición) y las líneas de corriente a 850 hPa (isolíneas) ilustran el cambio de intensidad. Por lo general, las ondas se debilitan cuando pasan sobre las aguas del Atlántico oriental. No obstante, el Atlántico oriental se conoce también como la región de desarrollo principal (RDP) de la ciclogénesis tropical (capítulo 8, sección 8.6.2.2)(capítulo 8, sección 8.6.2.2) y es allí que algunas ondas tropicales se convierten en tormentas tropicales.

El movimiento vertical y la convección de las ondas tropicales coinciden con una perturbación de temperatura positiva en la troposfera media, mientras la temperatura de superficie alcanza su nivel mínimo después del paso de la convección^a (fig. 7.10).

Interacción con la convección

Se han hallado fuertes correlaciones entre la convección filtrada para períodos de 2 a 6 días y las medidas dinámicas de la actividad de ondas tropicales sobre África occidental.⁴³ Las observaciones muestran que el altiplano etíope y las montañas de Darfur contribuyen a iniciar las ondas tropicales y los sistemas convectivos de larga duración.^29,44,45 La convección desencadenada por el terreno elevado puede provocar retroalimentaciones dinámicas entre el calentamiento latente, el estiramiento de los vórtices y el aumento en la vorticidad potencial a sotavento (al oeste) de estas sierras y contribuir de este modo a la formación y el crecimiento de las ondas tropicales.^46,47 Una vez estimuladas, las ondas tropicales se propagan hacia el oeste y crecen en respuesta a la inestabilidad baroclínica y barotrópica que existe a lo largo del chorro africano del este^25,29 (sección 7.1.1.3sección 7.1.1.3).

Los sistemas convectivos de mesoescala (SCM) se desplazan con y a través de las ondas tropicales de escala sinóptica; no obstante, los sistemas convectivos de mesoescala sienten más los efectos del ciclo diurno sobre terreno alto, de la energía potencial convectiva disponible (CAPE, capítulo 5CAPE, capítulo 5) y de la cizalladura vertical que los efectos de las ondas tropicales.^45,48,49 Es común que se formen nubes convectivas profundas en los sistemas convectivos de mesoescala, en o delante de la vaguada de la onda tropical,^{9,16,24,50,51} pero dichos sistemas también producen máximos secundarios al este de la vaguada, sobre el Sahel del norte^45,52,53 (fig. 7.16). Normalmente, los sistemas convectivos de mesoescala comienzan a formarse al este de los vórtices norte y sur de la onda tropical, en el nivel de 850 hPa, pero en su etapa madura la mayor parte de la convección profunda se encuentra al oeste del vórtice sur y al este del vórtice norte. También se forman sistemas convectivos de mesoescala detrás de la vaguada de la onda tropical, que se propagan a la región por delante de dicha vaguada.

La intensificación de la convección en o detrás de la vaguada de la onda tropical, algo que se observa principalmente en el Sahel del norte (fig. 7.17), siente principalmente los efectos de la humedad disponible, es decir, del transporte hacia el norte de la humedad del océano y de los bosques ecuatoriales.^52,55,56,57 En el caso de las ondas que siguen el paralelo de 12,5°N, las anomalías de precipitación positivas son más altas en la vaguada, donde la convección está asociada con los máximos de convergencia y vorticidad ciclónica en los niveles bajos, mientras cerca de 5°N las anomalías de precipitación alcanzan su máximo por delante de la vaguada.⁵⁶ El pico en la actividad convectiva ocurre al este de la vaguada de las ondas del este intermitentes con períodos de 6 a 9 días.⁵⁶

Durante el proyecto de análisis multidisciplinario del monzón africano (African Monsoon Multidisciplinary Analyses, AMMA) y las campañas AMMA de la NASA de agosto y septiembre de 2006, se observaron en detalle algunas interacciones entre la convección y una onda tropical del este. Las observaciones realizadas sobre el océano y en las estaciones costeras determinaron que la convección más intensa ocurrió delante de la vaguada de la onda, donde se maximizaban los niveles altos de CAPE y la convergencia en niveles bajos.⁵³ Sobre el continente, la onda extendió el período de actividad de precipitaciones cuando un sistema convectivo de mesoescala coincidía con la vaguada de la onda en 700 hPa; sin embargo, cuando un sistema convectivo de mesoescala se formaba al este de la onda y se propagaba a través de la vaguada de la onda, no exhibía cambios significativos como resultado de su interacción con ella.

La interacción entre la vorticidad asociada con las ondas tropicales y la vorticidad de escala sinóptica asociada con los sistemas convectivos de mesoescala es objeto de mucha investigación. Algunos ciclones tropicales, como Alberto (2000), comienzan como sistemas de onda tropical/SCM que se forman cerca de las montañas de Darfur y el altiplano etíope y pasan por ciclos de disipación y regeneración conforme avanzan hacia el oeste.^46,47 Por ejemplo, el patrón de nubes arremolinado en los precursores del huracán Helene (2006) indica la existencia de un vórtice convectivo de mesoescala, una estructura que a veces se forma en la región estratiforme de los sistemas convectivos de mesoescala. Los vórtices precursores de Helene parecen ampliarse sobre el continente, dentro de la estructura de la onda tropical, y luego un vórtice intenso emerge del continente, poco antes de que inicie la ciclogénesis tropical.⁵⁸ Estas observaciones destacan el papel de los sistemas convectivos de mesoescalasistemas convectivos de mesoescala como una fuente de vorticidad potencial para la ciclogénesis tropical.

Oficina internacional del proyecto de análisis multidisciplinario del monzón africano (African Monsoon Multidisciplinary Analyses, AMMA): http://www.amma-international.org/spip.php?rubrique1
Campaña AMMA de la NASA (NAMMA): http://airbornescience.nsstc.nasa.gov/namma/

Interacciones con la superficie

Además de las respuestas estructurales de las ondas tropicales a la transición entre tierra firme y el océano, la variabilidad de la superficie terrestre puede ser otro factor importante. Las transiciones abruptas entre suelos desnudos y cubiertos de vegetación o entre suelos secos y húmedos son típicas del Sahel del norte. La humedad del suelo responde con bastante rapidez a las variaciones en la precipitación y, a su vez, influye en el desarrollo de la convección. El paso de una onda tropical favorece la existencia de suelos húmedos detrás de la vaguada (fig. 7.18), un efecto de la forma en que esta modula la convección. Los patrones de flujo del calor sensible sienten los efectos de los contrastes zonales en la evapotranspiración potencial, que perturba las isoentropas en el nivel de 925 hPa. La configuración perturbada apoya un flujo máximo del sur, de suelos húmedos a secos, lo cual estimula la convección nueva (fig. 7.18).

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.1 Ondas tropicales del este »
Sección especial 7-1 Las ondas tropicales del este como ondas acopladas a la convección

Como ocurre con otras ondas, las ondas tropicales del este son el producto de una perturbación o inestabilidad que altera un flujo que inicialmente estaba en equilibrio. Se forma una onda cuando la fuerza restauradora que actúa para eliminar la perturbación es excesiva. Esto significa que para comprender la formación y las propiedades de un determinado tipo de onda es preciso identificar la fuerza restauradora responsable de su formación.

Parte de la convección profunda en el trópico parece organizarse de acuerdo con una dinámica coherente con la teoría de aguas someras de Matsuno (1966).⁶⁰ Estas ondas ecuatoriales acopladas a la convección se han identificado gracias a los picos espectrales evidentes en los diagramas de número de onda zonal y frecuencia desarrollados por Wheeler y Kiladis (1999).⁶¹ Dichos picos se orientan a lo largo de las curvas de dispersión de los modelos de aguas someras de Matsuno.

La onda tropical del este no forma parte de las soluciones de modo normal de las ecuaciones de aguas someras de Matsuno, pero fue la primera onda tropical acoplada a la convección en reconocerse en estudios publicados.

Fig. SE7-1.1. (Repetición de la fig. 4A.1). En el diagrama de frecuencia y número de onda que ilustra las bandas espectrales empleadas para filtrar los datos de radiación de onda larga saliente a fin de identificar las ondas ecuatoriales en el mundo real, las ondas del este son representadas por el tipo «depresión tropical». Las líneas continuas indican los filtros impuestos por Roundy y Frank (2004),⁶² mientras las líneas de trazos definen los límites del filtro impuestos por Wheeler y Kiladis (1999).⁶¹

Las ondas tropicales del este son giros de Rossby desplazados del ecuador que se propagan hacia el oeste y su estructura es similar a la de las ondas mixtas de Rossby-gravedad. Están representadas por la señal espectral de tipo depresión tropical, que se junta con la señal de onda mixta de Rossby-gravedad en la izquierda del diagrama de número de onda y frecuencia de la figura SE7-1.1.

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7.1.1 Ondas tropicales del este »
7.1.1.5 Observación y seguimiento

Las ondas tropicales del este no avanzan a una velocidad constante, sino que pueden acelerar, desacelerar, detenerse e incluso retroceder en respuesta al calentamiento diabático producido por la convección de escala subsinóptica, a forzamientos de la superficie y a la interacción con las vaguadas de latitudes medias o las vaguadas tropicales de la alta troposfera (Tropical Upper Tropospheric Trough, TUTT) sobre el Atlántico. Además, su velocidad difiere según se encuentren sobre tierra firme o sobre el océano y, por lo general, avanzan más lentamente sobre el Atlántico central que en otros lugares. El movimiento de las ondas tropicales también siente los efectos de la interacción entre el vórtice de la onda y el gradiente de vorticidad de fondo de la Tierra, denominado efecto β (capítulo 8, sección 8.7.1capítulo 8, sección 8.7.1). El símbolo β representa el gradiente norte-sur del parámetro de Coriolis. La rotación de los vientos en torno al vórtice de la onda se combina con la variación norte-sur del parámetro de Coriolis para producir asimetrías de vorticidad relativa que agregan un pequeño componente hacia el polo y hacia el oeste al movimiento de las ondas tropicales sobre el Atlántico central. Para seguir el desarrollo y el movimiento de las ondas del este es preciso identificar un punto de referencia —normalmente el eje de la vaguada—, algo que se puede hacer por varios métodos.

Imágenes del satélite estacionario

Los diagramas de Hovmöller y las secuencias de imágenes satelitales permiten observar la nubosidad relacionada con las ondas tropicales (fig. 7.19). En este ejemplo, fíjese en la zona de nubosidad que el 21 de julio se encuentra en África occidental (0°E), que para el 26 de julio casi ha alcanzado los 30°O. Sin embargo, este método no produce siempre una vaguada de referencia coherente, debido a la variedad de formas que adoptan las ondas y a las diferencias en sus etapas de desarrollo. Incluso con un patrón nuboso claramente definido (en bandas o circular), es posible identificar erróneamente como una onda tropical algún otro fenómeno no relacionado.

Vientos meridionales

Un método difundido para identificar las ondas tropicales del este consiste en determinar el lugar donde el viento meridional en el nivel del chorro africano del este equivale a cero. Este nivel, que normalmente se establece en 700 hPa, define la vaguada de la onda, donde el viento cambia de norte a sur (líneas de trazos gruesas en la fig. 7.20). Para identificar las ondas al norte del chorro africano del este se emplea el mismo método en el nivel de 850 hPa, ya que estas ondas suelen alcanzar allí su amplitud máxima.

Vorticidad relativa

Debido a que las ondas tropicales del este tienen máximos de vorticidad relativa en 850 y en 700 hPa (fig. 7.21), es posible utilizar la vorticidad relativa en ambos niveles para localizarlas. Sin embargo, la vorticidad relativa asociada con los sistemas convectivos de mesoescala suele ser mayor en comparación con la de las ondas tropicales de escala sinóptica y, en promedio, los sistemas convectivos de mesoescala avanzan más rápidamente que las ondas tropicales. Estos dos factores complican el uso de los máximos de vorticidad relativa para identificar las ondas tropicales.

Vorticidad potencial

La vorticidad potencial del vórtice de niveles bajos al norte del chorro africano del este se ha identificado como un componente de la estructura de escala sinóptica de las ondas tropicales. Por ejemplo, entre julio y septiembre de 2004 alrededor del 80 % de las ondas tropicales presentaba un vórtice norte que avanzaba con la onda tropical y fue posible utilizar la vorticidad potencial máxima en la superficie de temperatura potencial de 315 K para seguir su movimiento.⁶³ El uso de la vorticidad potencial para seguir el movimiento de las ondas tropicales tiene las mismas limitaciones que la vorticidad relativa: puede haber varios centros de vorticidad potencial asociados a una vaguada en particular. La figura 7.22 muestra el campo de vorticidad potencial tridimensional asociado con el ciclón tropical Earl y la onda precursora de dicho sistema.

Análisis de tiempo y altura

Para seguir el movimiento de las ondas tropicales del este analizamos los diagramas temporales de vientos, humedad relativa, temperatura potencial equivalente y anomalías de temperatura correspondientes a distintas estaciones aerológicas en África y el Caribe. Por ejemplo, la figura 7.23 ilustra el uso de los sondeos de Praia, Cabo Verde (14.9°N, 23.6°O), para identificar siete ondas tropicales.⁶⁴ El paso de las vaguadas produce picos de humedad relativa a través de profundas capas de la troposfera y cambios marcados en el viento, de norte a sur. De forma similar a lo que vimos en el análisis compuesto (fig. 7.9), por lo general el paso de la vaguada de una onda está asociado con anomalías frías en la baja troposfera. La circulación de la onda conduce a un cambio en la dirección del viento zonal, de oeste a este, y el chorro africano del este acelera detrás de la convección profunda en la onda.

Diagramas de tiempo y altura en tiempo real del Centro Nacional de Huracanes de los EE.UU.:
http://www.nhc.noaa.gov/index_station.shtml

Función de corriente

La función de corriente en el nivel del chorro africano del este (que se define en 700 hPa) ofrece otro posible método para identificar las vaguadas y las dorsales de las ondas tropicales del este. La función de corriente es análoga a la altura geopotencial, que se emplea para identificar las vaguadas y las dorsales en las latitudes medias. Las vaguadas —los mínimos en la función de corriente— tienen el aspecto de una «V invertida» (fig. 7.24).

Advección de la vorticidad por curvatura en la función de corriente

Existe un método objetivo, desarrollado por Berry et al. (2007),⁶³ que define las vaguadas y las dorsales de una onda tropical del este en términos del lugar donde el producto de la advección de vorticidad de la función de corriente por el viento de la función de corriente equivale a cero. Delante de las vaguadas se observa advección de vorticidad positiva y detrás de ellas, negativa. La posición de una vaguada se distingue de la de una dorsal identificando la isolínea cero de la advección en las regiones donde la vorticidad por curvatura en la función de corriente excede 0,25×10⁻⁵ s⁻¹ y el flujo es del este. El apéndice 7Aapéndice 7A presenta las relaciones de ecuación y desigualdad en los valores de diagnóstico empleados para identificar de forma objetiva los ejes de las vaguadas de las ondas tropicales y el chorro africano del este.

La figura 7.25 muestra ejemplos de las vaguadas de algunas ondas tropicales del este identificadas objetivamente sobre la base de la advección de la vorticidad por curvatura en la función de corriente.

Mapas regionales de vaguadas de ondas tropicales del este identificadas objetivamente (University at Albany): http://www.atmos.albany.edu/student/janiga/web/regional_maps.htm

Productos de microondas de satélites polares y en órbita terrestre baja

Sobre el océano, las ondas tropicales del este se pueden identificar mediante el producto agua precipitable total (Total agua precipitable, TPW) derivado a partir de los datos generados por los sensores de microondas del satélite. La figura 7.26a muestra dos ondas sobre el Atlántico tropical y una sobre el Caribe, cerca de La Española, que se pueden identificar por la forma en «V invertida» que se nota a lo largo de la banda de valores elevados de agua precipitable total. A veces, la estructura de las ondas se observa con mayor claridad en las anomalías de agua precipitable total (fig. 7.26b).

Animaciones en tiempo real y de archivo de agua precipitable total y anomalías de agua precipitable total: http://www.ospo.noaa.gov/Products/bTPW/Product_Animation.html

Vientos filtrados

Es posible aplicar un filtro pasabanda a los vientos de escala sinóptica para identificar las ondas tropicales del este,⁴³ pero este método requiere una serie temporal larga y aproximaciones del estado futuro, y no es confiable para el análisis operacional en tiempo real.

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7.1.1 Ondas tropicales del este »
7.1.1.6 Transformación en ciclones tropicales corriente abajo

La mayoría de las ondas tropicales del este se debilitan a medida que se alejan de la costa de África occidental con rumbo al oeste sobre las aguas relativamente frías del Atlántico oriental y central y llegan a la zona de subsidencia a gran escala del anticiclón subtropical, que tiene un efecto estabilizadorla zona de subsidencia a gran escala del anticiclón subtropical, que tiene un efecto estabilizador. Por lo general, la convección profunda disminuye y se vuelve menos organizada sobre el Atlántico central. El Atlántico oriental es menos favorable para la ciclogénesis cuando la cizalladura del viento en la capa de 200-850 hPa excede 15 m s⁻¹.

Transformación en ciclones tropicales

Algunas ondas tropicales del este forman ciclones tropicales (como en el ejemplo de la fig. 7.27). Los huracanes más intensos comienzan como ondas tropicales del este.¹⁸ A veces la ciclogénesis ocurre cerca de la costa de África occidental, donde las lluvias fuertes, los vientos intensos y los mares agitados amenazan tanto la vida como la propiedad, como sucedió en 1999 en Senegal, donde la tormenta tropical Cindy causó daños de infraestructura y la muerte de varias personas.⁶⁵ Otras ondas tropicales se fortalecen más al oeste y algunas llegan a formar ciclones tropicales hasta en el Pacífico oriental.^10,11 Se ha determinado que todos los ciclones tropicales que se formaron en el Pacífico oriental en 1991 estaban relacionados con ondas tropicales que se habían originado en África.^66,67

Las ondas tropicales del este siguen dos trayectorias predominantes —al norte y al sur del chorro africano del este— que constituyen las regiones de origen de los ciclones tropicales en el Atlántico (fig. 7.28). La trayectoria sur produce la mayoría de las tormentas que llegan a la región principal de desarrollo de ciclones tropicales en el Atlántico central y oriental y estas ondas se transforman en ciclones tropicales a un ritmo casi el doble en comparación con las de la trayectoria norte. Los ciclones tropicales que se forman a partir de las ondas tropicales que siguen la trayectoria sur son la fuente de los huracanes más intensos (el grupo 3 en la fig. 7.28). Las ondas tropicales que siguen la trayectoria norte viajan más lejos y tardan más tiempo en transformarse en ciclones tropicales, probablemente debido a su naturaleza más seca y menos profunda en comparación con las ondas tropicales que se forman al sur del chorro.

Ondas tropicales que están/no están en fase de evolución

Se han identificado varias diferencias críticas entre las ondas tropicales del este que evolucionan hasta transformarse en un ciclón tropical y las que no se transforman en ciclones tropicales:⁶⁸

• Las ondas tropicales en fase de evolución tienen una estructura de núcleo frío característica aproximadamente dos días antes de llegar a la costa de África occidental.
• Las ondas tropicales en fase de evolución adquieren una estructura de núcleo más cálido a medida que se acercan a la costa de África occidental.
• En las ondas tropicales en fase de evolución, las regiones de convección profunda están restringidas a la vaguada de la onda mientras la onda se encuentra en la costa y conforme avanza sobre el océano. Las ondas tropicales que no están en fase de evolución tienden a presentar convección más intensa al este de la vaguada.
• Las ondas tropicales que no están en fase de evolución tienen niveles bajos de humedad relativa en las capas medias y altas al norte e inmediatamente corriente abajo de la onda tropical.
• Las ondas tropicales que no están en fase de evolución tienen amplitudes menores.

La observación de dos ondas tropicales en fase de evolución y una que no lo estaba⁶⁹ permitió determinar que aunque ambos tipos de ondas experimentaron un período de intenso calentamiento diabático debido al rápido desarrollo de la convección organizada, el eje de las vaguadas de las dos ondas tropicales del este en fase de evolución estaba inclinado de nordeste a sudoeste y estas presentaban un máximo del viento delante del eje, mientras el eje de la vaguada de la onda tropical que no estaba en fase de evolución estaba inclinado de noroeste a sudeste y el máximo del viento se hallaba detrás de la vaguada. A menudo, las ondas tropicales del este se fortalecen cerca de las tierras altas de Guinea, porque la vorticidad local generada por la convección inducida por el terreno intensifica la vorticidad de la onda.⁷⁰

También se han observado diferencias entre las ondas tropicales del este que se convierten en ciclones tropicales sobre el Atlántico oriental y las cuya evolución se produce más al oeste, sobre el Caribe.⁷¹ Las ondas que se desarrollaron sobre el Atlántico oriental tenían:

• flujo intensificado del sudoeste en niveles bajos;
• vorticidad ciclónica en niveles bajos;
• convergencia de vientos a gran escala en niveles bajos; y
• movimiento vertical propicio para el desarrollo.

Las ondas que se desarrollaron sobre el Caribe exhibían:

• fuerte cizalladura vertical del viento en la troposfera media y baja, debido a la intensidad anómala del chorro africano del este sobre el Atlántico oriental;
• humedad relativa más baja de lo normal; y
• mayor estabilidad atmosférica.

Los episodios de capa de aire del Sahara —que se caracteriza por aire seco, fuerte cizalladura vertical y gran inestabilidad— se han asociado con la inhibición de la evolución de las ondas tropicales y el debilitamiento de los ciclones tropicales sobre el Atlántico oriental. En el ejemplo que se muestra en la figura 7.29, la onda tropical del este débil que no está en fase de evolución (OTE 1) se desplaza con la región de aire sahariano seco y cargado de polvo en la baja troposfera (SAL 1) al mismo tiempo que el sistema precursor de Debby se intensifica rápidamente en una troposfera baja más húmeda que contiene menos polvo. No obstante, hay que tener presente que existen varios otros factores (vea la lista anterior) más críticos que la capa de aire del Sahara para el fortalecimiento o el debilitamiento de una onda.

Animación de la tormenta tropical Debby

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7.1.1.7 Ondas tropicales sobre el Atlántico, el Caribe y el Pacífico oriental

Lejos de África, nuestros planteamientos para describir, explicar y categorizar la estructura transformada de las ondas tropicales del este cambian, e incluso utilizamos términos distintos, como «onda en V invertida» y «onda del este» para describirlas. El Centro Nacional de Huracanes emplea el término genérico «onda tropical» (tropical wave) para referirse a una vaguada o región de curvatura ciclónica en los alisios o en los vientos ecuatoriales del este. Riehl desarrolló su modelo clásico de ondas del este²⁶ a partir de observaciones en altura obtenidas en el Caribe, y el modelo de «V invertida» de Frank⁷³ surgió del estudio de las ondas sobre el Atlántico y el Caribe mediante imágenes satelitales.

Según el modelo clásico de ondas del este de Riehl, las ondas suelen inclinarse hacia el este hasta la troposfera media (fig. 7.30). La curvatura máxima (intensidad máxima) no se encuentra en la superficie, sino en los niveles medios (las líneas de corriente rojas en la fig. 7.30). Las líneas blancas de la figura anterior representan el eje de la vaguada en la superficie (al oeste) y entre 700 y 600 hPa (al este). Los vientos tienden a ser del ENE delante del eje y del ESE detrás del mismo (fig. 7.30). Los cambios en el viento son débiles en la superficie, pero se tornan más pronunciados entre 850 y 500 hPa, y a veces aparece una circulación cerrada cerca de 700 hPa.

Por lo general, sobre el Caribe se observan divergencia en niveles bajos, subsidencia y buen tiempo delante de la onda, y convergencia, movimiento ascendente, una profunda capa de humedad y tiempo perturbado al este del eje de la vaguada (fig. 7.31). En contraste, en las ondas sobre África occidental la actividad convectiva aumenta en o al oeste la vaguada y disminuye al este de la misma. La excepción es el norte del Sahel, donde la convección se intensifica al este en el flujo sur (de forma similar al modelo de ondas del este de Riehl).

Algunas ondas sobre el Atlántico oriental y central forman bandas embebidas que se parecen a una «V invertida» (fig. 7.32).⁷³ El patrón se vuelve menos evidente a medida que la onda se desplaza hacia el oeste y en la mayoría de los casos desaparece poco antes de llegar al Caribe oriental. A veces, el patrón de nubes solamente revela parte de una «V invertida».

Después de debilitarse sobre el Atlántico central, muchas ondas del este exhiben una «explosión» transitoria de la nubosidad sobre el Caribe oriental.⁷³ Este aumento en la nubosidad es más común cuando la onda tropical coincide con el cuadrante sudeste de una vaguada tropical de la alta troposfera (TUTT), resultado del movimiento ascendente inducido por la divergencia en altura en el lado oriental de la vaguada en altura.

A veces encontramos una onda invertida en niveles bajos en los alisios, debajo de una TUTT, que en las imágenes del satélite puede parecer, erróneamente, una onda tropical. Sin embargo, las ondas del este suelen desplazarse con el flujo de la troposfera media a baja, independientemente de la TUTT, mientras las vaguadas invertidas en niveles bajos inducidas por las TUTT suelen desplazarse con las TUTT.

El perfil medio de las ondas tropicales sobre el Caribe y el Pacífico oriental generado a partir de un análisis compuesto⁷⁴ (fig. 7.33) es similar al modelo de ondas del este desarrollado por Riehl en 1945 (fig. 7.30).²⁶ Ambos reflejan la inclinación hacia el este hasta la troposfera media. Se encuentran temperaturas más frías en la troposfera media a baja y más cálidas en altura, de forma parecida a las ondas sobre África occidental. Sin embargo, en el Caribe occidental el perfil de temperaturas coincide con la fase sur de la onda, el máximo de humedad y la convección. Sobre el Pacífico oriental, la señal máxima de la onda se encuentra cerca del nivel de 750 hPa.

Se observa un máximo en el viento meridional cerca de la superficie en la región del chorro de bajo nivel del Caribe, lo cual implica que la interacción entre las ondas del este y dicho chorro puede contribuir a la ciclogénesis tropical en el Caribe, ya sea a través del fortalecimiento de las ondas que se originan sobre África o de la génesis de ondas del este en el Caribe.

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7.1.1 Ondas tropicales del este »
7.1.1.8 Variabilidad intraestacional

La actividad de ondas tropicales es intermitente entre mayo y octubre, y existe cierta tendencia a la formación de grupos de ondas después de los cuales se observa un período de actividad reducida. La variabilidad en la estructura e intensidad de las ondas tropicales está relacionada con:

• la variabilidad en el entorno regional, por ejemplo, la cizalladura o convergencia asociadas principalmente con el chorro africano del este y también provocadas por el monzón del sudoeste sobre África;
• la variabilidad en el acoplamiento de la convección con las diferentes fases de la onda (es decir, las vaguadas, las dorsales y las regiones entre ellas);
• la variabilidad en el mecanismo de iniciación de la onda tropical;
• las interacciones con las vaguadas extratropicales y con las ondas ecuatoriales acopladas por convecciónlas ondas ecuatoriales acopladas por convección;
• las interacciones con la oscilación de Madden-Julian (OMJ)oscilación de Madden-Julian (OMJ);
• el desarrollo de otras ondas tropicales corriente arriba (que conduce a la dispersión de la energía cinética turbulenta y a la convergencia del flujo geopotencial).

La oscilación de Madden-Julian y las ondas de Kelvinondas de Kelvin modulan la convección sobre África y afectan la actividad de ondas tropicales.^75,76 Por ejemplo, la figura 7.34 muestra una serie de cinco ondas tropicales que se desencadenaron o se intensificaron durante el paso de una onda de Kelvin sobre África en 1987. La cuarta onda se transformó en la tormenta tropical Bret.⁴³ La tormenta tropical Debby (2006) se formó después de haberse producido la interacción entre una onda tropical de este y una onda de Kelvin sobre el Atlántico tropical.⁷⁷

El análisis de la energía cinética turbulenta de las ondas tropicales con diagramas de Hovmöller ha mostrado que, si bien las ondas tropicales individuales se desplazan hacia el oeste, el máximo de energía de la onda se desplaza lentamente hacia el esteel máximo de energía de la onda se desplaza lentamente hacia el este. La energía dispersada hacia el este (corriente arriba) siembra las ondas tropicales nuevas, algo que contribuye a explicar por qué tienden a formarse en grupos.

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7.1.2 Ondas ecuatoriales de inercia-gravedad »
7.1.2.1 Descripción básica y acoplamiento a la convección

La onda ecuatorial de inercia-gravedad (IG) es una de varias ondas que están «atrapadas» cerca del ecuador debido a la inversión del efecto de Coriolis a través del ecuador (Matsuno 1966,⁶⁰ capítulo 4capítulo 4). Estas ondas tienen los atributos de una onda de gravedad que se propaga en una atmósfera estratificada estable, pero están bajo la influencia del empuje hidrostático y de Coriolis. Las ondas ecuatoriales de inercia-gravedad ayudan a organizar la convección tropical.

Como muestra la figura 7.35, las ondas de inercia-gravedad pueden propagarse hacia el este (IGE) o hacia el oeste (IGO). Todas las modalidades se propagan verticalmente e influyen tanto en la dinámica de la alta troposfera como en el forzamiento de la oscilación cuasi-bienal (OCB, capítulo 4)forzamiento de la oscilación cuasi-bienal (OCB, capítulo 4) en la estratosfera tropical.⁷⁸ Al igual que las ondas oceánicas, las ondas de inercia-gravedad se describen en términos de su longitud de onda y período (capítulo 4, sección especial 4-2capítulo 4, sección especial 4-2), pero los ejes en los diagramas de dispersión (fig. 7.35) se expresan en términos de variables proporcionales al inverso de las cantidades siguientes: número de onda (k) y frecuencia (v). El sentido de propagación depende del signo del número de onda zonal, k.

Fig. 7.35. Curvas de dispersión para ondas ecuatoriales (hasta n = 4) en función de la frecuencia adimensional v* y del número de onda zonal k*, donde y . Las ondas que se propagan hacia el este aparecen en el cuadrante de la derecha (respecto del estado básico cero empleado), mientras las que se propagan hacia el oeste aparecen en la izquierda.⁷⁸

Como ocurre con otras ondas ecuatoriales, las ondas de inercia-gravedad están acopladas a la convección. Este acoplamiento convectivo se mide por medio de la radiación de onda larga saliente, la temperatura de emisión y la precipitación.⁶¹ Ambos modos acoplados (IGE e IGO) presentan un máximo de varianza sobre el Pacífico occidental tropical, pero las ondas IGO n = 0 presentan otro máximo de varianza sobre África septentrional tropical (fig. 7.36).

Las ondas IGE ocurren todo el año, pero su máxima frecuencia se registra en los períodos de mayo a julio y de octubre a diciembre.⁸⁰ Estos eventos tienen una duración aproximada de una semana. Las ondas IGO ocurren todo el año, pero son más frecuentes entre diciembre y febrero.

Un análisis del espectro de número de onda y frecuencia de las ondas de inercia-gravedad acopladas a la convección basado en la radiación de onda larga saliente⁶¹ permitió detectar picos (los tonos de color en la fig. 7.37) que coinciden bastante bien con las relaciones de dispersión de las ondas de inercia-gravedad secas (teóricas) identificadas por Matsuno (1966) para profundidades equivalentesprofundidades equivalentes de 12 a 50 m. Las ondas acopladas a la convección tienen una profundidad equivalente menor que las que no presentan convección, siendo estas más frecuentes en la estratosfera.⁷⁸

Las velocidades de fase zonal y vertical de las ondas de inercia-gravedad son bastante elevadas en comparación con las de otras ondas ecuatoriales. Las velocidades horizontales oscilan entre 10 y más de 30 m s⁻¹. Los máximos espectrales de las ondas de inercia-gravedad muestran una varianza de propagación hacia el oeste de aproximadamente 2 a 3 días en el espectro simétrico para las ondas IGO n = 1 y una varianza de propagación hacia el este de aproximadamente 2 a 4 días para las ondas IGE n = 0. La onda IGO antisimétrica n = 2 se ha estudiado mucho menos que las otras dos soluciones de onda, pero se pueden detectar en el espectro. Observe que aunque los picos espectrales de las ondas IGE y mixtas de Rossby-gravedad representan un continuo, se tratan como perturbaciones distintas.

El primero en identificar la estructura espacial de las ondas de inercia-gravedad secas fue Matsuno (1966); se trata de soluciones de alta frecuencia de las ecuaciones de aguas someras aplicadas a un plano β ecuatorial (apéndice 4A1.3)plano β ecuatorial (apéndice 4A1.3). De forma análoga a como el número de onda k define el número de ondas a lo largo de un círculo de latitud, el número de modo meridional n corresponde al número de nodos que cada onda presenta en la dirección meridional, siendo un nodo un cambio de signo en la dirección meridional del componente de velocidad meridional de la onda. Las curvas trazadas en las figuras 7.35 y 7.37 corresponden a distintos valores de n.

Un cambio en k o en n tiene el efecto de alterar la estructura espacial de la onda (fig. 7.38). Las ondas IGO n = 1 son simétricas respecto del ecuador, mientras las ondas IGO n = 2 e IGE n = 0 son antisimétricas respecto del ecuador (fig. 7.38). El paso de una onda IGO n = 1 está marcado por la propagación hacia el oeste de convección ecuatorial más intensa, a la cual se siguen condiciones de convección suprimida, de forma análoga a lo que ocurre con las ondas de Kelvinondas de Kelvin. Las dos ondas antisimétricas producen convección desplazada del ecuador en un hemisferio e inhibición de la convección en el hemisferio opuesto, con un flujo en niveles bajos a través del ecuador dirigido hacia la región de convección. La onda IGE presenta una extensa zona de convergencia y un flujo predominantemente divergente a través del ecuador que proviene de la región de convección suprimida, mientras para la onda IGO n = 2 el componente a través del ecuador es menor.

Los conglomerados de nubes que se forman sobre las zonas de aguas cálidas de los océanos Pacífico e Índico y se propagan hacia el oeste con períodos de 1 a 3 días dentro de la OMJ se denominan «ondas de 2 días».^81,82 Algunas de estas ondas se han identificado como perturbaciones IGO n = 1 acopladas a la convección^82,83,84 con longitudes de onda de 2000 a 4000 km. Los análisis compuestos de las ondas IGO n = 1 muestran el desplazamiento de la convergencia en niveles bajos hacia el este respecto de la solución ideal de la onda (fig. 7.38), pero el nivel superior coincide con la estructura ideal en altura, con la divergencia máxima coincidente con la zona de mayor convección (fig. 7.39). Las simulaciones de líneas de turbonada tropicales han determinado que algunas podrían categorizarse como ondas de inercia-gravedad acopladas a la convección que tienen las propiedades de dispersión de las ondas de gravedad de aguas someras.⁸⁵ Estas estructuras son particularmente pronunciadas sobre África y el Pacífico occidental.

A diferencia de las ondas IGO n = 1, que se identificaron originalmente en conexión con perturbaciones convectivas profundas, la onda IGE n = 0 se conocía más ampliamente como una onda estratosférica seca.⁸⁶ Las representaciones compuestas de las circulaciones IGE n = 0 acopladas a la convección no coinciden bien con la sincronización relativa de la convección y el movimiento en la estructura de la onda seca ideal (compare las figuras 7.40 y 7.38). No obstante, se espera un flujo a través del ecuador tanto en niveles bajos como en niveles altos, lo cual significa que los vientos en el nivel de 200 hPa tienen un componente mayormente divergente hacia el ecuador, hacia la región de convección más intensa.

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7.1.2 Ondas ecuatoriales de inercia-gravedad »
7.1.2.2 Mecanismos de formación y soluciones teóricas

Normalmente, el estímulo que produce las ondas ecuatoriales de inercia-gravedad es un calentamiento diabático que induce una respuesta de gran escala. Un modelo simple de esta circulación tropical a gran escala muestra un pico de calentamiento diabático en la troposfera media, y un perfil de velocidad vertical coincidente y las perturbaciones de velocidad horizontal y presión asociadas, de signo contrario, en la troposfera baja y alta (fig. 7.38). En las ondas IGO, la convección ocurre en fase y está sincronizada con el ciclo diurno, alternándose un día sí y otro no, lo cual implica que la capa límite tropical necesita un día para recuperarse después de un evento convectivo. Se ha postulado también que las condiciones de fuerte cizalladura pueden jugar un papel importante en la generación y el mantenimiento de las ondas de inercia-gravedad y otras ondas ecuatoriales, especialmente en las regiones monzónicas.⁷⁹

Como se explica en detalle en el apéndice A del capítulo 4apéndice A del capítulo 4, las ecuaciones de aguas someras permiten derivar soluciones matemáticas para cada tipo de onda ecuatorial de gran escala. Las ondas de gravedad y de vorticidad (de Rossby) existen ambas en las ecuaciones de ondas de aguas someras. La inclusión del parámetro de Coriolis brinda soluciones de ondas de inercia-gravedad (a diferencia de las ondas de gravedad puras). La vorticidad potencial (VP) combina medidas de rotación y distribución de masa, de modo que es una propiedad útil para hacer el seguimiento de estructuras en flujos balanceados. Las fuerzas restauradoras de las ondas de inercia-gravedad son el empuje hidrostático y la vorticidad potencial.

Para obtener las soluciones de estas ondas es preciso suponer ciertas condicionessuponer ciertas condiciones: las ondas son perturbaciones respecto de un estado de fondo que se define como un fluido en reposo de la profundidad media deseada; para el trópico, se supone un flujo zonal constante del este. A frecuencias elevadas, podemos aproximar la frecuencia de las ondas de Rossby con la siguiente ecuación:

         (1)

donde ω es la frecuencia de la onda, k es el número de onda zonal, H es la profundidad equivalenteprofundidad equivalente de la atmósfera, β es la derivada del parámetro de Coriolis respecto de la latitud, g es la aceleración de la gravedad y n es un número entero que resulta de la solución de serie de la ecuación de ondas. Como se explicó antes, n es el número de modos en la componente meridional del viento asociado con la onda (los lugares donde la componente v pasa a cero).

Podemos inferir el signo de la velocidad de fase (y, por tanto, la dirección de propagación de la onda) aplicando una regla sencilla: si la frecuencia ω y el número de onda k son del mismo signo, la onda se propaga hacia el este; si son de signos contrarios, la onda se propaga hacia el oeste. Por lo tanto, la raíz positiva de la ecuación (1) corresponde a ondas de inercia-gravedad que se propagan hacia el este (puesto que ω y k tienen el mismo signo) y la raíz negativa corresponde a las ondas de inercia-gravedad que se propagan hacia el oeste (porque ω y k tienen signos opuestos). Los signos de ω y de k son producto de las solucionessoluciones de las ecuaciones de aguas someras.

La estructura espacial de la onda en cada dirección de propagación se puede derivar resolviendo la ecuación (1) para la componente meridional del viento después de asignar un valor apropiado a n. Sustituyendo esta solución de vuelta en las ecuaciones de aguas someras se obtiene la forma de onda para el viento zonal y la perturbación de altura. Para n = 0, la solución positiva corresponde a la onda de inercia-gravedad que se propaga hacia el este, mientras la solución negativa corresponde a las ondas mixtas de Rossby-gravedad. Encontrará las derivaciones detalladas de la estructura y el movimiento de las ondas ecuatoriales en el apéndice 4Capéndice 4C, y las soluciones para las ondas de inercia-gravedad en el apéndice 4C.3apéndice 4C.3.

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.3 Vaguadas tropicales de la alta troposfera y depresiones frías en altura »
7.1.3.1 Estructura, tiempo y climatología

Las vaguadas tropicales de la alta troposfera (Tropical Upper Tropospheric Trough, TUTT) son estructuras persistentes en los océanos Atlántico y Pacífico durante la temporada cálida⁸⁷ (fig. 7.41). Las TUTT se pueden detectar en los vientos del oeste, en la capa de 200 a 300 hPa, como circulaciones ciclónicas cuyos ejes de vaguada se extienden en diagonal hacia el oeste desde el subtrópico hasta el ecuador (p. ej., en el hemisferio norte tienen orientación NE-SO).⁸⁸

Las vaguadas tropicales de la alta troposfera son de núcleo frío y existen principalmente por encima del nivel de 500 hPa (p. ej., fig. 7.42). Las TUTT engendran depresiones de núcleo frío en altura llamadas «células TUTT», las cuales producen nubes convectivas profundas y precipitaciones que tienden a estar al sur y al este de la vaguada. Estas depresiones frías pueden medir entre 2000 y 3000 km de lo ancho y su circulación se encuentra en el nivel de 100 a 400 hPa. Se desplazan hacia el oeste y levemente hacia el ecuador a entre 3 y 5 m s⁻¹ y duran aproximadamente 1 a 2 semanas.

A veces las TUTT inducen vaguadas invertidas en los vientos del este en niveles bajos. Estas vaguadas invertidas se pueden interpretar erróneamente como ondas tropicales del este en las imágenes del satélite. Sin embargo, a diferencia de las vaguadas inducidas por las TUTT, que suelen estar asociadas a grandes regiones de nubosidad que avanzan con el flujo en altura, las ondas tropicales se desplazan con el flujo de nivel medio y su movimiento es independiente del flujo en altura.

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.3 vaguadas tropicales de la alta troposfera y depresiones frías en altura »
7.1.3.2 Impactos en los ciclones tropicales

La divergencia en altura al este de la TUTT ayuda a organizar la convección y puede contribuir a la formación de ciclones tropicales a partir de ondas del este (fig. 7.43). A la inversa, una TUTT puede inyectar grandes cantidades de cizalladura vertical en el entorno e impedir de este modo que una perturbación o un ciclón tropical se intensifique.⁹⁰

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.4 Ciclones subtropicales »
7.1.4.1 Estructura, ciclo de vida e impactos

¿Qué es un «ciclón subtropical»? Se trata de un ciclón que se forma en el subtrópico, en la región entre 23 y 35 grados de latitud.^91,92,93,94 Estos sistemas comparten algunas características de los ciclones tropicales y extratropicales, motivo por el cual su clasificación y predicción constituyen un reto.

A diferencia de los ciclones tropicales, que suelen tener un ojo circundado por una pared de convección profunda alrededor del centro de depresión en la superficie, en los ciclones subtropicales la convección profunda está alejada del centro y es generalmente asimétrica en torno al mismo (p ej., fig. 7.44).

Los ciclones subtropicales producen nubes, lluvias y vientos intensos, y tiempo severo. En contraste con los ciclones tropicales, que son de núcleo cálido, los ciclones subtropicales son de núcleo frío, al menos en su etapa incipiente. En la fig. 7.45 se puede ver que las temperaturas son más bajas en el centro del ciclón.

Los ciclones subtropicales son más comunes en los océanos subtropicales, especialmente durante la estación fría. Los que se forman en el Pacífico Norte en invierno reciben el nombre de ciclón subtropical kona (Kona Low en inglés), porque levantan vientos del sur que actúan en el lado de sotavento (kona en hawaiano) de las islas de Hawái.

Podemos basarnos en las observaciones de los ciclones kona para subdividir el ciclo de vida de los ciclones subtropicales en cinco etapas: (i) incipiente, (ii) intensificación, (iii) madurez, (iv) debilitación y (v) disipación. La figura 7.46 muestra estas etapas para un ciclón subtropical que provocó vientos de récord, granizo grande, oleaje fuerte y ventiscas en las regiones montañosas de Hawái entre el 24 y el 28 de febrero de 1997. El centro de bajas presiones se formó a lo largo de una vaguada casi estacionaria. En su etapa incipiente presentó bandas nubosas cerca del centro, pero a medida que la depresión se fue intensificando, las bandas se volvieron más pronunciadas al este de la depresión y a mayor distancia del centro de circulación. Durante las fases de debilitación y disipación del ciclón, las bandas nubosas se volvieron menos organizadas y las tormentas convectivas, más aisladas, se fueron disipando también.

El ciclón en niveles altos también estaba orientado hacia el oeste de la convección conforme el sistema se intensificaba (fig. 7.47). El debilitamiento de la tormenta está asociado con la intrusión de aire seco de la troposfera media-alta en la circulación ciclónica (paneles d y e de la fig. 7.47).

En lugar de debilitarse, algunos ciclones subtropicales se transforman en ciclones tropicales, como ocurrió con el ciclón subtropical junto a la costa de Brasil (fig. 7.48) que el 10 de marzo de 2010 se clasificó como un ciclón tropical de breve duración. En esta etapa de desarrollo se observa convección profunda en torno a la depresión de superficie (compare las figuras 7.48 y 7.44) y el ciclón es más peligroso (vientos y convección más intensos). La transición de ciclón subtropical a ciclón tropical, que se denomina «transición tropical», se explica en el capítulo 8, sección 8.3.3.2capítulo 8, sección 8.3.3.2.

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.4 Ciclones subtropicales »
7.1.4.2 Formación y transformación

Los ciclones subtropicales se forman en entornos baroclínicos, pero en comparación con las borrascas o ciclones de latitudes medias de estación fría su baroclinicidad es bastante débil y poco profunda. Aun así, podemos examinar el desarrollo de los ciclones subtropicales a partir de ciertos aspectos de la formación los ciclones de latitudes medias, cuya evolución parece depender del signo y la intensidad de la cizalladura barotrópica agregada a un chorro de latitudes medias. Cuando una onda de Rossby se rompe en un entorno de cizalladura anticiclónica —algo que ocurre cuando una vaguada en altura se desprende de los vientos del oeste—, se forman filamentos curvados de vorticidad potencial en la troposfera superior.^95,96 Tales filamentos de vorticidad potencial en la alta troposfera pueden juntarse y formar una baja aislada,^97,98 la cual, de intensificarse, puede reflejarse en forma de una anomalía cerca de la superficie.⁹⁹ Se forma un ciclón secundario donde un filamento de vorticidad potencial en altura se acerca a una zona baroclínica en la superficie. El ciclón secundario se forma a una latitud más baja que el ciclón principal, en el subtrópico, de allí que se denomine «ciclón subtropical». Los ciclones subtropicales se distinguen de los extratropicales por estar aislados de una fuente de aire frío en niveles bajos. Los análisis sinópticos a menudo presentan un patrón dipolar en el cual un ciclón se halla del lado del ecuador respecto de un anticiclón.

Se han sugerido dos caminos principales para la formación del ciclón secundario, en uno de los cuales predominan los procesos extratropicales y en el otro, los subtropicales (fig. 7.49). En el primer caso, un intenso forzamiento baroclínico en combinación con advección de vorticidad positiva y de aire cálido amplifica la onda en altura y el frente en la superficie. En el segundo, cuando el forzamiento baroclínico es débil, el desarrollo es impulsado predominantemente por calentamiento convectivo profundo, de modo que la estructura baroclínica cumple la función de organizar el calentamiento.^100,101 La estructura de la onda estimula la advección de aire tropical húmedo hacia el polo y la convergencia. La divergencia en niveles altos al este de la vaguada en altura contribuye a provocar convección profunda que genera una perturbación anticiclónica en altura.

El papel de las transformaciones de energía

En los ciclones subtropicales, las transformaciones de energía dependen de la condensación en mucho mayor medida que en los ciclones extratropicales, los cuales dependen de conversiones de energía baroclínicas. No obstante, sin baroclinicidad los ciclones subtropicales no existirían. La intensa liberación de calor latente producto de la condensación reduce el radio de deformación de Rossby,¹⁰² algo que puede conducir a la formación de una amplia gama de perturbaciones, como los vórtices y las ondas de mesoescala.^103,104 Por lo tanto, la combinación de inestabilidad baroclínica y frontogénesis con aire tropical con un alto contenido de humedad puede generar inestabilidad termodinámica y una respuesta convectiva sustancial, y dar lugar a la ciclogénesis de mesoescala o a la transición a un ciclón tropical.^{100,105,106,107}

Es importante distinguir los ciclones subtropicales de los ciclones tropicales marcados por cizalladura, que en las imágenes satelitales pueden parecer similares. La diferencia entre ellos puede ser sutil. Por ejemplo, es posible que en latitudes más altas un nivel de cizalladura dado esté asociado a un gradiente de temperatura horizontal más fuerte debido al balance del viento térmico. La diferencia entre los dos puede deberse a que, por esa característica clave, la conversión baroclínica de energía no sea insignificante, aunque sigue siendo menos importante que el calentamiento por condensación. Falta todavía bastante estudio para que aprendamos a distinguir la dinámica de los ciclones subtropicales de la de otros fenómenos relacionados.

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.5 Depresiones monzónicas »
7.1.5.1 Estructura y tiempo característico

Normalmente, utilizamos el término «depresión monzónica» (o del monzón) para hacer referencia a una circulación débil de bajas presiones en la vaguada monzónica que se forma en el golfo de Bengala y se desplaza hacia el noroeste y el oeste a través del subcontinente indio durante el monzón de verano (entre junio y septiembre).^108,109,110 Estos sistemas producen lluvias persistentes (por ejemplo, 400 a 600 mm de lluvia entre el 10 y el 15 de junio de 2004; fig. 7.50).

Animación de imágenes IR del movimiento de una depresión monzónica, 8-15 de junio de 2014

Como muestran los ejemplos de las figuras 7.50 y 9.389.38, por lo general las depresiones monzónicas:^{108,112,113,114}

• son de gran diámetro, del orden de 1000 km (1500 a 3000 km)
• presentan una banda alargada de convección profunda poco organizada que produce la mayor parte de la lluvia en su lado sudoeste u oeste
• carecen de un centro nuboso definido
• tienen un pequeño núcleo de vientos poco fuertes circundado por vientos más intensos de fuerza de galerna, aunque también pueden exhibir un patrón de vientos muy asimétrico
• son más intensas por debajo del nivel de 700 hPa y se debilitan rápidamente por encima de dicho nivel
• se extienden a unos 8 km por encima de la superficie (el anticiclón del Tíbet limita su extensión vertical)
• llegan a producir 100 a 200 mm de lluvia en 24 horas
• avanzan lentamente, hacia el oeste o el noroeste, a 2-6 m s⁻¹ (movimiento zonal de 2 a 5 grados al día); su movimiento es contrario al flujo monzónico intenso en niveles bajos

La depresión monzónica tiene un núcleo frío en la troposfera inferior, debido a la evaporación de la lluvia y al ascenso adiabático, y un núcleo cálido en altura, resultado de la liberación de calor latente, y se inclina hacia el sur, hacia el chorro tropical del este, con la altura. Esto significa que las depresiones monzónicas experimentan cizalladura intensa en altura, de modo que no tienen la oportunidad de intensificarse y convertirse en ciclones tropicales.

Las depresiones monzónicas son un componente crítico del monzón de la India, ya que aportan aproximadamente la mitad de la lluvia que este produce en verano.^115,116,117 Debido a sus dimensiones considerables y movimiento lento, producen lluvias persistentes (p. ej., fig. 7.50). Las depresiones monzónicas traen lluvias copiosas a la región entre la península de Indochina y Pakistán oriental y pueden permanecer varios días sobre tierra firme, provocando inundaciones y otros peligros relacionados.¹¹⁴ El significado de «depresión monzónica» se ha ampliado para incluir las depresiones que se forman dentro de la vaguada monzónica cerca de Australia y en la región occidental del Pacífico Norte.

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.5 Depresiones monzónicas »
7.1.5.2 Formación y ciclo de vida

La mayoría de las depresiones monzónicas comienzan como perturbaciones débiles de baja presión en la superficie provenientes del Pacífico occidental, del mar de China Meridional y de Indochina^110,119 y terminan su ciclo de vida en el subcontinente indio o el mar Arábigo. Algunas bajas residuales resultan de los ciclones tropicales y las depresiones monzónicas de 12 a 24 días. Podemos dividir el ciclo de vida de una depresión monzónica en cuatro fases^118,120 (fig. 7.51).

• Predepresión (1 o 2 días antes de su formación): una baja precursora débil sobre Indochina que produce lluvia mayormente al este de la depresión.
• Desarrollo (día 1): las depresiones monzónicas tienden a desarrollarse sobre el golfo de Bengala cuando una vaguada en superficie coincide con una onda en los vientos del este en altura. Durante esta fase de desarrollo, el vórtice se intensifica debido a la fuerte convergencia en niveles bajos y al aumento en el flujo de vapor de agua sobre el golfo. Durante esta fase, la mayor parte de la lluvia cae al sudoeste de la depresión.
• Madurez (días 2 a 4): conforme la depresión avanza sobre tierra firme y la convergencia del flujo de vapor de agua aumenta, produce lluvia muy abundantes. Puesto que la menor insolación tiene el efecto de disminuir la evaporación en la superficie, el aumento en la humedad parece ser el resultado de procesos atmosféricos (p. ej.: evaporación de la lluvia que precipita^121,122). Al final de este etapa, la depresión comienza a debilitarse.
• Disipación (día 4 o 5): la depresión sigue debilitándose a medida que se desplaza hacia el oeste, pero sigue produciendo lluvia.

Propagación hacia el oeste

Lo insólito de la depresión monzónica es que se propaga hacia el oeste, en sentido contrario al flujo del monzón, que avanza hacia el este. Los mecanismos que permiten la propagación de un vórtice de la baja troposfera en sentido contrario al flujo dominante en niveles bajos no se comprenden plenamente.

La estructura asimétrica de la depresión monzónica (fig. 7.52) —con calentamiento y lluvias intensas sobre el sector oeste/sudoeste y enfriamiento sobre el sector este/nordeste— parece jugar un papel en su propagación hacia el oeste. El centro de convergencia al oeste del centro de la depresión coincide con la tendencia de función de corriente negativa (fig. 7.52) generada por el estiramiento del vórtice en la rama ascendente de la circulación este-oeste de la depresión. Dicha tendencia de función de corriente negativa propaga la depresión hacia el oeste.¹²⁰ La rama ascendente de la circulación este-oeste se mantiene debido a la liberación de calor latente en la convección al oeste/sudoeste del centro, que luego se fortalece por efecto de la convergencia del flujo de vapor de agua acoplado a la circulación divergente en la baja troposfera. Este mecanismo es similar a la inestabilidad condicional de segundo orden (Conditional Instability of the Second Kind, CISK).¹²³

Una hipótesis alternativa propone que la propagación está relacionada con los máximos locales de vorticidad potencial en la troposfera media en el interior de las depresiones monzónicas sobre Asia meridional y Australia. De forma específica, la propagación hacia el oeste parecería deberse a la advección adiabática de un máximo de vorticidad potencial en la troposfera media.¹²⁴

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.5 Depresiones monzónicas »
7.1.5.3 Climatología

Durante el monzón de verano, se forman aproximadamente seis depresiones monzónicas en el golfo de Bengala.¹¹⁶ Estas depresiones se desplazan unos 5 grados al día, duran entre 3 y 6 días y en promedio producen 25 mm de lluvia al día, con máximos registrados de 100 a 200 mm en un día. Existe una fuerte correlación entre su frecuencia interanual y la frecuencia de las perturbaciones sobre el mar de China Meridional, la gran mayoría de las cuales se desplazan hacia el oeste a través de Indochina^110,119 (fig.7.53). Su frecuencia estacional está relacionada con el fenómeno de El Niño-Oscilación del Sur (ENOS), principalmente debido a que los sistemas precursores de las depresiones monzónicas se forman en el Pacífico tropical y, por tanto, sienten los efectos de las variaciones en los gradientes de temperatura de la superficie del mar (TSM) del Pacífico.

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.6 Bajas de la troposfera media en el mar Arábigo

Además de las depresiones monzónicas del golfo de Bengala, el monzón del sudoeste también engendra ciclones de troposfera media junto a la costa occidental de la India, sobre el nordeste del mar Arábigo y en Indochina. Estas depresiones se forman en la capa entre 700 y 500 hPa, en la vaguada monzónica.¹²⁵ En la figura 7.54, fíjese en la intensidad de la circulación ciclónica en el nivel de 600 hPa en comparación con el flujo en la superficie.

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.6 Bajas de la troposfera media en el mar Arábigo »
7.1.6.1 Estructura y formación

Estos sistemas alcanzan su máxima intensidad en la troposfera media, mientras cerca del nivel del mar y en la alta troposfera apenas se pueden detectar (fig. 7.55), de modo que se parecen a los ciclones subtropicales que se forman en otras cuencas oceánicas. Los máximos de movimiento vertical están relacionados con el ascenso orográfico a lo largo de los Ghats occidentales y con la convergencia en niveles medios-altos (fig. 7.55c). Estos ciclones son de núcleo frío por debajo de la troposfera media y de núcleo cálido por encima de ella (fig. 7.55d).

Los mecanismos de formación, intensificación y disipación de los ciclones de troposfera media aún no se han identificado con certeza, ya que varios procesos dinámicos y termodinámico intervienen en su formación. Estos sistemas están sujetos a los efectos de la vorticidad ciclónica exportada por la depresión térmica continental, del intenso flujo de humedad que el monzón trae del sudoeste, de los forzamientos orográficos al este y al norte, de una capa profunda de inestabilidad convectiva, de la liberación de calor latente en la convección y de los vientos del este en altura. Algunos ciclones de troposfera media se forman a partir de depresiones monzónicas en fase de disipación.¹²⁵

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.6 Bajas de la troposfera media en el mar Arábigo »
7.1.6.2 Climatología

Estos ciclones de troposfera media tienden a permanecer casi estacionarios,¹²⁶ duran aproximadamente una semana y son los principales sistemas generadores de lluvia a lo largo de la costa occidental de la India. En algunas estaciones de observación se llegan a registrar promedios en exceso de 50 mm diarios durante una semana o más. Los ciclones de troposfera media ocurren entre una y cuatro veces por estación —es decir, con menos frecuencia y regularidad que las depresiones monzónicas—, predominantemente en la primera mitad del monzón de verano.¹²⁶

Análisis de patrones de líneas de corriente en superficie en el océano Índico:
http://www.usno.navy.mil/NOOC/nmfc-ph/RSS/jtwc/pubref/References/GUIDE/chap2/se103.htm

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.7 Intensificación del viento »
7.1.7.1 Intensificación de los alisios

Los alisios se intensifican cuando un impulso de altas presiones migra alrededor del lado este del anticiclón subtropical y se junta con el flujo de los alisios (fig. 7.56). Esta confluencia con una masa de aire migratoria de latitudes medias produce la «intensificación de los alisios», una perturbación de escala sinóptica que avanza a buen ritmo hacia el oeste. Los episodios de intensificación de los alisios tienen una periodicidad de 5 a 7 días y provocan convección y mares agitados. Los eventos de intensificación de los alisios se han asociado con tiempo severo e inundaciones en Venezuela.³

Animación del vector viento en la superficie que muestra la intensificación de los alisios en el Atlántico tropical entre el 18 y el 23 de septiembre de 2011

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.7 Intensificación del viento »
7.1.7.2 Ráfagas de viento del oeste

Las ráfagas de viento del oeste son capaces de producir vientos de galerna y de aumentar la convección ecuatorial, incluso sobre las aguas relativamente homogéneas del océano Pacífico central y occidental (fig. 7.57). Estos episodios se definen en términos de vientos del oeste en exceso de 5 m s⁻¹; la anomalía en los vientos se debe observar en al menos dos estaciones isleñas y debe persistir por lo menos 3 días. Las ráfagas de viento del oeste abarcan una banda latitudinal estrecha (3 a 5 grados) a ambos lados del ecuador, pero su extensión zonal es considerable (15 a 30 grados de longitud). Típicamente, las ráfagas de viento del oeste duran entre 10 y 20 días y lo más común es que alcancen su máxima velocidad justo al sur del ecuador (p. ej.: fig. 7.57). Aunque este fenómeno puede ocurrir en cualquier época del año, es más frecuente entre septiembre y febrero.

A veces la causa de una ráfaga de viento del oeste es una entrada de aire frío provocada por el monzón de invierno (fig. 7.57b). Están asociadas con las parejas de ciclones tropicales que forman las ondas de Rossby atrapadas en el ecuador al norte y al sur de los vientos del oeste.^127,128 Típicamente, las ráfagas de viento del oeste conducen a mayor vorticidad en los bordes de la región de vientos máximos, producen la advección de aire más cálido y húmedo hacia el este, alteran la cizalladura del viento en niveles bajos y estimulan la mezcla en la superficie del mar, que reduce la TSM a razón de 0,3 a 0,4 °C. Las ráfagas de viento del oeste también inician las ondas de Kelvin ecuatoriales,^129,130 las cuales desplazan las aguas de superficie cálidas hacia el este y de este modo contribuyen a desencadenar episodios de El NiñoEl Niño.

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.7 Intensificación del viento »
7.1.7.3 Intensificación de vientos fríos

Encontrará ejemplos de las intensificaciones del viento asociadas con las masas de aire frías extratropicales en la sección 7.1.8.1sección 7.1.8.1, donde se describen las interacciones entre las masas de aire tropicales y extratropicales.

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.8 Interacciones entre masas de aire tropicales y extratropicales

Las interacciones entre las masas de aire tropicales y extratropicales son un aspecto importante de la circulación general, del transporte de calor y humedad hacia los polos desde el trópico y de los ciclos globales de agua y de energía. En su mayoría, los primeros estudios realizados al respecto se centraron en las anomalías de calentamiento tropical relacionadas con el fenómeno de El Niño-Oscilación del Sur (ENOS)¹³¹ y sus impactos meteorológicos en las latitudes medias^132,133 (capítulo 4, sección 4.2.1.7capítulo 4, sección 4.2.1.7). En tiempos más recientes, se ha prestado mayor atención a la OMJ y su influencia (capítulo 4, sección 4.1.1.3capítulo 4, sección 4.1.1.3).^134,135 Por otra parte, cabe observar que los forzamientos extratropicales alteran el tiempo en las regiones tropicales,¹³⁶ especialmente durante la estación fría.

Casi todos los casos de interacciones entre masas de aire tropicales y extratropicales implican la amplificación de una onda de Rossby que intensifica el flujo meridional o induce la formación de otras ondas corriente abajo, las cuales a su vez intensifican el flujo meridional.^136,137 Las ondas extratropicales producen entradas de aire frío y tiempo severo por delante de los frentes fríos que avanzan; a su vez, el aire tropical que penetra las latitudes medias causa precipitaciones intensas, inundaciones y tiempo severo en esas zonas.¹³⁷ También se generan series de ondas de Rossby corriente abajo de la OMJ y de las ondas ecuatoriales. Una invasión de aire extratropical puede incluso conducir a aceleraciones a través del ecuador y a la iniciación de sistemas tropicales, especialmente en el monzón asiático-australiano. En esta sección examinaremos los sistemas sinópticos involucrados en las interacciones entre masas de aire tropicales y extratropicales y sus impactos, primero en las regiones tropicales y luego en las zonas extratropicales.

7.1 Sistemas atmosféricos de escala sinóptica »
7.1.8 Interacciones entre masas de aire tropicales y extratropicales »
7.1.8.1 Ciclones, frentes y entradas de aire frío

Entradas de aire frío

Ocurre una entrada de aire frío en las regiones tropicales cuando una masa de aire más fría de lo normal se desplaza con suficiente rapidez como para reducir los efectos mitigadores de la superficie cálida subyacente. Estas invasiones son comunes en los lugares donde el aire frío fluye hacia el ecuador a sotavento (al este) de las principales cordilleras orientadas de norte a sur (fig. 7.58), siendo algunos de los casos más evidentes y estudiados los que ocurren en Asia¹³⁸ y en las Américas. En otros lugares, donde la magnitud de los forzamientos topográficos es menor, pueden todavía constituir un peligro, como en el norte de África, donde los intensos vientos asociados con los frentes fríos son capaces de provocar tormentas de polvo severas.

Entradas de aire frío en Asia

En el sudeste asiático, los episodios de entrada de aire frío se producen cuando una masa de aire frío de latitudes medias en la troposfera inferior avanza hacia el sur, al este del altiplano tibetano. Las entradas de aire frío ocurren principalmente entre noviembre y marzo, cuando se forman intensos gradientes de temperatura entre el anticiclón siberiano y las masas de aire cálido al sur y al este. La primera señal de una entrada de aire frío son los vientos del norte que se levantan cerca de 40°N en el norte de China en relación con una onda en altura proveniente del oeste que se ha fortalecido en el camino hacia la costa.¹³⁹ A continuación, el frente y el anticiclón de superficie asociados avanzan hacia el sur y al cabo de pocos días se siente la entrada de aire frío en las regiones tropicales.

En Asia oriental, las entradas de aire frío suelen provocar un fuerte aumento en la presión de superficie, intensos vientos de norte a noroeste, un descenso abrupto en las temperaturas y la intensificación de la actividad convectiva sobre el mar de China Meridional, Borneo y, a veces, la parte del continente marítimo en el hemisferio sur¹⁴⁰ (p. ej.: fig. 7.59).

La interacción del flujo que penetra hacia el sur con la vaguada ecuatorial y la topografía compleja desencadena convección profunda organizada y un vórtice cerca de Borneo (fig. 7.59; capítulo 3, sección 3.5.3capítulo 3, sección 3.5.3). Se han relacionado algunas inundaciones devastadoras ocurridas en Indochina con la aceleración del flujo ascendente por las laderas de las montañas de Annam provocada por entradas de aire frío.¹⁴¹ Se registran precipitaciones extremas cuando una entrada de aire frío y una depresión tropical¹⁴¹ aceleran el viento en la superficie, como ocurrió en noviembre de 2013: cayeron 700 mm de lluvia en 24 horas y fallecieron más de 40 personas. La entrada de aire frío del 16 de diciembre de 2013 provocó nevadas en el norte de Vietnam (fig. 7.59), un fenómeno descomunal en esa región. A veces las entradas de aire frío del Pacífico occidental están asociadas con las ráfagas de viento del oeste (sección 7.1.7.2sección 7.1.7.2) y la ciclogénesis tropical en el Pacífico occidental tropical.

En Asia oriental se observan aproximadamente 13 entradas de aire frío cada estación de invierno, dos de las cuales constituyen episodios intensos que afectan los trópicos. En promedio, el ciclo de vida de las entradas de aire frío dura siete días, aunque los episodios más intensos pueden durar aproximadamente nueve días.¹⁴²

Entradas de aire frío en el continente americano

En Sudamérica, las entradas de aire frío suelen comenzar con la formación de una vaguada a sotavento de los Andes conforme una vaguada en altura y un frente de superficie provenientes del océano Pacífico se aproximan al extremo meridional del continente (fig. 7.60). A medida que la depresión extratropical se desplaza hacia el este, se establece un anticiclón migratorio de superficie detrás del frente al este de los Andes. Un frente frío con orientación de sudeste a noroeste separa el anticiclón del aire más cálido al norte. Los fuertes gradientes de presión meridionales en la superficie provocan la aceleración de los vientos del sur detrás del frente y el transporte de aire frío hacia el norte. El centro de altas presiones se desplaza hacia el norte, hacia la zona de máxima advección de aire frío. La masa de aire extratropical avanza tan rápidamente que en tan solo tres días el frente frío logra desplazarse desde cerca de 40°S hasta más allá de 10°S. Las entradas de aire frío de verano avanzan a una velocidad media de aproximadamente 10 m s⁻¹.

Las entradas de aire frío en Sudamérica ocurren principalmente en relación con la formación de un anticiclón en la superficie (fig. 7.60) y una onda en altura al este de los Andes.¹⁴⁵ La intensificación de la dorsal en altura contribuye a dirigir el sistema de superficie de sudoeste a nordeste. Se dan algunos casos poco comunes en los cuales la ciclogénesis en la superficie a lo largo de la costa de Argentina permite el flujo del aire marítimo polar hacia el ecuador detrás del frente frío, mientras el flujo en altura proviene principalmente del oeste o noroeste.¹⁴⁵

Debido a la forma de la cordillera, al norte de los 20 grados de latitud sur el efecto de bloqueo de los Andes disminuye, de modo que cuando el frente frío alcanza esas latitudes, el aire frío restante se transporta hacia el oeste. Esto suele marcar el pico y la extensión máxima de las entradas de aire extratropical en las regiones tropicales. La figura 7.61 muestra la extensión máxima de un evento de este tipo que alcanzó los 5 grados de latitud norte.

Estas entradas de aire extratropical tienen una frecuencia aproximada de siete días, aunque su intensidad varía. Los episodios extremos, que en Brasil se conocen como friagens,¹⁴⁶ ocurren cada 2 a 3 años y pueden provocar heladas dañinas para los cultivos.^147,148 Las entradas de aire frío de verano mantienen su identidad por aproximadamente cinco días y conducen a convección intensa, tiempo severo y fuertes precipitaciones provocadas por ascenso frontal y un suministro abundante de aire cálido y húmedo por delante del frente frío.¹⁴³ Las entradas de aire frío sudamericanas pueden también ocasionar la migración de masas nubosas hacia el Caribe,¹⁴⁹ una situación más probable cuando el chorro subtropical la se orienta de SO a NE sobre el sur del Caribe e intensifica los movimientos ascendentes.

Debido al efecto mitigador de las aguas del golfo de México y el Caribe, las entradas de aire frío que llegan a la región caribeña desde el norte son menos severas que sus homólogas sudamericanas. En el norte del Caribe, entre el 15 y el 20 por ciento de los días de invierno se ven afectados por frentes, que son la característica sinóptica principal que produce precipitaciones intensas y tormentas convectivas en esa estación.^150,151 En invierno, los frentes suelen tener una orientación NE-SE^152,153,154 y constituyen el borde de avance de las entradas de aire frío que, en contadas ocasiones, pueden alcanzar la costa del norte de Sudamérica.

En promedio, todos los años América Central siente los efectos de aproximadamente 16 entradas de aire frío, con una variación de ±40 % entre los extremos de ENOS.¹⁵⁶ Un 75 % de las entradas de aire frío que llegan a América Central duran entre 2 y 6 días, siendo ligeramente más longevas las que bajan hasta 7 a 10 grados de latitud norte en comparación con las que no se pasan de los 15–20°N.¹⁵⁵ La proximidad al ecuador que alcance una entrada de aire frío depende de las características topográficas que obstaculicen su movimiento. Las entradas son más frías cuando (1) una dorsal de gran amplitud en altura persiste sobre el oeste de los Estados Unidos, (2) si el punto de confluencia de los chorros polar y subtropical ocurre sobre México y el golfo de México y (3) cuando un anticiclón de la baja troposfera proveniente de Canadá se desplaza hacia el ecuador a lo largo de las Montañas Rocosas y las Sierras Madres (fig. 7.62). Las entradas de aire frío también están asociadas con la aceleración de los alisios sobre el Pacífico oriental tropical, que a su vez está relacionada con ENOS. A veces, el desarrollo de una vaguada prefrontal causa tiempo severo e inundaciones.¹⁵⁷

Líneas de cizalladura

A medida que un frente frío se aproxima al ecuador, los gradientes de temperatura y de punto de rocío en la superficie a través del frente disminuyen bruscamente o dejan de existir, especialmente sobre los océanos tropicales. En estas condiciones, es posible que solamente exista una línea o zona de cizalladura. Las líneas de cizalladura están asociadas a cambios en la dirección del viento y suelen identificarse por la existencia de una zona de confluencia direccional del viento en la región trasera del frente (fig. 7.63). Las líneas de cizalladura pueden volverse casi estacionarias y tener una extensión superior a los 3000 km.

La convergencia a lo largo de una línea de cizalladura genera líneas de nubosidad que pueden incluir tormentas convectivas. En América Central, el paso de una línea de cizalladura (un evento que algunos lugares se conoce como «atemporalado»)¹⁵⁸ puede producir líneas de turbonada, vientos de galerna y lluvias intensas. Raramente, los frentes y las líneas de cizalladura alcanzan regiones en pleno trópico, como ocurrió, por ejemplo, en marzo de 2009, cuando una línea de cizalladura llegó a los 5 grados de latitud norte sobre el nordeste de Sudamérica (fig. 7.64). Este tipo de evento produce lluvias de invierno en las laderas norte de las montañas de Venezuela,¹⁵² donde reciben el nombre de «invierno de las chicharras».¹⁵⁹

Ciclogénesis extratropical en latitudes bajas

Muy raramente, el entorno sinóptico se vuelve favorable para el desarrollo de un ciclón extratropical en latitudes bajas. Los ingredientes para un evento de este tipo son los efectos combinados de:

• una corriente en chorro de latitudes bajas, junto con
• una onda de gran amplitud en niveles medios a altos, que facilita la formación de intensos flujos y gradientes de temperatura meridionales;
• un máximo de velocidad de una corriente en chorro extremadamente veloz al este de la vaguada en altura, que fomenta condiciones de intensa divergencia en altura en su región de entrada derecha; y
• un límite frontal en la superficie, que se convierte en una fuente preexistente de convergencia y ascenso en la superficie alineada con la divergencia en altura.

Estas condiciones se dieron en el Caribe el 22 de diciembre de 2009 (fig. 7.65), cuando un ciclón en niveles altos y una vaguada de gran amplitud se extendieron a través del Caribe hasta el Pacífico oriental tropical, cruzando el ecuador. Para las 1200 UTC del 23 de diciembre, la combinación del forzamiento cuasigeostrófico y la energía de la convección profunda a lo largo de la vaguada prefrontal había inducido movimientos ascendentes y el desarrollo de un centro de bajas presiones a lo largo del frente. La intensificación del ciclón (fig. 7.65a) estuvo asociada con líneas de turbonada y turbulencia que afectaron muchos vuelos en la zona del Caribe, entre ellos uno de American Airlines que aterrizó violentamente en Kingston, sin pérdida de vida. Este evento se describe en detalle en la sección «Aterrizaje violento del vuelo AA 331 en Jamaica» del módulo de COMET Casos de estudio de radar para el Caribe.

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7.1.8 Interacciones entre masas de aire tropicales y extratropicales »
7.1.8.2 Propagación de la energía de las ondas de Rossby

Forzamiento extratropical de la convección tropical

Las vaguadas de latitudes medias en altura producen impactos considerables en el tiempo tropical, especialmente durante la estación fría. La penetración de estos sistemas extratropicales se puede detectar estudiando las anomalías de vorticidad potencial en una superficie isoentrópica que represente ya sea la tropopausa subtropical o un promedio de la troposfera superior y la estratosfera inferior.

Estos tipos de intrusiones extratropicales son más frecuentes en el Pacífico oriental tropical, en el Atlántico oriental junto a la costa oeste del continente africano y en el este de Sudamérica (fig. 7.66). Las regiones más propensas son las de latitudes bajas donde prevalecen vientos del oeste en altura, especialmente durante el invierno y la primavera boreales.

Aunque la teoría lineal de ondas de Rossby ayuda, no permite explicar cabalmente por qué las invasiones de vaguadas de latitudes medias ocurren en algunas regiones, en determinadas estaciones y con cierta variabilidad interanual. Las regiones dentro del viento medio del oeste en altura (denominadas «conductos de vientos del oeste»)¹⁶¹ permiten la penetración de la energía de las ondas de Rossby hasta las latitudes bajas,^160,161,162 donde puede interactuar con la convección profunda tropical.¹⁶³ La figura 7.67 muestra un tren de ondas extratropicales que avanza hacia el sudeste hasta el Atlántico oriental tropical. Un tren de ondas extratropicales de nivel medio a alto tiende a preceder a las anomalías medias en la nubosidad tropical sobre el Atlántico central (fig. 7.67) y el Pacífico nororiental.

Se producen interacciones similares entre trenes de ondas sobre el océano Índico (hemisferio sur) y el monzón australiano de verano. El movimiento de las invasiones de aire extratropical también se puede seguir en niveles bajos (líneas de trazos delgadas en la fig. 7.67). Las ondas presentan una inclinación hacia el noroeste (baroclínica) con la altura sobre las regiones extratropicales y un patrón más barotrópico en las regiones subtropicales y en el trópico. En el Pacífico nororiental, las circulaciones en niveles bajos son más complejas,¹⁶⁰ lo cual indica la necesidad de realizar más estudios al respecto.¹³⁷

El forzamiento extratropical de la convección tropical ocurre con las vaguadas en altura que se inclinan desde el trópico hacia el este y hacia el polo (inclinación positiva)¹⁶⁰ e intensa advección fría que se extiende hasta el pleno trópico, un frente en niveles bajos, advección hacia el ecuador de aire con elevada vorticidad potencial y un flujo de calor y momento hacia el polo.

Ondas de Rossby extratropicales y la OMJ

Ya hemos documentado ampliamente los impactos de la OMJ en las regiones extratropicales, en el capítulo 4, sección 4.1.1.3capítulo 4, sección 4.1.1.3 y en otros apartados. La convección de la OMJ perturba la atmósfera y genera trenes de ondas de Rossby dirigidos hacia el este y hacia el polo¹⁶⁴ que exportan humedad y calor tropical a las regiones extratropicales¹⁶⁵ (p. ej.: fig. 4.9). A la inversa, algunos estudios indican que la OMJ siente los efectos de las regiones extratropicales, como por ejemplo el forzamiento ascendente causado por las intrusiones de vorticidad potencial extratropicales^166,167 y la modulación de las ondas inducidas por la OMJ.¹⁶⁸ El mecanismo y el alcance de estas influencias queda por determinarse.

Para tratar de comprenderlos, podemos considerar el campo de vientos en el trópico en términos de las tres componentes de la función de Green para un espacio abierto: 1) una componente no divergente, 2) una componente irrotacional y 3) un flujo de fondo ambiental. Se entiende que el flujo tropical de fondo surge de la energía de una onda de Rossby que emana de las regiones extratropicales.¹⁶⁹ El flujo de fondo oscila con las fases de la OMJ y sigue de cerca las variaciones de la altura geopotencial en las regiones extratropicales. Encontramos el mayor grado de coherencia con los cambios en la altura geopotencial en la zona entre 30 y 45 grados de latitud de ambos hemisferios.¹⁷⁰

La figura 7.68 presenta de forma esquemática las anomalías de altura asociadas con una OMJ activa y los trenes de ondas de Rossby extratropicales.

Haga clic aquí para ver la animación.

La señal dinámica de la OMJ es una onda de Kelvin al este y una onda de Rossby ecuatorial (una pareja de ciclones) al oeste. En el nivel de 850 hPa, las dorsales sobre el Pacífico central intensifican el flujo del este casi ecuatorial en la onda de Kelvin y el flujo del oeste hacia Norteamérica, que estimula las precipitaciones en la costa. En el nivel de 200 hPa, el flujo es más complejo. Hay una vaguada extratropical del lado del polo (corriente arriba) de la pareja de anticiclones de la onda ecuatorial de Rossby de la OMJ y el tren de ondas de Rossby se propaga más lejos corriente abajo en este nivel que en el de 850 hPa. La figura ilustra las interacciones mutuas entre las regiones tropicales y extratropicales,¹⁶⁸ en las cuales:

• la OMJ y otros fenómenos convectivos tropicales organizados inducen ondas extratropicales;
• a continuación, las circulaciones de fondo y de la OMJ combinadas pueden guiar el tren de ondas de Rossby extratropicales de vuelta hacia el trópico o en sentido paralelo al trópico en las regiones corriente abajo;
• ahora las ondas extratropicales perturban las ondas ecuatoriales¹⁶³ y de este modo influyen en el desarrollo de la convección asociada con la OMJ, incluidos los ciclones tropicales;
• a su vez, esa convección conduce a la liberación de calor latente y a la distribución de masa, y dispersa la energía de las ondas de Rossby hacia las regiones extratropicales, creando de este modo un proceso de retroalimentación interactivo.

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7.1.8 Interacciones entre masas de aire tropicales y extratropicales »
7.1.8.3 La corriente en chorro subtropical, la OMJ y los ríos atmosféricos

Ríos atmosféricos

La mayor parte del transporte meridional de humedad tropical ocurre por medio de largos y estrechos canales con un flujo elevado de vapor de agua que se denominan «ríos atmosféricos»¹⁷³ (fig. 7.69). A 35 grados de latitud norte, los ríos atmosféricos, que solo cubren un 10 % de la superficie de esta circunferencia hemisférica, aportan aproximadamente el 90 % del flujo meridional total de vapor de agua.¹⁷³ Los ríos atmosféricos contienen intensos vientos en niveles bajos y forman parte de la cinta transportadora cálida más amplia de los ciclones extratropicales.^137,174,175 La cinta transportadora suele verse como una banda nubosa que conecta el trópico y el extratrópico y está alineada con la corriente en chorro. A veces recibe nombres como «pluma tropical» (tropical plume),^137,176 «exportación de humedad tropical» (tropical moisture export)¹⁷⁷ y «cinta transportadora de humedad» (moisture conveyor belt).^175,178 El término Pineapple Express describe una fuente de humedad —identificada mucho tiempo antes de que se formulara el concepto específico de río atmosférico— que fluye desde cerca de Hawái hasta la costa occidental de los Estados Unidos. Cabe observar que aunque las plumas tropicales suelen estar asociadas con ríos atmosféricos, no todas estas plumas se consideran ríos atmosféricos.¹⁷⁵

Normalmente, el transporte de vapor de agua por los ríos atmosféricos se mide utilizando:

(i) Los productos vapor de agua integrado (integrated water vapor, IWV, fig. 7.69a) y agua precipitable total (total precipitable water, TPW,¹⁷⁹ fig. 7.69b) derivados a partir de datos obtenidos por los satélites de microondas, sondeos, reanálisis o modelos¹⁸⁰ a los cuales se aplican valores de umbral de cantidad, longitud y anchura. Por ejemplo, los ríos atmosféricos del Pacífico nororiental en la estación fría se definen en términos de IWV superior a 20 mm,¹⁸¹ anchura mayor que 1000 km y longitud mayor que 2000 km. Según la estación y el régimen climático de la región, cuando la temperatura de la superficie del mar es más elevada es posible que resulte apropiado aplicar un umbral de IWV más alto. Debido a problemas con la recuperación de datos de microondas sobre tierra firme (capítulo 2, sección 2.5.3capítulo 2, sección 2.5.3), el IWV detectado por el satélite se mide sobre el océano.

(ii) El producto transporte de vapor de agua integrado horizontal (Integrated Vapor Transport, IVT) entre 1000 y 300 hPa generado a partir de reanálisis o modelos atmosféricos. Por ejemplo, para detectar los ríos atmosféricos en el Pacífico se utiliza una región contigua de 2000 km de longitud con un IVT = 300 kg m⁻¹ s⁻¹.^173,182

Los ríos atmosféricos más estudiados, los del Pacífico, miden entre 400 y 600 km de ancho y más de 2000 km de largo.^181,183

Los ríos atmosféricos suministran gran parte del vapor de agua necesario para satisfacer necesidades críticas de recursos hídricos, pero también causan inundaciones desastrosas en las costas occidentales de los Estados Unidos, Europa, África del norte y Sudamérica, especialmente en lugares donde encuentran terreno elevado.¹⁸² En cualquier momento dado, puede haber entre tres y cinco ríos atmosféricos importantes en cada hemisferio (fig. 7.69a). Durante un estudio mundial de dos años de duración (mayo de 2008 a abril de 2010), se observaron 259 ríos atmosféricos (122 el primer año y 137 el segundo).¹⁸⁴ El máximo mundial se registra en el Pacífico nororiental. Los estudios regionales han detectado 15 ríos atmosféricos al año en California¹⁸² y entre 8 y 10 ríos atmosféricos persistentes en invierno en Gran Bretaña.¹⁸⁵ Las inundaciones históricas que ocurrieron en el invierno de 2013-2014 en Gran Bretaña se debieron a ríos atmosféricos frecuentes provenientes del Atlántico tropical.^186,187

Los ríos atmosféricos son más frecuentes en el hemisferio de invierno debido a su relación con los ciclones extratropicales en latitudes subtropicales y tropicales, que son más comunes en invierno. A menudo, en el sector cálido de los ciclones extratropicales encontramos una profunda capa de transporte con altas concentraciones de vapor de agua que se canalizan por una banda angosta en la región del chorro de bajo nivel delante del frente frío (fig. 7.70). La mayor parte del vapor de agua se transporta en los 2500 m inferiores, una región de estabilidad húmeda neutra (fig. 7.70c). El ascenso isoentrópico a gran escala en la cinta transportadora cálida y la convergencia a lo largo del frente en superficie (fig. 7.70b) se intensifican por ascenso orográfico en las laderas occidentales de las sierras costeras (fig. 7.70d), especialmente en invierno, cuando el viento horizontal es más fuerte.

La OMJ y los ríos atmosféricos

La ocurrencia de ríos atmosféricos de gran impacto con frecuencias entre semanales y subestacionales está sujeta a los efectos de fenómenos atmosféricos-oceánicos a gran escala, como la OMJ,^190,191 las ondas de Kelvin ecuatoriales y ENOS. Por ejemplo, las inundaciones sufridas la costa occidental de los Estados Unidos a fines de marzo de 2005 fueron resultado de interacciones entre la OMJ, ondas de Kelvin, ciclones extratropicales y un frente de superficie.¹⁸⁹ La secuencia de eventos indica que la energía transportada hacia el este desde un tren de ondas de Rossby extratropicales sobre Asia coincidió con perturbaciones de altura anómalas generadas en respuesta a la convección tropical en la OMJ y las ondas de Kelvin (fig. 7.71). La dinámica de las ondas de Rossby ayuda a explicar la relación entre la OMJ y los ríos atmosféricos (sección 7.1.8.2sección 7.1.8.2). La secuencia indica que la energía de las ondas se transporta hacia el este. Además, el ciclón extratropical que apoya el río atmosférico está acompañado por una intensa corriente en chorro del Pacífico (subtropical), lo cual es coherente con el efecto de modulación del chorro del Pacífico por la OMJ.¹⁹²

Los ciclones tropicales en fase de transición extratropicaltransición extratropical (capítulo 8) son una fuente de interacciones de breve duración entre las masas de aire tropicales y extratropicales, que a veces forman parte de un río atmosférico (p. ej.: fig. 7.72).

Animación de vapor de agua integrado del análisis del modelo que muestra ciclones tropicales

Imágenes y animaciones de IWV en tiempo real:
http://tropic.ssec.wisc.edu/real–time/mimic–tpw/global/main.html
NOAA Earth System Research Laboratory:
http://www.esrl.noaa.gov/psd/atmrivers/
Vapor de agua precipitable y anomalías alrededor del globo:
http://www.ospo.noaa.gov/Products/bTPW/Product_Animation.html

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7.1.8 Interacciones entre masas de aire tropicales y extratropicales »
7.1.8.4 Interacciones extratropicales con las ondas del este

Cuando una vaguada de latitudes medias en altura se extiende hasta el pleno trópico, puede interactuar con las ondas tropicales de la forma que se ilustra a continuación para África septentrional. La humedad de la onda tropical del este se transporta hacia el norte, al este de la vaguada, donde se produce convergencia de humedad en la capa de 700 a 400 hPa, por encima de la capa límite seca del Sahara (fig. 7.73). La divergencia en altura envigorece el movimiento ascendente al este de la vaguada, aumentando de este modo la humedad y provocando precipitaciones intensas sobre Europa y África septentrional.

Existe una relación entre las ondas del este y los flujos de humedad que ascienden por el golfo de California hasta llegar al sudoeste de los Estados Unidos. Típicamente, entre uno y tres días después del paso de la vaguada de una onda del este por el oeste de México se observa un aumento súbito en la humedad en los niveles bajos en Yuma, Arizona.¹⁹⁴ En la figura 7.74, el movimiento ascendente/descendente asociado con la vaguada de la onda del este precursora se indica con los signos + y -. La humedad en niveles bajos procedente del golfo estimula la formación de tormentas convectivas de verano en Arizona e influye en la extensión septentrional del monzón norteamericano.

En el oeste de los Estados Unidos, la sincronización de las ondas en los vientos de latitudes medias del oeste con las ondas tropicales del este puede permitir que la entrada de aire tropical húmedo alcance zonas de latitudes altas. Cuando la orientación de la vaguada en altura conduce al ascenso orográfico de aire tropical en las Montañas Rocosas, pueden ocurrir inundaciones repentinas devastadoras y hasta mortales, como ocurrió en Colorado entre el 11 el 15 de septiembre de 2013, por ejemplo. Las inundaciones destructoras fueron el resultado de ciclones de latitudes medias de gran amplitud y movimiento lento sobre el sudoeste de los EE.UU. que transportaron aire tropical cálido y húmedo del Pacífico oriental tropical y de las cuencas del golfo de México y del Caribe, donde estaban intensificándose algunas ondas del este (fig. 7.75). El patrón de «bloqueo Rex»¹⁹⁵ junto a la costa occidental disminuyó la velocidad de movimiento del ciclón y su carga de vapor de agua, nubes y lluvia (fig. 7.75). El patrón sinóptico en altura facilitó el flujo hacia las latitudes medias de una masa de aire con una fuerte carga de agua precipitable. Los sondeos de Denver para el 11 y el 12 de septiembre (fig. 7.75, derecha) muestran valores de agua precipitable de 36,5 mm y 33 mm, respectivamente. Conforme los ciclones de latitudes medias avanzaban hacia el este, las ondas del este fueron transformándose en ciclones tropicales y continuaron inyectando aire tropical en Norteamérica; los impactos más significativos se sintieron en México, donde ambas costas del país se vieron sintieron los efectos de ciclones que tocaron tierra.

Animación de los datos de 6 horas entre las 0000 UTC del 9 hasta las 0000 UTC del 15 de septiembre de 2013

Las interacciones entre las ondas del este y los ciclones extratropicales pueden provocar inundaciones en el trópico y conducir a la formación de ciclones tropicales. Las ondas del este aportan vorticidad en niveles bajos y la estela de alta vorticidad potencial del ciclón extratropical apoya el ascenso por forzamiento sinóptico. Esta combinación de factores puede conducir a la transición de un ciclón subtropical o extratropical a un ciclón tropical, como ocurrió a principios de junio de 1986 en el Atlántico (fig. 7.76). Algunas de las inundaciones más destructoras del Caribe han ocurrido al comienzo de la estación cálida en relación con una combinación prolongada de forzamiento baroclínico extratropical (provocado por un frente casi estacionario y una vaguada en altura) y la liberación de calor latente en la convección profunda ocasionada por perturbaciones tropicales, apoyada por un abundante suministro de aire cálido y húmedo. Se han observado interacciones sinópticas similares que llevaron a la formación de ciclones tropicales a lo largo del frente mei-yu/baiu en Asia oriental.¹⁹⁶

Animación de un frente casi estacionario, una onda del este y otras perturbaciones tropicales en junio de 1986

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7.1.8.5 Vaguadas tropicales-templadas

En África meridional, las lluvias intensas de verano están frecuentemente asociadas con las interacciones entre masas de aire tropicales y extratropicales, evidentes como bandas nubosas o «plumas tropicales» alargadas que se extienden desde el trópico hacia el polo y hacia el este, hasta las latitudes medias (fig. 7.77). En esta región, el patrón sinóptico producido por estas bandas nubosas se denomina «vaguada tropical-templada» (tropical temperate trough, TTT).^197,198 Durante el verano, las vaguadas tropicales-templadas son el sistema sinóptico principal que aporta precipitaciones y provoca la mayor parte de los días de lluvias intensas.¹⁹⁹ Estos sistemas exportan calor y humedad de las regiones tropicales a las latitudes medias y es posible que desempeñen una función similar a la circulación profunda de célula de Hadley cuando la ZCIT es débil.

Como ya señalamos antes en relación con las interacciones entre masas de aire tropicales y extratropicales, debe existir una vaguada de latitudes bajas en la alta troposfera que facilite las interacciones meridionales y la formación de la banda nubosa. De forma análoga a lo que ocurre cuando se forma un ciclón subtropical oceánico, pocos días antes del paso de una vaguada tropical-templada se observa que la onda se rompe en sentido anticiclónicose observa que la onda se rompe en sentido anticiclónico.¹⁹⁸ A continuación, y en combinación con el aire de baja vorticidad potencial en altura y una baja inducida en la superficie, la estela de vorticidad potencial débil que perdura en la parte sur del subcontinente inicia el transporte de humedad hacia el polo (fig. 7.78).

A diferencia de las regiones subtropicales, donde las plumas tropicales oceánicas producen principalmente nubosidad media a alta, sobre África del sur el calentamiento continental y el forzamiento orográfico a lo largo de la banda nubosa apoyan el desarrollo de convección profunda y lluvias intensas. En cierto casos, el forzamiento baroclínico es débil y el profundo calentamiento generado por la convección en la vaguada tropical-templada se convierte en el mecanismo de forzamiento dominante, como ocurre, por ejemplo, con los sistemas convectivos de mesoescala y los vórtices asociados²⁰⁰ que migran alrededor de la depresión térmica de Angola.

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7.1.8.6. Invasión de aire tropical en Sudamérica

Podemos describir la evolución sinóptica de una invasión de aire tropical en Sudamérica —similar a la de las vaguadas tropicales-templadas en África del sur— de la siguiente manera:

Un régimen de vientos predominantemente del norte en niveles bajos y una vaguada en superficie en Argentina central se suman a un patrón de onda de Rossby que apoya el transporte del ecuador a los polos. El aire cálido y húmedo se canaliza hacia el sur, a lo largo de la vertiente de sotavento de los Andes, o, si proviene del Atlántico tropical, siguiendo el chorro sudamericano de bajo nivel, a la vez que un frente frío penetra el sur de Sudamérica (fig. 7.79). La convergencia en niveles bajos aumenta, el flujo norte alrededor de la vaguada se intensifica y se transporta aire caliente y húmedo hacia el sur, hacia las regiones subtropicales y de latitudes medias. En las latitudes medias se forman sistemas convectivos de mesoescala extratropicales donde el frente frío encuentra la inestabilidad convectiva de la masa de aire tropical; a continuación, los sistemas convectivos de mesoescala se desplazan hacia el nordeste o el este por delante del frente. Un máximo en la corriente en chorro subtropical induce divergencia en altura y movimiento ascendente, lo cual estimula el transporte meridional de aire tropical y la intensificación de la convección profunda.

 Examine esta secuencia de imágenes satelitales y luego conteste las preguntas. La pestaña «Interpretación de los colores» contiene una clave explicativa de los colores empleados en las imágenes.

Secuencia de imágenes satelitales

Interpretación de los colores

3. ¿Qué condiciones meteorológicas se pueden anticipar en relación con esta estructura sinóptica? Examine estos tres meteogramas y luego asigne cada una a la posición correcta en el mapa.

Meteograma 1

Meteograma 2

Meteograma 3

Punto A: Escoja una opción. Meteograma 1 Meteograma 2 Meteograma 3 Ninguno

Ninguno

Punto B: Escoja una opción. Meteograma 1 Meteograma 2 Meteograma 3 Ninguno

El punto B corresponde al meteograma 2 (OEHL), la estación más cercana al centro del ciclón, que además se encuentra en el sector cálido. Esta estación registró tormentas durante varias horas, un poco de lluvia moderada y vientos racheados del sudoeste, resultado de la abundante humedad tropical. En la imagen satelital se observa la formación de tormentas en esta región de la pluma tropical a eso de las 2100 UTC. El comienzo de las lluvias causó la disminución de la temperatura, que se mantuvo cerca de los 20 °C toda la noche.

Punto C: Escoja una opción. Meteograma 1 Meteograma 2 Meteograma 3 Ninguno

El punto C corresponde al meteograma 3 (OITR), la estación delante de la zona frontal durante la mayor parte del período en cuestión. Esta es la estación más al norte de las tres que se encuentran debajo de la pluma de humedad. Aquí se registraron tormentas, lluvias débilesy chubascos poco intensos con vientos variables. La temperatura bajó con los vientos del norte y las lluvias al final del período indican el paso del frente frío.

Punto D: Escoja una opción. Meteograma 1 Meteograma 2 Meteograma 3 Ninguno

Ninguno

Punto E: Escoja una opción. Meteograma 1 Meteograma 2 Meteograma 3 Ninguno

El punto E corresponde al meteograma 1 (OEBA), la estación más al sur de las tres. Hubo períodos de lluvia moderada y llovizna relacionados con el ascenso producido por los vientos húmedos del oeste cerca de las montañas costeras. En las imágenes satelitales se observa convección profunda (nubes blancas) sobre la estación durante buena parte del período. Las temperaturas bajaron de 30 °C a 15 °C en el transcurso de la noche y se mantuvieron relativamente bajas durante el día debido a la nubosidad general. Después del cambio a viento del sur se formó una tormenta, lo cual indica la existencia de aire cálido y húmedo.

Punto F: Escoja una opción. Meteograma 1 Meteograma 2 Meteograma 3 Ninguno

Ninguno

4. ¿Cómo diferirían las condiciones meteorológica si esta esta estructura sinóptica estuviera sobre el océano?

(Escriba en el espacio provisto y luego haga clic en «ver respuesta».)

Las plumas tropicales oceánicas en las regiones subtropicales contienen mayormente nubes medias a altas. En este caso, el calentamiento continental y el forzamiento orográfico son los mecanismos que apoyan la convección profunda y las precipitaciones moderadas en ciertas áreas de la banda nubosa. Observe las dferencias en las anomalías de agua precipitable entre esta pluma y una pluma tropical oceánica durante el mismo período.

7.2 Sistemas atmosféricos de mesoescala »
7.2.1 Definición y clasificación de la mesoescala »
7.2.1.1 Definición de mesoescala

Las circulaciones y los sistemas de mesoescala se suelen definir en términos de una escala horizontal intermedia entre la escala sinóptica y la microescala, del orden de 10 a 1000 km (fig. 3.4).²⁰¹ La tabla 7.1 presenta la clasificación espacial y temporal de los fenómenos de mesoescala.²⁰²

En el trópico, comprender la mesoescala es fundamental, ya que comprende la mayor parte de la convección tropical. Los sistemas de mesoescala, que no se pueden representar en cartas sinópticas ordinarias, tienen importancia práctica, porque en la mayoría de los casos el tiempo severo está asociado con movimientos de mesoescala.

7.2 Sistemas atmosféricos de mesoescala »
7.2.1 Definición y clasificación de la mesoescala »
7.2.1.2 Conceptos dinámicos de las circulaciones de mesoescala

A diferencia de lo que ocurre con los sistemas de escala sinóptica, cuyo marco conceptual básico está fundamentado en la teoría cuasigeostrófica y las hipótesis hidrostáticas, no contamos con un único modelo conceptual dinámico que englobe las circulaciones de mesoescala. Dada la diversidad de los fenómenos de mesoescala (tabla 7.1tabla 7.1), no debería sorprendernos que existan variaciones en los procesos dinámicos. Algunas circulaciones de mesoescala apenas sienten los efectos de la rotación terrestre y producen movimientos verticales no hidrostáticos. En otros casos, tanto la advección ageostrófica como los efectos rotacionales son factores importantes. Tales sistemas pueden definirse como sistemas de mesoescala dinámicos: sus dimensiones se aproximan al radio de deformación de Rossby L_R o tienen números de Rossby de orden 1. El radio de Rossby se define como:

         (2)

donde ζ es la componente vertical de la vorticidad relativa, f es el parámetro de Coriolis, C_Ν es la velocidad de fase de una onda de inercia-gravedad y V es la componente tangencial del viento en el radio de curvatura R. La figura 3.5 ilustra la escala del radio de deformación de Rossby (capítulo 3, sección 3.1.4capítulo 3, sección 3.1.4).

La estabilidad dinámica y el número de Richardson

El número de Richardson, Ri, es una medida del equilibrio entre la estabilidad estática y la estabilidad dinámica horizontal. Un fluido puede volverse dinámicamente inestable debido a la cizalladura vertical del viento producto de las diferencias en la velocidad horizontal de distintas capas del fluido. Podemos utilizar la frecuencia de Brunt-Väisälä Ν como una medida de la estabilidad estática para expresar Ri en términos de:

         (3)

donde u es la velocidad horizontal y z es la profundidad o altura. Podemos escribir Ri como gH/u² y calcular su valor para determinar si existirán movimientos turbulentos. Cuando Ri es pequeño, la cizalladura es suficiente para superar la estratificación estable. En términos generales:

un flujo laminar se vuelve turbulento cuando Ri < 0,25
un flujo turbulento se vuelve laminar cuando Ri > 1,0

La atmósfera comprende una gama continua de escalas y, por tanto, de los espectros energéticos relacionados (fig. 7.80), pero la podemos representar en forma aproximada por medio de una serie de escalas discretas. El pico máximo del espectro corresponde a las escalas espaciales sinópticas, mientras el pico en la región de minutos corresponde a la convección y a la turbulencia a pequeña escala. Las escalas atmosféricas se pueden también clasificar de acuerdo con las inestabilidades del flujo zonal,²⁰⁴ desde la inestabilidad baroclínica de los sistemas sinópticos de latitudes medias hasta la turbulencia a pequeña escala en la capa límite, siendo el efecto de Coriolis muy pequeño en este último caso.

A nivel de mesoescala, la inestabilidad puede surgir como resultado de la transferencia de energía desde una escala más grande (inestabilidad baroclínica o barotrópicainestabilidad baroclínica o barotrópica) o más pequeña (convección de cúmulos o turbulencia). La cizalladura puede modificar la inestabilidad de Rayleigh y la inestabilidad de la capa de Ekman y contribuir a la formación de calles de nubes y convección celular de mesoescala. La inestabilidad convectiva en altura —que suele desarrollarse del lado del polo de los límites baroclínicos, como los frentes casi estacionarios— está asociada a la existencia de un chorro de bajo nivel con orientación normal respecto del frente que crea un conducto de aire cálido y húmedo cuyo ascenso por encima del frente inicia la convección en altura. La inestabilidad simétrica^205,206 o convección inclinada es una fuente de inestabilidad de mesoescala impulsada por una combinación de aceleraciones hidrostáticas y de Coriolis. La inestabilidad simétrica produce la formación de bandas nubosas de mesoescala orientadas en sentido paralelo al viento térmico, como ocurre, por ejemplo, a lo largo del frente mei-yu/baiu en Asia orientalfrente mei-yu/baiu en Asia oriental.

7.2 Sistemas atmosféricos de mesoescala »
7.2.2 Sistemas convectivos de mesoescala

Un sistema convectivo de mesoescala (SCM) es un sistema atmosférico convectivo multicelular organizado que se caracteriza por un extenso escudo nuboso estratiforme en los niveles medios a altos. La convección tropical suele organizarse en sistemas de mesoescala (fig. 7.81). El término sistema convectivo de mesoescala describe un espectro continuo de fenómenos²⁰⁷ que abarca las pequeñas tormentas multicelulares, las líneas de turbonada o conglomerados de nubes tropicales, los ecos en arco, los complejos convectivos de mesoescala e incluso los ciclones tropicales. Estos sistemas, que producen lluvias intensas y tiempo severo, son esenciales para el transporte vertical de calor, humedad y momento. Su desarrollo, crecimiento y movimiento vienen determinados por distintas variables, como la cizalladura en niveles bajos, la estabilidad estática y la distribución de la humedad.

Animación de algunos SCM sobre Sudamérica

Los sistemas convectivos de mesoescala se identifican fácilmente en las imágenes satelitales infrarrojas (IR) realzadas (fig. 7.81). Podemos obtener información adicional sobre su estructura interna a partir de la dispersión de hielo en las observaciones de microondas y de los datos de reflectividad radar y de intensidad de lluvia (fig. 7.82). La tabla 7.2 define los SCM y los SCM intensos en términos de la dispersión de hielo en las imágenes de microondas del satélite.

*La TPC o temperatura de polarización corregida elimina las discontinuidades de emisividad entre tierra firme y el océano y en las variaciones de la superficie terrestre. Los sensores satelitales, como el TMI y el SSM/I, suelen tener ángulos de observación oblicuos que producen superficies acuáticas muy polarizadas.

Repasemos ahora algunos conceptos básicos sobre las tormentas convectivas y las descargas eléctricas, antes de estudiar los diferentes tipos de SCM y sus estructuras, ciclos de vida, entornos de gran escala y distribuciones globales, así como sus impactos en el ciclo hidrológico, el equilibrio térmico, la química atmosférica y la actividad eléctrica.

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7.2.2 Sistemas convectivos de mesoescala »
7.2.2.1 Tormentas y actividad eléctrica

La convección tropical abarca una serie de escalas cada vez más grandes que va desde los cúmulos en la capa límite hasta las tormentas de masa de aire, las supercélulas, las tormentas multicelulares (que incluyen los sistemas de mesoescala) y los ciclones tropicales. El ingrediente principal de la convección en cúmulos es el aire húmedo más caliente que su entorno, es decir, aire húmedo e inestable (capítulo 5, sección 5.2.2.2capítulo 5, sección 5.2.2.2).

Tormentas ordinarias

Podemos describir la evolución de las tormentas ordinarias o de masa de aire en tres etapas: formación (o cúmulo), madurez y disipación (fig. 7.83). La etapa de formación comienza con una única corriente de aire que, por ser más caliente que su entorno, asciende. Esta etapa se caracteriza por la formación de un torrecúmulo, convergencia de humedad en la capa límite y movimiento ascendente. Durante la etapa de madurez, las gotas de lluvia que caen generan una corriente descendente cuya mezcla con el aire más seco de la troposfera inferior produce un intenso enfriamiento evaporativo. El aire así enfriado se extiende en forma de un frente de racha en la superficie. En determinado momento, la corriente descendente corta el suministro de aire húmedo ascendente, dando lugar así a la etapa de disipación. Las tormentas ordinarias suelen tener una anchura de 10 km y durar entre 20 y 30 minutos. Aunque por lo general no son severas, pueden producir descargas eléctricas, vientos fuertes y lluvias intensas. La figura 7.83 ilustra la evolución de los ecos en el radar a lo largo del ciclo de vida de una tormenta ordinaria.

Tormentas multicelulares

Se forma una tormenta multicelular cuando van surgiendo células nuevas a lo largo de los frentes de racha de las células ya existentes, a la vez que las células viejas maduran y se disipan (fig. 7.84).

El crecimiento de una tormenta multicelular hasta constituir un sistema convectivo de mesoescala depende del entorno en el cual se produce la convección inicial. Entre los varios parámetros que se utilizan para evaluar el potencial de desarrollo de la convección de mesoescala, uno de los más importantes es la cizalladura vertical del viento, que estudiaremos más a fondo en la sección 7.2.2.3. Dada suficiente cizalladura vertical del viento, las corrientes de salida de un grupo de células aisladas de breve duración pueden combinarse para formar un frente de racha más extenso (fig. 7.84). Esto conduce a convergencia en la dirección de movimiento de la tormenta y a la formación de células nuevas a lo largo del frente de racha y un poco detrás de él. A continuación, la corriente ascendente se separa de la descendente, lo cual aumenta la longevidad de las tormentas multicelulares en comparación con las tormentas ordinarias.

Rayos

Los rayos son uno de los principales peligros de la tormentas convectivas. Aunque el mecanismo que da lugar a su formación aún no se comprende plenamente, sí sabemos que el proceso requiere la separación de las cargas eléctricas en la atmósfera, algo que ocurre en la región de mezcla de fases de los cumulonimbos, donde el agua sobreenfriado coexiste con los cristales de hielo. Los cumulonimbos tropicales de gran desarrollo vertical, cuyas cimas alcanzan las regiones frías a la altura de la tropopausa, son fuentes de rayos frecuentes. Las descargas eléctricas pueden ocurrir en el seno de una nube, entre dos nubes, entre una nube y el aire claro y entre una nube y el suelo, siendo estas últimas las más mortíferas. La descarga inicial entre la nube y el suelo se produce con demasiada rapidez para que la podamos percibir, de modo que normalmente identificamos como un rayo la descarga de retorno proveniente del suelo.²¹¹

Aunque existe una correlación positiva entre la frecuencia de destellos de rayos y las descargas de lluvia en la superficie,^214,215,216 la cantidad de lluvia por destello varía según el área y el régimen de lluvias. La frecuencia de destellos de rayos sobre tierra firme es un orden de magnitud mayor que sobre los océanos²¹⁷ (fig. 7.85).

Las densidades más altas de destellos se registran en las regiones tropicales de los continentes, con un máximo mundial sobre la cuenca del Congo, en África ecuatorial. Estas regiones son sistemáticamente más cálidas que los océanos, lo cual da como resultado inestabilidad, valores de CAPE más altos, corrientes ascendentes más intensas, convección profunda y cumulonimbos.²¹⁸ Se sospecha también que la mayor incidencia de rayos sobre los continentes se deba a diferencias en las concentraciones de aerosoles.²¹⁹ Las nubes que se forman donde hay más contaminación —como sobre los continentes— contienen un mayor número de núcleos de condensación y estos, con el tiempo, producen muchas gotitas, pero menos lluvia. El resultado de estas condiciones es que una mayor cantidad de agua líquida puede alcanzar niveles más altos de la zona de fase mixta de las nubes, donde se produce la electrificación. Los aumentos en la CAPE también están relacionados con un marcado incremento en la frecuencia de destellos de rayos.^220,221,222

Lección de COMET El GLM del GOES-R: Introducción al sensor de rayos geoestacionario:
https://www.meted.ucar.edu/goes_r/glm_es/
Video de descargas eléctricas en la atmósfera:
http://www.srh.noaa.gov/jetstream/lightning/lightning_max.htm
The Thunderstorm Project:
http://www.srh.noaa.gov/ssd/tstm/html/tstorm.htm
Cree una borrasca (CIMSS):
http://cimss.ssec.wisc.edu/wxfest/MakeTstorm/tstm.html

Corrientes descendentes de las tormentas y sus impactos

Las corrientes descendentes de las nubes convectivas son producto del arrastre provocado por la precipitación, el enfriamiento evaporativo y la incorporación de aire seco. Las corrientes descendentes más intensas pueden provocar fenómenos peligrosos, como las microrráfagas (fig. 7.86), cuyos impactos pueden ser catastróficos para la aviación, ya que una aeronave que encuentra una microrráfaga puede sufrir una pérdida súbita de velocidad aerodinámica y, en consecuencia, del sustento. En las imágenes IR realzadas del satélite, las áreas marcadamente cálidas en cumulonimbos fríos pueden indicar fuertes microrráfagas. Este calentamiento, que ocurre cuando el aire frío en las regiones más altas de una tormenta intensa desciende rápidamente una vez que se produzca el colapso de la corriente ascendente, es un precursor de microrráfagas severas.

Cuando una corriente descendente convectiva seca cae sobre una superficie polvorosa, levanta un haboob, una palabra árabe que significa «tormenta de polvo» (fig. 7.87). Estas tormentas, que se forman cuando el frente de racha de la tormenta lleva enormes cantidades de polvo a gran altura, reducen la visibilidad. Fíjese en el arco de polvo (de color gris claro) que se aleja de la convección profunda (blanco brillante) sobre el Sahara de África occidental (fig. 7.87).

Secuencia Meteosat IR de un haboob generado a lo largo de una corriente descendente de mesoescala

Puede profundizar en el tema de las microrráfagas tropicales secas y húmedas y sus respectivos entornos en la sección de enfoque 1 del capítulo 9sección de enfoque 1 del capítulo 9.

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7.2.2 Sistemas convectivos de mesoescala »
7.2.2.2 Estructura y ciclo de vida de los SCM tropicales

Características generales

Por lo general, los sistemas convectivos de mesoescala comienzan siendo cumulonimbos a lo largo de un límite de convergencia en la troposfera inferior que luego se fusionan y se organizan para formar un único sistema nuboso con extensas zonas contiguas productoras de lluvia. Los sistemas convectivos de mesoescala contienen complejas estructuras de corrientes ascendentes y descendentes que reflejan las zonas de precipitaciones convectivas y estratiformes. La región estratiforme del yunque surge a partir del ensanchamiento de las corrientes convectivas ascendentes en la troposfera superior y del ascenso de mesoescala. A medida que el sistema comienza a disiparse, la intensidad de las células convectivas disminuye y la zona de lluvias estratiformes pasa a ser dominante.

El tipo de organización o modo de un sistema convectivo de mesoescala se describe en términos de las variaciones en la estructura de las precipitaciones convectivas y estratiformes (amorfas o dispuestas a lo largo de una línea, estratiformes a la cabeza, paralelas o a la zaga). Los distintos modos pueden ocurrir como etapas del ciclo de vida de un SCM.

La estructura y el ciclo de vida de los sistemas convectivos de mesoescala dependen en gran medida del balance entre la vorticidad horizontal de la bolsa de aire frío generada por la convección y la vorticidad horizontal asociada con la cizalladura en la troposfera baja a media. Para los SCM longevos, cuanto más pronunciado sea el efecto de Coriolis, tanto más asimétrica será la estructura del sistema. Este factor es importante en las regiones subtropicales y de latitudes medias, donde tienden a formarse zonas de lluvia más extensas del lado del polo de los SCM.

Los sistemas convectivos de mesoescala continentales son más intensos que los oceánicos. Por lo general, la velocidad de las corrientes ascendentes de los sistemas continentales es 2 o 3 veces mayor que la de los sistemas oceánicos, lo cual conduce a la formación de nubes más altas y de una capa de mezcla de fases más profunda en los SCM continentales. Por ejemplo, fíjese en las diferencias estructurales que existen entre los SCM del Congo y los de las regiones tropicales del Pacífico noroccidental (fig. 7.88).

SCM tropicales con línea de turbonada

Utilizamos el término general «línea de turbonada» para describir las tormentas de movimiento rápido que se organizan a lo largo de una línea. Los sistemas convectivos de mesoescala —o conglomerados— tropicales con línea de turbonada suelen identificarse por una línea de vigorosas células convectivas con una extensión de 100 a 1000 km a lo largo de su eje mayor (p. ej.: fig. 7.81). En las regiones monzónicas, los SCM con línea de turbonada pueden desplazarse tanto hacia el este como hacia el oeste en respuesta a la cizalladura ambientalcizalladura ambiental.

La estructura de línea de turbonada que se observa con mayor frecuencia, tanto en los trópicos como en las latitudes medias, es la de una línea convectiva a la cabeza con una región estratiforme a la zaga (fig. 7.89; EZ en la fig. 7.90). La gran masa nubosa que se observa en las imágenes satelitales y el crecimiento acelerado de las partículas de precipitación son el resultado del ascenso inclinado de capa profunda en la región estratiforme del SCM.^224,225 La precipitación estratiforme se debe en parte a la disipación de las células convectivas viejas y al descenso a nivel de mesoescala²²⁶ (fig. 5.27). En las líneas de turbonada, tanto tropicales como de latitudes medias, se observan otras estructuras, como la banda brillante, producto de la alta reflectividad de las partículas de hielo fundidas, y la zona de transición de eco débil, producto de la subsidencia e inhibición del crecimiento de las partículas de precipitación.

Los sistemas convectivos de mesoescala lineales también pueden presentar estructuras estratiformes a la cabeza y paralelas (EC y EP, respectivamente, en la fig. 7.90). Pese a que las tres modalidades se identificaron a partir de sistemas de latitudes medias, son pertinentes en las regiones tropicales. Los tipos EC y EP son menos comunes pero tienen cierta importancia en las áreas monzónicas del sudeste asiático, donde ocurren a lo largo del frente mei-yu/baiu.

Cuando prevalecen los vientos del este, los conglomerados tropicales con línea de turbonada se desplazan rápidamente hacia el oeste en forma de una perturbación continua o de una familia de sistemas que se regeneran, pasando por ciclos de disipación y regeneración en el transcurso de varios días.²²⁷ Algunos conglomerados con línea de turbonada que se forman en África occidental tienen un aspecto casi circular en las imágenes infrarrojas del satélite, pero la mayoría exhiben una estructura de línea de avance con precipitación estratiforme a la zaga.²²⁸ En la región amazónica, por otra parte, las líneas de turbonada tienden a alargarse con el tiempo hasta que la línea de avance alcanza longitudes de 1000 a 2000 km. La tabla 7.3 compara las características de tamaño, duración, desplazamiento y propagación de las línea de turbonada que se observan en África occidental y el Atlántico oriental con las de los sistemas que se forman en Sudamérica. En Amazonia, donde se forma una línea de turbonada aproximadamente cada dos días, estos sistemas son más frecuentes entre abril y junio y menos frecuentes en octubre y noviembre.²²⁹

El paso de una línea de turbonada tropical está marcado por una nube en rodillo claramente identificable a la cual se sigue repentinamente un período de vientos racheados que suele durar aproximadamente media hora. Después de la convección vigorosa, durante varias horas caen lluvias estratiformes menos intensas que constituyen un 40 por ciento de la precipitación total generada por el sistema. Debajo del nivel de fusión (indicado por la banda brillante en la fig. 7.89), el enfriamiento evaporativo de la precipitación estimula la formación de corrientes de mesoescala descendentes detrás de la convección intensa (fig. 7.91). La energía estática húmeda disminuye con el paso de la línea convectiva a la cabeza y aumenta paulatinamente detrás de la convección (fig. 5.19). El ciclo de vida de una línea de turbonada tropical con región estratiforme a la zaga se ilustra en esta animación y se describe en la sección especial 5-4sección especial 5-4.

Ecos en arco

El eco en arco es una subcategoría de los sistemas convectivos de mesoescala con línea de turbonada. Se denomina eco en arco la estructura que presenta la pantalla del radar cuando una línea de intensas células convectivas o una sola célula convectiva grande se transforma en un SCM y adquiere forma de arco. La figura 7.92 muestra los ecos de radar que se observan durante el ciclo de vida de uno de estos sistemas, un patrón que se detecta tanto en células individuales como en líneas de turbonada de centenares de kilómetros de longitud.

Entre las estructuras de los ecos en arco destacan el intenso chorro de entrada trasero (fig. 7.92c), cuyo descenso tiende a producir vientos dañinos en la superficie, y la muesca de entrada trasera, una región de reflectividad débil que a menudo se observa justo antes y durante la formación del arco (fig. 7.92b).²³⁴ En los extremos de la línea convectiva se forma una pareja de vórtices con giro ciclónico y anticiclónico. En los ecos en arco más longevos, el efecto de Coriolis estimula una zona de cizalladura ciclónica detrás y del lado del polo del eco y otra de cizalladura anticiclónica débil del lado del ecuador (fig. 7.92b).

Complejos convectivos de mesoescala (CCM)

Los complejos convectivos de mesoescala (CCM) constituyen un caso especial de sistema convectivo de mesoescala (SCM) que se distingue por tener una forma casi circular, larga duración y topes nubosos extremadamente fríos (fig. 7.93). Se trata de un sistema convectivo de escala meso-αescala meso-α que cumple ciertos criterios de tamaño, forma y duración que se pueden determinar sobre la base de los datos infrarrojos del satélite²³⁵ (tabla 7.4). Cabe observar que la estructura de la precipitación de un CCM no difiere marcadamente de la de otros sistemas convectivos de mesoescala grandes. Los complejos convectivos de mesoescala se han relacionado con devastadores eventos de crecidas repentinas desde fines de la década de 1970.²³⁶ La definición no abarca todos los sistemas del tipo CCM, pero permite identificar los sistemas convectivos más grandes y más longevos, que son importantes para las actividades hidrometeorológicas. En promedio, la superficie de la masa nubosa de los complejos convectivos de mesoescala llega a cubrir 350 000 km² y el sistema tiene una duración de 11 h. Los CCM oceánicos tienden a ser ligeramente más grandes y más longevos.

Animación de un complejo convectivo de mesoescala maduro sobre el sudeste asiático

Como ocurre con otros sistemas convectivos de mesoescala, la convección comienza en las últimas horas de la tarde y las precipitaciones más intensas (>25 mm h⁻¹) se registran durante las 2 a 6 horas después de su inicio.^237,238 Un ciclo de crecimiento de escala convectiva meso-βmeso-β durante las primeras tres horas parece distinguir los CCM relativamente longevos de los SCM de menor duración. A medida que el CCM madura, la intensidad de lluvia total disminuye, comienza la precipitación estratiforme y se produce la expansión de la zona de lluvias. La lluvia estratiforme representa entre el 30 y el 40 % de la lluvia total generada por el sistema. Al cabo de 10 a 12 horas, entre las primeras y las últimas horas de la mañana, termina de llover y cesa la convección profunda.

Se pueden distinguir tres circulaciones distintas en los CCM maduros y en otros sistemas convectivos de mesoescala:

• un anticiclón grande, frío y poco profundo cerca de la tropopausa;
• una mesoalta fría en la capa límite;
• intensa liberación de calor latente, convergencia y una corriente ascendente de mesoescala en los niveles medios.

Durante la etapa de madurez se producen movimientos ascendentes medios cerca del máximo, divergencia en la alta troposfera y vorticidad que continúan durante la etapa de disipación. Al disiparse, el CCM deja atrás un nivel medio donde se han amplificado considerablemente la convergencia y la vorticidad; en los niveles altos, deja un anticiclón anómalo en la alta troposfera y perturbaciones del viento que se extienden más allá de los límites físicos del CCM. Esto significa que los complejos convectivos de mesoescala son capaces de alcanzar la estabilidad inercial, durar más que un ciclo diurno y alterar el entorno de gran escala en el cual se han formado.

Conglomerados nubosos tropicales sin línea de turbonada

A diferencia de las líneas de turbonada, que se caracterizan por su estructura lineal, los conglomerados de nubes tropicales sin línea de turbonada están menos organizados, presentan una estructura amorfa en las imágenes del radar y avanzan más lentamente (fig. 7.94). Estos sistemas son más frecuentes que los conglomerados con línea de turbonada y poseen estructuras de precipitación más variadas, pero producen tasas de precipitación similares a las líneas y los conglomerados con línea de turbonada. A veces, el gran yunque estratiforme de los conglomerados tropicales sin línea de turbonada llega a satisfacer los criterios de clasificación de los complejos convectivos de mesoescala.

Animación de un conglomerado sin línea de turbonada maduro en Níger, África occidental

Ciclo diurno

El ciclo de vida general de los sistemas convectivos de mesoescala está bajo la influencia del ciclo diurno y siente los efectos moduladores del terreno elevado, la topografía costera y el entorno de gran escala.^81,239 Las estructuras de precipitación convectiva más intensas (definidas por el efecto de dispersión del hielo) alcanzan un máximo a eso de las 1500 hora local.^240,241,242 No obstante, la mayoría de los sistemas convectivos de mesoescala tropicales alcanzan su intensidad máxima entre medianoche y las 0300 hora local²⁴² (fig. 5.44). Desde la perspectiva de los satélites, las nubes frías de los sistemas convectivos de mesoescala más grandes presentan un ciclo de vida nocturno similar. A diferencia de las tormentas individuales, los SCM desarrollan circulaciones de mesoescala que pueden llegar a adquirir estabilidad inercial, es decir, a equilibrarse con el efecto de Coriolis y mantenerse a través de más de un ciclo diurno. En algunas regiones, el ciclo diurno de los SCM coincide con la evolución de un chorro de bajo nivel nocturno que les suministra aire húmedo durante la noche.

En las etapas iniciales del ciclo de vida de un SCM y en las horas entre el final de la tarde y la noche, predominan las precipitaciones convectivas. Conforme el SCM madura, la intensidad de lluvia total disminuye, las precipitaciones pasan a ser más estratiformes y la región de lluvias se expande. Las lluvias estratiformes representan entre el 30 y el 50 % del total que genera el sistema (p. ej., fig. 7.95).

Los sistemas convectivos de mesoescala oceánicos alcanzan su máxima intensidad en las primeras horas de la mañana,²⁴² por razones que siguen siendo objeto de discusión.²⁴⁴ Según una de las primeras hipótesis propuestas para explicar el desarrollo nocturno, la divergencia horizontal provocada por las diferencias de calentamiento radiativo cerca de los conglomerados de nubes tropicales puede conducir a circulaciones de masas de aire que estimulan el desarrollo de las nubes.²⁴⁵ Otra teoría sugiere que el enfriamiento radiativo que ocurre en la superficie de las nubes —y el calentamiento que se produce en su base— durante la noche tienen el efecto de desestabilizar el entorno y aumentar la convección.^246,247 Otro mecanismo propuesto es el enfriamiento radiativo, que aumenta la humedad relativa lo suficiente como para reducir los efectos de arrastre, favoreciendo de este modo el desarrollo de las nubes.^248,249 Finalmente, un cuarto mecanismo explica el ciclo de dos días de la convección de mesoescala sobre los océanos tropicales en función de las variaciones en la capa cerca de la superficie y su evolución en respuesta a la convección profunda.^250,251 En el transcurso de la tarde, la superficie cálida del océano inicia otra fase de convección que alcanza la etapa de madurez durante la noche. Luego, al día siguiente, la convección profunda se ve suprimida por el efecto estabilizador de las precipitaciones y de las sombras proyectadas sobre el océano por los vestigios de la masa nubosa, en la capa cerca de la superficie.

El ciclo diurno de los sistemas convectivos de mesoescala también se ve afectado por la fase del monzón, ya sea «activa» o «de interrupción»«activa» o «de interrupción». Por ejemplo, durante el monzón activo, cuando los profundos vientos zonales del oeste predominan sobre Australia meridional, los sistemas convectivos de mesoescala alcanzan su extensión máxima en las últimas horas de la mañana, un rasgo característico de la convección marina, mientras durante la fase de interrupción del monzón, cuando el flujo zonal es del este, los SCM alcanzan su extensión máxima en las primeras horas de la tarde, un comportamiento más bien característico de la convección sobre tierra firme.^252,253

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7.2.2 Sistemas convectivos de mesoescala »
7.2.2.3 Entorno de los SCM tropicales

Cizalladura vertical del viento

Aunque el ingrediente principal de la convección en los cúmulos es el aire húmedo más cálido que su entorno (sección 5.2.2.2sección 5.2.2.2), la cizalladura vertical del viento es un elemento determinante crítico del tipo de organización de los sistemas convectivos de mesoescala y de su longevidad.^234,254,255 El nivel de CAPE es la clave de la intensidad y profundidad de las corrientes ascendentes generadas por dichos sistemas.²⁵⁶

Cizalladura en regiones tropicales y de latitudes medias

En general, los sistemas convectivos de mesoescala tropicales se desarrollan en entornos con bolsas de aire frío y cizalladura horizontal del viento más débiles que en las latitudes medias. Los sistemas convectivos de mesoescala —tanto los tropicales como los de latitudes medias— presentan perfiles de cizalladura débiles o en línea recta en niveles medios, con la mayor parte de la cizalladura vertical del viento (a menudo generada por un chorro de bajo nivel) en los niveles bajos. En los conglomerados tropicales sin línea de turbonada (los sistemas convectivos de mesoescala menos intensos), la cizalladura en los niveles de 950 y 650 hPa no llega a los 5 m s⁻¹, mientras los valores de cizalladura promedio de las líneas de turbonada tropicales con ecos en arco (las que tienen mayores probabilidades de producir intensos vientos en línea recta en la superficie) se acercan a los 13 m s⁻¹. A modo de comparación, 10 m s⁻¹ representa el umbral superior para los entornos de poca cizalladura en los sistemas convectivos de mesoescala de latitudes medias.

La figura 7.96 muestra cómo la cizalladura organiza la orientación y la estructura de la convección tropical de modo que normalmente se forman líneas perpendiculares o paralelas a la cizalladura en la troposfera media y baja.^257,258 En un ambiente con poca cizalladura, la convección se desarrolla a lo largo de los límites del frente de racha (panel 1), mientras con mucha cizalladura en los niveles bajos y poca en los niveles medios, la banda convectiva principal es perpendicular a la cizalladura en niveles bajos (panel 2). Con poca cizalladura en los niveles bajos y mucha en los niveles medios, las líneas se forman en sentido paralelo a la cizalladura en niveles bajos (panel 3), mientras un régimen de cizalladura fuerte en los niveles medios y bajos produce estructuras más complejas (panel 4).

Corrientes ascendentes en los sistemas convectivos de mesoescala

En los sistemas convectivos de mesoescala con una región estratiforme a la zaga, las corrientes ascendentes alcanzan velocidades de 5 a 17 m s⁻¹ en la zona de convección y de 35 a 45 cm s⁻¹ en la región estratiforme. La velocidad de las corrientes descendentes de mesoescala en la región estratiforme de un típico sistema convectivo de mesoescala tropical oscila entre 5 y 25 cm s⁻¹. ¿Cómo se forman y cómo evolucionan estas estructuras de los SCM?

1. Según la interpretación tradicional, las corrientes ascendentes se forman como resultado de la inestabilidad estática (también denominada inestabilidad hidrostática o gravitacional). Cuando son forzadas a ascender por encima del nivel de convección librenivel de convección libre local, las burbujas de aire cálido y húmedo de la capa límite (que tienen una elevada temperatura potencial equivalente o θ_e) aceleran hacia arriba, arrastran e incorporan diferentes cantidades de aire ambiental debido a la turbulencia que su ascenso provoca en la nube y luego desaceleran, hasta que finalmente se detienen y se extienden lateralmente en o cerca del nivel de equilibrio, donde su flotabilidad es neutra (sección 5.2.2.2sección 5.2.2.2). Sin embargo, un estudio reciente de observaciones de campo e imágenes satelitales ha puesto en cuestión el concepto de corrientes ascendentes no diluidas en «torres calientes» sobre la vaguada ecuatorial oceánica.²⁵⁹ Tales corrientes ascendentes no diluidas son relativamente escasas sobre los océanos tropicales y resulta que el congelamiento es una fuente importante de empuje hidrostático.²⁵
2. El movimiento ascendente del aire que mantiene la etapa de madurez del SCM ocurre a lo largo de una profunda capa inclinada de aire ascendente.²⁶⁰ Según esta teoría, la θ_e se conserva a lo largo de las líneas de corriente.^261,262 Si el entorno de gran escala presenta estratificación inestable y cizalladura, el aire que fluye por la tormenta debe seguir un conjunto particular de líneas de corriente. Dado un entorno típico de fuerte cizalladura en los niveles bajos, la corriente ascendente pertenecería a una capa que asciende por una ruta inclinada en el seno de la tormenta.
3. Otra teoría propone la formación de ondas gravitatorias en respuesta al calentamiento generado por los SCM.^263,264 Las simulación de sistemas convectivos de mesoescala determinó que una vez que las células convectivas se agrupen para formar un conglomerado de mesoescala organizado, la estructura resultante actúa como una fuente de calor casi constante. A continuación, una capa de flujo entrante de 3 a 6 km es transportada hacia arriba, a través del sistema, en forma de una onda gravitatoria generada en respuesta al calentamiento. La capa de aire entrante penetra la zona de convección, asciende y finalmente sale formando una corriente orientada hacia atrás en los niveles medios y altos.
4. Se produce el levantamiento de una capa húmeda absolutamente inestable o MAUL (Moist Absolutely Unstable Layer) cuando la capa es potencialmente inestable²⁶⁵ (fig. 7.97). Las observaciones radar de los sistemas convectivos de mesoescala realizadas durante el proyecto TOGA-COARE mostraron la presencia de corrientes ascendentes inclinadas con capas de aire discretas de 500 a 4500 m de profundidad que se levantan por encima de la bolsa de aire frío creada por la corriente descendente.²⁶⁶

Evolución termodinámica

Antes del paso de una línea de turbonada, el ambiente se caracteriza por una capa límite húmeda, CAPE entre moderada y alta y el nivel de convección libre en una capa baja (fig. 7.98). A medida que la línea de turbonada pasa, se observan las siguientes estructuras: una mesobaja delante de la línea de turbonada (producto del calentamiento por subsidencia en la troposfera media a alta), una mesoalta (producto de las precipitaciones intensas y de las corrientes descendentes de escala de convección) y una baja de estela (producto del calentamiento por subsidencia y una expresión en la superficie del chorro de entrada trasero descendente; fig. 5.19). Después del paso de la línea de turbonada, el ambiente se caracteriza por subsidencia y compresión adiabática, que calienta y deseca la troposfera inferior, tal como lo revela el sondeo con forma «de bulbo»²³¹ (fig. 7.98). El ejemplo se basa en una línea de turbonada, pero el proceso es similar en los demás sistemas convectivos de mesoescala.

Entorno de los SCM con línea de turbonada

El desarrollo de una línea de turbonada tropical se ve facilitado por condiciones de cizalladura fuerte en los vientos de bajo nivel (el experimento en el Atlántico tropical —GARP Atlantic Tropical Experiment, GATE— aplicó un umbral crítico para las líneas de turbonada de 13 m s⁻¹ en la capa de 950 a 650 hPa, mayormente perpendicular a la línea de avance). A su vez, las líneas de turbonada transportan el momento hacia el gradiente, lo cual aumenta la cizalladura vertical del viento en niveles bajos.

El modo de organización de la línea de turbonada —por ejemplo, su inclinación y las dimensiones de la región estratiforme— depende de la intensidad relativa de la bolsa de aire frío generada por la corriente descendente en comparación con la cizalladura vertical del viento.^254,255,267 La intensidad de la bolsa de aire frío influye en su velocidad de propagación. Como es más densa que su entorno, la bolsa de aire frío generada por la convección actúa como una corriente de gravedad. El ascenso que ocurre a lo largo del límite de la bolsa de aire frío genera convección. Podemos calcular su velocidad mediante la ecuación siguiente:

         (4)

donde h es la altura de la bolsa de aire frío en expansión, g es la constante gravitatoria, es la temperatura potencial virtual del ambiente y θ′ es la temperatura potencial virtual de perturbación de la bolsa de aire frío. Puede formarse un frente de racha por delante de las células de tormenta de algunas decenas de kilómetros (20 a 40 km) de tamaño. Normalmente, el frente de la corriente de densidad genera una circulación de rotor. La bolsa de aire frío, que suele tener una profundidad aproximada de 1000 m, suele ser menos profunda sobre el océano (200-300 m) que sobre los continentes (hasta 3000 m). Con el paso de la bolsa de aire frío, el viento arrecia y rota, la temperatura disminuye 2 a 10 °C, la presión salta 1 o 2 hPa y también disminuye el nivel de humedad.

Cuando la intensidad de la cizalladura excede la de la bolsa de aire frío, la corriente ascendente se inclina en dirección opuesta a la fuente de aire cálido y húmedo, lo cual «trunca» los topes de la células. Cuando hay poca cizalladura vertical, la bolsa de aire frío se aleja de la corriente ascendente original, lo cual apaga el suministro de aire cálido y húmedo (el aire de θ_e elevada). Cuando se establece el equilibrio entre la vorticidad de la cizalladura y la vorticidad de la bolsa de aire frío, la corriente ascendente se mantiene erecta, la bolsa de aire frío provoca ascenso y el sistema convectivo es longevo^254,255 (fig. 7.99).

La evolución de la región estratiforme refleja la orientación del vector cizalladura vertical respecto del movimiento de la línea de turbonada (fig. 7.100). Los sistemas con región estratiforme a la zaga, que son frecuentes, se desarrollan donde el régimen de cizalladura dominante es perpendicular a la línea. En los sistemas con región estratiforme paralela, la cizalladura es más paralela a la línea en los niveles altos y los sistemas con región estratiforme a la cabeza presentan menos cizalladura en los niveles bajos que los otros dos tipos (fig. 7.100). Debido a que la cizalladura suele ser más débil en las regiones tropicales que en las latitudes medias, no está claro cómo aplicar estos arquetipos de forma general en los trópicos.

A gran escala, la convergencia en la ZCIT constituye el mecanismo de forzamiento predominante de los conglomerados con línea de turbonada en el Pacífico occidental y el Atlántico tropical. Los sistemas observados durante el experimento en el Atlántico tropical (GARP Atlantic Tropical Experiment, GATE) del programa de investigación atmosférica global (Global Atmospheric Research Program, GARP) se formaron varias horas después del establecimiento de la convergencia a gran escala y del aumento del flujo de humedad en la troposfera baja a media.

Los conglomerados con línea de turbonada ocurren también en relación con las ondas del este, que se caracterizan por convergencia en niveles bajos, divergencia por encima del nivel de 200 hPa y ninguna divergencia entremedio. Normalmente, los sistemas se forman delante de la vaguada de una onda del este, avanzan a aproximadamente dos veces la velocidad de la onda y tienden a disiparse justo detrás de la dorsal. En la región amazónica, las líneas de turbonada están sujetas al forzamiento de mesoescala adicional provocado por los frentes de brisa marina.^48,268

Entorno de los ecos en arco

Los ecos en arco son más frecuentes en ambientes con una profunda capa de cizalladura fuerte en combinación una CAPE elevada, un marcado gradiente térmico en los niveles medios y una bolsa de aire muy frío. A veces se forman ecos en arco en las líneas de turbonada prefrontales y en las bandas de lluvia de los ciclones tropicales. Por ejemplo, las líneas de turbonada y los ecos en arco que se formaron en la tormenta tropical Nicole (2010) durante su fase de desarrollo engendraron tornados, intensos vientos dañinos en la superficie y lluvias muy fuertes (vea la sección «Tiempo severo e inundaciones en Jamaica» del módulo de COMET Casos de estudio de radar para el Caribe.

Entorno de los complejos convectivos de mesoescala

La mayoría de los complejos convectivos de mesoescala (CCM) comienzan a formarse en zonas baroclínicas destacadas (como la vaguada monzónica, los frentes estacionarios y el frente mei-yu/baiu) que presentan valores locales elevados de cizalladura vertical del viento y CAPE en la troposfera inferior. Su desarrollo se ve favorecido cuando la combinación de una bolsa de aire frío de origen convectivo en la superficie con un régimen de fuerte cizalladura vertical del viento en niveles bajos conduce a la formación de una profunda capa de ascenso inclinada y de una extensa región de nubosidad estratiforme. En el entorno de los CCM, la mayor parte de la cizalladura del viento —a menudo generada por un chorro de bajo nivel— se encuentra en los niveles bajos.

Los CCM pueden formarse con forzamientos a gran escala, o sin ellos (fig. 7.101). Si el signo de la circulación provocada por la bolsa de aire frío se mantiene igual al de la cizalladura ambiente, la convección será de larga duración. Este mecanismo secundario (fig. 7.101b) es probable en los CCM del norte de Australia, que cuentan con poco forzamiento baroclínico. En dicha región, los CCM están asociados a la vaguada monzónica y con frecuencia son precursores de los ciclones tropicales.

Los entornos de gran escala propicios para la formación de un CCM suelen caracterizarse por un chorro de aire de baja estabilidad estática y alta temperatura potencial equivalente (θ_e) en niveles bajos con una orientación casi perpendicular a la zona baroclínica. El chorro fluye hacia la región de génesis y asciende forzosamente por encima de una capa poco profunda de aire relativamente fresco en la superficie.^235,239 A esta capa fresca en la superficie se le superpone una zona de marcada advección cálida acompañada por vientos que cambian rápidamente en sentido dextrógiro (hacia la derecha) con la altura en la troposfera baja. Un máximo local de humedad absoluta y un mínimo local de estabilidad estática favorecen el inicio de un complejo convectivo de mesoescala. Otras características del entorno de génesis de los CCM son la convergencia en niveles bajos, la divergencia en altura y un máximo de vorticidad y poca cizalladura en los niveles medios.

En la zona al oeste de Borneo del continente marítimo, la formación de complejos convectivos de mesoescala es una situación común.^269,270 En esta región, la fuerte convergencia y la cizalladura del viento en niveles bajos producidas por la interacción entre los vientos del monzón del nordeste y la brisa marina²⁶⁹ (fig. 7.102) crean condiciones favorables para la formación de estos sistemas.²⁷¹ También pueden formarse CCM a lo largo de los litorales del noroeste de Sudamérica, donde las primeras tormentas se forman en las laderas de las montañas en respuesta al calentamiento diurno del terreno elevado. Se ha postulado que luego las ondas gravitatorias de origen térmico se propagan hacia el mar e inician la formación de un complejo convectivo de mesoescala durante las horas nocturnas.²⁷¹

Entorno de los conglomerados sin línea de turbonada

Una característica particular del entorno de los conglomerados sin línea de turbonada es la ausencia de cizalladura fuerte entre 700 y 250 hPa. Durante su etapa de crecimiento, estos sistemas presentan una capa de humedad profunda y convergencia máxima en los niveles bajos. El movimiento vertical máximo ocurre cerca del nivel de 300 hPa, durante la etapa de madurez.

Durante el experimento GATE en el Atlántico tropical (GARP Atlantic Tropical Experiment) se formaron conglomerados donde la cizalladura ambiental media en la capa de 950 a 650 hPa se aproximaba 6 m s⁻¹ y se dirigía principalmente en sentido paralelo a la línea de turbonada. Los conglomerados sin línea de turbonada son similares a sus homólogos con línea de turbonada en términos de inestabilidad condicional y formación respecto de la vaguada de una onda del este. Sin embargo, los conglomerados sin línea de turbonada más grandes y más longevos tienden a avanzar más despacio que la onda tropical y se disipan una vez que el eje de la vaguada los adelante. Cerca de Borneo, se forman conglomerados similares en el monzón de invierno a partir de las brisas de tierra y de un vórtice casi estacionario que desarrolla un flujo monzónico a través del ecuador (sección 3.5.3sección 3.5.3).

7.2 Sistemas atmosféricos de mesoescala »
7.2.2 Sistemas convectivos de mesoescala »
7.2.2.4 Propagación de los SCM

Los sistemas convectivos de mesoescala se propagan y mantienen su coherencia de varias maneras: propagación discreta a lo largo de los flujos salientes de las circulaciones baroclínicas en la capa límite, procesos relacionados con el chorro de bajo nivel, interacciones con las ondas gravitatorias y otros mecanismos de forzamiento a gran escala.²⁷² En un comienzo, los sistemas convectivos de mesoescala, tanto tropicales como de latitudes medias, se propagan con el flujo de escala sinóptica. El movimiento de los SCM sigue el flujo sinóptico hasta que se forme una bolsa de aire frío considerable, lo cual casi coincide en el tiempo con la formación del yunque estratiforme del sistema.

La propagación por «dinámica de bolsa de aire frío» implica la fusión de las bolsas de aire frío generadas por los sistemas convectivos de mesoescala individuales en una única bolsa de aire frío de mesoescala grande que actúa como una corriente de gravedad y provoca el ascenso del aire inestable, lo cual genera convección nueva en el borde de avance del sistema.

Otro mecanismo propuesto es el de «propagación discreta». Una vez que se establezca la bolsa de aire frío, para pronosticar el movimiento del sistema es importante comprender el chorro de bajo nivel (una estructura destacada del entorno de los CCM). El chorro de bajo nivel es una franja estrecha de vientos intensos que sopla a una altura aproximada de 2 a 3 km sobre el suelo. Algunos de ellos son chorros nocturnos que persisten hasta la mañana,²⁷³ mientras otros son el resultado de forzamientos estacionales o sinópticos. La figura 7.103 muestra las áreas del mundo donde se observan chorros de bajo nivel importantes (color azul) y las regiones de actividad de SCM asociadas (rectángulos de trazos). A cierta distancia de la bolsa de aire frío del SCM, hacia la región del chorro de bajo nivel,²⁷⁴ se forma una nueva línea de convección que aporta el aire húmedo que mantiene el sistema.

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7.2.2 Sistemas convectivos de mesoescala »
7.2.2.5 Interacción entre los SCM y las circulaciones tropicales de gran escala

Las circulaciones de gran escala, como las ondas tropicalesondas tropicales, las ondas ecuatoriales^81,276,277 y la OMJ modulan los sistemas convectivos de mesoescala tropicales.²⁷⁷ La convergencia asociada con la ZCIT constituye el mecanismo de forzamiento dominante para los conglomerados con línea de turbonada en las regiones tropicales del Pacífico occidental, de África occidental, de Sudamérica y del Atlántico. Los sistemas observados durante el experimento GATE en el Atlántico tropical (GARP Atlantic Tropical Experiment) se formaron varias horas después de que se estableciera la convergencia a gran escala y de que el flujo de humedad aumentara en la troposfera baja a media. Pese a que las vaguadas de las ondas tropicales ofrecen un entorno dinámico de gran escala favorable para intensificar las precipitaciones de los SCM, en África occidental solo el 30-40 % de los sistemas convectivos de mesoescala se asocian con dichas ondas. La variabilidad de los SCM está relacionada en mayor medida con la termodinámica regional —como el nivel de CAPE—, con la convección iniciada por calentamiento en altura y con factores dinámicos —por ejemplo: un máximo de cizalladura en niveles bajos— que con la intensificación producida por un régimen de ondas tropicales.^45,49,278

Las ondas de Kelvin, que avanzan hacia el este a lo largo del ecuador, destacan por generar los sistemas convectivos de mesoescala más grandes y más intensos en su fase húmeda y por presentar poca convección organizada durante la fase seca. La figura 7.104 muestra dónde el paso de una onda de Kelvin a través de África ecuatorial conduce a la formación de sistemas convectivos de mesoescala con extensas zonas de nubes frías durante la fase húmeda y a un período de escasa convección organizada durante su fase seca. Observe la formación de sistemas convectivos de mesoescala todos los días en el entorno de la onda de Kelvin. De forma análoga, la OMJ —de escala planetaria— también afecta la propagación y organización de los sistemas convectivos de mesoescala y de otros sistemas convectivos.

A la inversa, la convección de mesoescala afecta los sistemas de gran escala a través del transporte de calor, humedad y momento. Los sistemas convectivos de mesoescala longevos constituyen un eslabón importante entre las circulaciones atmosféricas de gran escala y las circulaciones convectivas, ya que modifican la distribución vertical de calor y humedad.

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7.2.2.6 Distribución e impactos mundiales

Las observaciones del satélite sensor especial y generador de imágenes de microondas (Special Sensor Microwave/Imager, SSM/I) indican que los sistemas convectivos de mesoescala intensos son más prevalentes sobre Sudamérica tropical, África tropical y la zona oceánica de aguas cálidas. Sobre los océanos son un 35 % más frecuentes al amanecer que al atardecer, mientras sobre los continentes son un 60 % más frecuentes al atardecer que al amanecer. Salvo sobre los océanos subtropicales, los sistemas convectivos de mesoescala son más grandes al amanecer que al atardecer. La población total forma una distribución logarítmica continua aproximadamente normal cuya frecuencia es inversamente proporcional al área y a la intensidad. No se ha identificado ninguna relación significativa entre el tamaño y la intensidad. Los sistemas convectivos de mesoescala intensos, que representan solo el 4 % de la base de datos estudiada, son principalmente continentales y se registró un mayor número de ellos en las regiones subtropicales que en los trópicos (fig. 7.105). Los sistemas convectivos de mesoescala intensos más grandes y más fríos ocurrieron sobre la costa estadounidense del golfo de México, las planicies sudamericanas y el norte de la India y Bangladesh, que también son todas regiones propicias para la formación de complejos convectivos de mesoescala. Otras climatologías más recientes del satélite TRMM han identificado características similares.^209,210

Impactos sociales

Las lluvias generadas por los sistemas convectivos de mesoescala son beneficiosas para las actividades agrícolas durante la época de crecimiento, pero a menudo representan un peligro, ya que pueden causar crecidas repentinas devastadoras (fig. 7.106).

En las regiones tropicales más lluviosas del mundo, donde la lluvia media anual supera los 3 mm día⁻¹, los sistemas convectivos de mesoescala producen más del 50 % de la lluvia que se registra. En algunas zonas continentales, los SCM generan hasta el 90 % de la lluvia que cae. También son la fuente principal de precipitaciones en la región semiárida del Sahel africano^57,280 (fig. 7.107). En la Amazonia occidental, los SCM grandes representan una pequeña fracción de los sistemas convectivos, pero aportan la mayor parte de la nubosidad y la precipitación.²⁸¹ Como promedio, los sistemas convectivos de mesoescala continentales producen tasas de lluvia más altas (máximo de 6 mm h⁻¹) que los oceánicos (máximo de ~4 mm h⁻¹)²⁸². En 2009, la cantidad máxima de lluvia producida por sistemas convectivos de mesoescala tropicales se registró sobre el golfo de Bengala y junto a la costa de Colombia (>20 mm día⁻¹).²⁸²

Los sistemas convectivos de mesoescala están asociados con numerosos peligros, como vientos dañinos, lluvias intensas y crecidas repentinas, granizadas (fig. 7.108) y tornados.

Animación de imágenes de un SCM

La gravedad y las dimensiones del peligro dependen del modo de organización del SCM.

• Líneas de turbonada tropicales: los sistemas convectivos de mesoescala con línea de turbonada producen rayos frecuentes, lluvias intensas (a menudo en exceso de 25 mm h⁻¹), crecidas repentinas, vientos fuertes, microrráfagas (la mayoría no son severas), granizadas (normalmente piedras pequeñas, de menos de 20 mm) y, en ocasiones, tornados supercelulares y no supercelulares y trombas marinas.
• Ecos en arco: los ecos en arco se distinguen por provocar los vientos dañinos en línea recta en la superficie, a lo largo del arco, que reciben el nombre de derechos. Los derechos se definen como una familia de conglomerados de reventones con vientos en exceso de 33 m s⁻¹ (64 kt) a través de un área cuyo eje mayor mide al menos de 400 km de longitud. Un sistema convectivo de mesoescala grande puede generar varios ecos en arco y derechos. Pueden formarse tornados cerca del ápice y del lado del polo del arco.
• Complejos convectivos de mesoescala: los CCM son famosos por producir lluvias intensas y crecidas repentinas. Las lluvias más intensas suelen ocurrir temprano en la fase de crecimiento del sistema. La etapa incipiente es también el período durante el cual se observa la mayor parte del tiempo severo (vientos fuertes, tornados y granizadas) en los CCM que se forman sobre los EE.UU.,²⁸³ donde los CCM provocan aproximadamente la mitad de los eventos de tiempo severo en forma de SCM lineales (líneas de turbonada).²⁸⁴ Se desconoce si en las regiones tropicales se dan proporciones similares.
• Conglomerados sin línea de turbonada: su impacto principal son las precipitaciones, ya que se desplazan más lentamente, pero producen menos tiempo severo que los demás sistemas convectivos de mesoescala.

Los sistemas convectivos de mesoescala también son una fuente importante de turbulencia. De forma específica:

• la turbulencia convectiva, que ocurre en el seno de las nubes convectivas profundas, en las corrientes ascendentes y descendentes y en el yunque de las tormentas; y
• la turbulencia cerca de las nubes en el aire claro²⁸⁵ alrededor del sistema convectivo de mesoescala, provocada por las ondas gravitatorias que se propagan del sistema, las corrientes de salida inestables en los niveles altos de la tormenta y las bandas de cirros.

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7.2.2.7 Transporte de calor y humedad

La convección tiene un impacto mayor en la gran escala cuando se organiza en sistemas de mesoescala que cuando ocurre en tormentas individuales. Esto resulta particularmente evidente en la distribución vertical del calentamiento producido por la liberación de calor latente y por efectos radiativos (fig. 7.109) en las regiones convectiva y estratiforme de los sistemas convectivos de mesoescala. Aproximadamente el 50 % de la lluvia tropical se debe a los SCM,²¹⁰ lo cual significa que modulan el balance de calentamiento radiativo y alteran tanto la circulación a gran escala como la distribución de humedad.

Para cuantificar el transporte vertical de calor y humedad es útil considerar un conjunto de cúmulos insertado en una circulación a gran escala.²⁶² El balance térmico y de humedad se puede expresar como:

         (5)

donde Q_R es el calentamiento radiativo neto, Q₁ y Q₂ son los residuos de los balances térmico y de humedad de los movimientos calculables de fuente de calor y sumidero de humedad, respectivamente, denominados «aparentes» por Yanai et al. (1973).²⁸⁸ El balance térmico se puede subdividir en sus componentes de cúmulo/convección (Q_1c, Q_2c) y estratiforme de mesoescala (Q_1m, Q_2m):

         (6)

         (7)

La precipitación estratiforme influye fuertemente en el perfil general de calentamiento vertical. La zona de convección —intensa, pero más pequeña— contiene corrientes ascendentes desde la capa límite hasta el nivel de equilibrio, mientras que la corriente descendente de la columna de precipitación solo abarca los niveles más bajos. El calentamiento neto se debe a la liberación del calor latente de condensación (fig. 7.108a). En contraste, la región estratiforme cuenta con un área extensa de ascenso —producto del ascenso de capas y de la expansión de los vestigios de corrientes ascendentes previas desde la zona de convección— y corrientes descendentes debajo de la capa de fusión. En el perfil estratiforme resultante se nota calentamiento en las partes altas y enfriamiento en las partes bajas del sistema, producto de la fusión y evaporación que tienen lugar debajo de la base de las nubes (fig. 7.108 b y c). La disposición de las regiones convectiva y estratiforme significa que el calentamiento neto en los SCM se concentra en la troposfera media a alta.

Cuanto más grande sea la región estratiforme como porcentaje de un SCM, tanto mayor será el nivel de calentamiento máximo. El perfil de calentamiento también se ve afectado por la cantidad relativa de convección profunda y poco profunda que existe en el sistema, de modo que no es sorprendente descubrir que los perfiles de calentamiento varían de una región a otra. Por lo general, los sistemas convectivos de mesoescala de latitudes medias exhiben un pico de calentamiento más marcado y en un nivel más alto que los sistemas convectivos de mesoescala tropicales. El calentamiento máximo en los sistemas convectivos de mesoescala del Pacífico occidental ocurre en los niveles medios a altos durante las etapas de madurez a disipación, mientras los sistemas observados durante el experimento GATE en el Atlántico tropical (GARP Atlantic Tropical Experiment) experimentaron el calentamiento máximo más temprano y en la troposfera inferior.²⁸⁹

Balance radiativo

Uno de los aspectos más importantes de la convección profunda es su efecto en el balance radiativo de la troposfera. Los flujos medios de humedad y radiación en la troposfera dependen del grado de acumulación de la convección.^290,291 La distribución y las características de los hidrometeoros y otras partículas de las nubes determinan el balance radiativo. Debido su gran extensión y longevidad, la región estratiforme de los sistemas convectivos de mesoescala también siente los efectos de los procesos de calentamiento y enfriamiento radiativo (fig. 7.109 a). La atenuación de la radiación solar causada por un SCM tropical puede provocar un enfriamiento neto que supera el calentamiento que ocurre en el interior del sistema. La hora del día en que se forma un sistema convectivo de mesoescala puede alterar el balance radiativo. Incluso cuando la fracción de nubosidad total es constante, el signo del balance radiativo es sensible a la distribución diurna de los sistemas de nubes convectivas profundas.

El calentamiento radiativo diferencial puede alterar la evolución y la circulación de masas de aire en los sistemas convectivos de mesoescala individuales a través de retroalimentaciones entre la liberación de calor latente, las corrientes convectivas ascendentes y la precipitación. El extenso yunque estratiforme y el ciclo de vida nocturno de muchos sistemas convectivos de mesoescala alteran el balance radiativo local y regional y pueden tener consecuencias en términos del balance energético global.

Ajuste dinámico

¿Por qué es importante el calentamiento en los sistemas convectivos de mesoescala? La respuesta de la atmósfera a la liberación de calor latente depende de la escala horizontal del calentamiento respecto del radio de deformación de Rossby, L_R. Si la escala horizontal del calentamiento es menor que L_R, la mayor parte de la energía liberada por el calentamiento se propaga alejándose de la perturbación en forma de ondas gravitatorias. Si la magnitud del calor latente liberado se acerca o excede L_R, el flujo de energía mantiene un equilibrio casi geostrófico. Los SCM tropicales pueden llegar a ser de larga duración y alterar la circulación a gran escala cuando se aproximan dinámicamente a L_R. El calentamiento diabático en los SCM puede estimular el flujo ageostrófico en la zona de entrada de un chorro en altura y provocar máximos de velocidad corriente abajo en el chorro. Un ajuste de escala continental puede favorecer un aumento en la convección y la probabilidad de inundaciones. Dadas ciertas condiciones, varios SCM pueden regenerarse aproximadamente en el mismo lugar y seguir trayectorias similares, lo cual aumenta su potencial para provocar inundaciones.²⁹²

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7.2.2.8 Vórtices convectivos de mesoescala (VCM)

Una vez que la convección activa de un sistema convectivo de mesoescala se disipe, a veces se observan bandas espirales de nubes de nivel medio en las imágenes satelitales. La formación de estructuras similares a un ciclón tropical sobre tierra firme se ha documentado desde finales de la década de 1970.

La circulación ciclónica está centrada en un vórtice convectivo de mesoescala (VCM) de núcleo cálido que a veces se desarrolla en la troposfera media, en la región estratiforme de los sistemas convectivos de mesoescala^{228,294,295,296} (fig. 7.110). Estos vórtices se observaron originalmente en los SCM tropicales, pero desde entonces se han documentado ampliamente en los sistemas continentales de latitudes medias de estación cálida.^297,298,299

Podemos examinar esta evolución a la luz de la teoría de vorticidad potencial (VP), según la cual la vorticidad potencial integrada en la masa permanece constante entre dos superficies isoentrópicas, independientemente de los cambios de transporte de masa o de calentamiento diabático que se produzcan. Podemos expresar la vorticidad potencial para un flujo sin rozamiento de la siguiente manera:

         (8)

donde es la velocidad de calentamiento diabático, ζ_θ + f es la vorticidad absoluta en una superficie isoentrópica y es la vorticidad potencial.³⁰⁰ Del primer término de la derecha se deduce que cuando el calentamiento diabático aumenta con la altura se formará una anomalía positiva de vorticidad potencial en la troposfera media. Por lo tanto, en condiciones de calentamiento diabático en convección húmeda la evacuación de masa a través de las isoentropas conduce a un aumento en la vorticidad potencial, es decir, el giro del fluido se ajusta a los cambios de profundidad en la columna en rotación. La presencia de aire saturado en la región estratiforme reduce el radio de Rossby, ya que la frecuencia de flotabilidad viene determinada por la estabilidad estática húmeda.²⁸⁶

La mayoría de los vórtices convectivos de mesoescala se forman en aproximadamente seis horas en el interior de un SCM con una extensión espacial de 200 a 400 km y luego duran entre 12 y 24 horas antes de disiparse, a menos que la convección se mantenga o vuelva a ocurrir. Los vórtices convectivos de mesoescala —una respuesta dinámica al calentamiento del orden del radio de Rossby— pueden alcanzar un estado de estabilidad inercial (fig. 7.111). El calentamiento en la anomalía positiva de vorticidad potencial puede persistir durante días, regenerar convección y ampliar el vórtice.

Los vórtices convectivos de mesoescala persisten en condiciones de flujo sinóptico débil, poca cizalladura vertical del viento y fuertes gradientes de humedad. El ejemplo de la fig. 7.112 persistió varios días y llegó a convertirse en una baja tropical cuya presión disminuyó hasta 998 hPa el 31 de enero. Bajo ciertas condiciones puede formarse una serie de sistemas convectivos de mesoescala, aproximadamente en el mismo lugar, que luego siguen trayectorias similares y aumentan el potencial de inundaciones, como ocurre a lo largo del frente mei-yu/baiu³⁰² (fig. 3.39) o de la zona de convergencia del Pacífico Sur (ZCPS).

Animación de sistemas SCM/VCM sobre Australia

Efectos en los ciclones tropicales

Se ha postulado que varios ciclos de convección sucesivos sobre una superficie de agua cálida pueden desempeñar un papel crucial en la transición de un conglomerado convectivo poco organizado en una depresión tropical,³⁰³ con tal de que el entorno de gran escala sea favorable (capítulo 8, sección 8.3capítulo 8, sección 8.3). A veces se forma un ciclón tropical cuando un sistema convectivo de mesoescala pasa sobre agua, probablemente debido a la extensión hacia abajo de los vórtices en niveles medios. Aunque la mayoría de las circulaciones en los ciclones tropicales son de escala sinóptica, su estructura de precipitación y la dinámica de su núcleo interno son predominantemente de mesoescala (capítulo 8, sección 8.4.4.6capítulo 8, sección 8.4.4.6). Las mediciones realizadas con instrumentos satelitales de microondas indican que las explosiones convectivas de mesoescala pueden producir cambios rápidos en la intensidad y estructura del ciclón a través de mecanismos de retroalimentación de calor latente.

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7.2.2 Sistemas convectivos de mesoescala »
7.2.2.9 Efectos eléctricos en la atmósfera

Los sistemas convectivos de mesoescala son una fuente importante de descargas eléctricas. Durante el paso de una típica línea de turbonada tropical, la convección que avanza se caracteriza por generar rayos nube a tierra de carga negativa (fig.7.113a). Conforme el sistema madura y la región estratiforme se expande, comienzan a predominar los destellos de gran amplitud con carga positiva (fig. 7.113b).

Desde comienzos de la década de 1990, otras propiedades eléctricas de los sistemas convectivos de mesoescala han despertado mucho interés, especialmente su relación con los eventos luminosos transitorios de la atmósfera superior conocidos como duendes, elfos y chorros azules.^305,306 Estas estructuras se observan encima de la región de precipitación estratiforme de los grandes sistemas convectivos de mesoescala, que favorecen la generación de cargas positivas en extensas capas horizontales (fig. 7.114). Una condición necesaria, pero no suficiente, para la formación de duendes es que la región de precipitación estratiforme del SCM cubra una superficie superior a los 20 000 km².

Las tres regiones tropicales continentales son fuentes importantes de rayos^213,307 y duendes, pero África destaca en términos de rayos de mesoescala, destellos extraordinariamente energéticos y cargas verticales que excitan los duendes en la mesosfera.³⁰⁵ África occidental, donde se forman grandes sistemas convectivos de mesoescala que acumulan enormes cargas positivas en la región estratiforme, contrasta con la región amazónica, donde predominan las tormentas de masa de aire poco organizadas. En el Congo, donde las líneas de turbonada con grandes regiones estratiformes también generan rayos muy energéticos de carga positiva, se observa la iniciación de duendes, aunque son menos intensos en comparación con los que generan los sistemas convectivos de mesoescala de África occidental. En contraste con el ambiente más barotrópico que predomina en el Amazonas, en África occidental existen condiciones más baroclínicas, con fuertes gradientes de temperatura entre el aire caliente del Sahara y el aire fresco y húmedo al sur.³⁰⁸ Los sistemas convectivos de mesoescala que se forman en esta región son también más longevos y contienen un mayor número de núcleos de condensación grandes en la capa límite.³⁰⁹

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7.2.2.10 Transporte químico en los SCM

La convección de mesoescala es importante para el transporte y los ciclos químicos de los gases traza. La corriente convectiva ascendente desplaza la tropopausa hacia arriba y produce intensas condiciones de mezcla vertical.³¹⁰ En algunos sistemas convectivos de mesoescala tropicales, las torres convectivas de gran desarrollo vertical pueden transportar aire troposférico a un nivel por encima de una capa de aire estratosférico. Este desplazamiento y las zonas de ruptura de la tropopausa que se forman en los bordes del sistema inyectan en la estratosfera aire troposférico con escaso contenido de ozono.³¹¹

Las descargas eléctricas de las tormentas contribuyen a la creación de óxidos de nitrógeno (NO_x); estas fuentes primarias de nitrógeno fijo en la atmósfera son elementos fundamentales en la producción del ozono troposférico que influyen en las concentraciones del radical hidroxilo (OH), lo cual significa que pueden modular los procesos de oxidación atmosférica. Los sistemas convectivos de mesoescala llevan el NO_x fácilmente a la alta troposfera, donde puede permanecer durante días;^312,313 su transporte a grandes distancias aumenta el potencial de producción de ozono en regiones con escasas concentraciones de NO_x. Durante el experimento de la capa límite en el Amazonas (Amazon Boundary Layer Experiment, 1987), en los niveles medios-altos de las líneas de turbonada se observaron concentraciones de ozono 3 a 4 veces superiores a los valores de fondo.³¹⁴ Los sistemas convectivos de mesoescala ocurren frecuentemente en serie, perturbando los campos térmicos y de gases traza en extensas regiones atmosféricas, y es probable que sean una importante fuente local y natural de ozono troposférico en las regiones propensas a su formación.

7.2 Sistemas atmosféricos de mesoescala »
7.2.3 Circulaciones de mesoescala y locales

En muchas regiones tropicales, las precipitaciones y otros eventos atmosféricos importantes se deben a circulaciones de mesoescala y locales generadas en su mayoría por el calentamiento diferencial de la superficie terrestre y por la topografía. Por ejemplo, la figura 7.115 muestra la intensidad de la señal diurna media como proporción de la lluvia total. El patrón revela las regiones donde predominan los efectos de las islas y las montañas. Encontrará más información sobre el ciclo diurno de precipitación que se observa en las regiones tropicales del mundo, y en las distintas estaciones del año, en el capítulo 5, sección 5.3.7capítulo 5, sección 5.3.7.

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7.2.3 Circulaciones de mesoescala y locales »
7.2.3.1 Brisas de valle y de montaña

Las brisas de valle y de montaña —algunas de las circulaciones locales más comunes— comienzan a soplar debido al calentamiento diferencial sobre tierra firme y el océano (fig. 7.116). Aunque las masas de aire tropicales sobre el océano presentan poca variación diurna, las brisas generadas por las islas introducen cambios drásticos en los patrones nubosos diurnos y nocturnos. La acumulación de nubes sobre tierra firme durante el día está acompañada por un «anillo» despejado que rodea la costa y las aguas contiguas, donde predominan las altas presiones (fig. 7.116). El radio del anillo sin nubes suele ser comparable a la anchura de la isla.³¹⁵

Animación conceptual de la evolución de las brisas de valle y de montaña

El efecto de Coriolis contribuye a limitar los efectos horizontales de la brisa tierra-mar, ya que la desviación del viento reduce el alcance de su influencia hacia tierra o hacia el mar. En los trópicos, el radio de deformación de Rossbyradio de deformación de Rossby —la escala de longitud a la cual los efectos rotacionales o de Coriolis pasan a ser tan importantes como los efectos de flotabilidad— es casi un orden de magnitud mayor que en las latitudes medias, de modo que aquí la extensión horizontal de una circulación como la brisa marina puede ser mucho mayor sin verse desviada por la aceleración de Coriolis.

Los flujos de brisa marina pueden ser convergentes o divergentes, según la forma del litoral. La convergencia produce tormentas más intensas, como se ilustra en la fig. 7.117.

La convergencia de las brisas de tierra generadas en las islas y las áreas continentales contiguas puede provocar la formación de tormentas intensas (fig. 7.118), una situación común en el continente marítimo. Incluso en una isla tropical relativamente plana y pequeña, la convergencia de brisas de mar puede producir tormentas intensas, como ocurre en las islas Tiwi, donde las tormentas generadas por la brisa marina reciben el nombre Héctor. Encontrará un análisis detallado de Héctor en la sección de enfoque 1 del capítulo 9sección de enfoque 1 del capítulo 9.

En el mar de China Meridional, se forman tormentas sobre el mar en el lugar de convergencia entre el chorro de bajo nivel y la brisa de tierra o las ondas gravitatorias generadas por un episodio de convección previo sobre tierra firme (fig. 7.119).

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7.2.3 Circulaciones de mesoescala y locales »
7.2.3.2 Efectos de las montañas

Brisas de valle y de montaña

De forma análoga a lo que ocurre con las brisas marinas, el calentamiento heterogéneo de las zonas de topografía abrupta produce circulaciones térmicas de mesoescala (fig. 7.120). Durante el día, el calentamiento del terreno elevado provoca movimientos ascendentes, condensación y precipitación en las montañas. La circulación resultante entre las montañas y las zonas menos elevadas, conocida como brisa de montaña, produce convergencia en niveles bajos sobre las montañas y divergencia en las zonas menos elevadas. Por la noche, las áreas montañosas se enfrían y el aire desciende hacia las zonas más bajas, creando una circulación de valle.

La topografía escarpada es también un mecanismo de ascenso y una fuente de convección nueva, motivo por el cual las laderas de barlovento de las montañas son más húmedas que las de sotavento. Por ejemplo, debido a los alisios del este, las islas del Caribe oriental son más húmedas en el este y más secas en el oeste. Los máximos de lluvias acumuladas se alinean a lo largo de las laderas orientales de las montañas (fig. 7.121). En condiciones de vientos flojos o en calma, la convección se concentra más bien a mayor altura.

Los lagos y las montañas interiores producen circulaciones locales más complejas. Por ejemplo, en la zona del lago Victoria (fig. 7.122) se observan efectos diurnos tanto de tierra-agua como de valle-montaña. Se forman tormentas en la zona de convergencia entre el lago y las brisas de valle y de montaña y luego se generan tormentas nuevas a lo largo de los frentes de racha que estos producen. Como promedio, el ciclo diurno produce tormentas en el este del lago durante el día y en el oeste durante la noche y las primeras horas de la mañana.

Máximos de viento en niveles bajos

La canalización del flujo entre terrenos elevados crea máximos de vientos que, según el lugar, pueden conocerse como vientos canalizados, chorros costeros o chorros de bajo nivel. Algunos de estos efectos son evidentes, como la aceleración de los alisios y los nortes a través de los istmos de las montañas de América Central.^316,317

Se observa un efecto topográfico complejo a lo largo de la cordillera de Annam, orientada de norte a sur en la costa de Indochina.³¹⁸ Cuando el flujo del sudoeste del monzón se encuentra con la cordillera, crea un intenso chorro de bajo nivel junto a la costa del sur de Vietnam (fig. 7.123). Esto causa el afloramiento de aguas frías —estimulado por el transporte de Ekman, que resulta de la desviación ciclónica de la tensión del viento en el lado norte del chorro— y esto produce temperaturas de la superficie del mar más bajas al norte del eje del chorro.

Otro máximo de viento conocido ocurre en el golfo de Tehuantepec, en el sur de México. Cuando el viento del norte detrás de un frente frío se desplaza hacia el sur por el golfo de México, el flujo acelera a través del paso de Chivela, en el sur de México; esto produce vientos de galerna sobre el golfo de Tehuantepec, en el Pacífico (fig. 7.123b), que generan líneas de turbonada, mar gruesa y afloramiento de aguas frías.³¹⁹ En promedio, entre octubre y mayo se observan 12 episodios de viento de galerna y 6 de viento de tormenta,³²⁰ aunque son más comunes en diciembre y enero. En los inviernos que coinciden con los episodios de El Niño ocurren eventos de intensidad de tormenta más fuertes de lo normal; esto no es sorprendente, ya que durante estos episodios la corriente en chorro es más intensa y las trayectorias de las tormentas se desplazan hacia el sur (vea el módulo de COMET Las corrientes en chorroLas corrientes en chorro). Puede aprender más sobre el viento en el istmo de Tehuantepec en el módulo de COMET Forecasters' Overview of the Gulf of Mexico and Caribbean SeaForecasters' Overview of the Gulf of Mexico and Caribbean Sea.

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7.2.3 Circulaciones de mesoescala y locales »
7.2.3.4 Efecto de los alisios y los monzones en las circulaciones isleñas

Las islas perturban la organización de las nubes oceánicas en las regiones tropicales, las cuales suelen presentar dos modos direccionales predominantes: calles de nubes alineadas en sentido paralelo respecto del viento en niveles bajos y, con menos frecuencia, a ángulos grandes respecto del viento en niveles bajos, pero sin necesariamente formar un ángulo recto.³²¹ Las islas reducen la velocidad del flujo, lo cual causa convergencia corriente arriba, aceleración en torno a la isla y vórtices de estela en el lado de sotavento.³¹⁵ Por ejemplo, cuando el flujo de los alisios —dividido al pasar a los lados de las islas— vuelve a juntarse, se forman vórtices de estela corriente abajo de las islas del Caribe oriental. La convergencia en la estela estimula la convección y la precipitación. La dirección del vórtice de estela depende de la dirección en que soplan los alisios: en los vientos del este o del estenoreste, el vórtice de estela de Barbados llega hasta San Vincente y las Granadinas (fig. 7.124); en los vientos del sudeste, el vórtice de estela de Barbados se extiende hasta Santa Lucia.

Animación de una línea de convergencia de estela al oeste de Barbados

Otro buen ejemplo de circulación provocada por una isla es el bloqueo del flujo en Taiwán durante el monzón de verano. El flujo bloqueado produce un chorro de bajo nivel al noroeste de la isla y vórtices a sotavento corriente abajo, ambos los cuales contribuyen a determinar dónde caerán las precipitaciones.³²² El flujo en torno a la isla grande de Hawái, en el norte del Pacífico central, genera circulaciones locales similares.

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7.2.4 Tiempo severo en las regiones tropicales »
7.2.4.1 Ingredientes de las tormentas severas

Si bien las tormentas ocurren en muchas regiones tropicales, las tormentas severas son poco comunes. De acuerdo con la definición del Servicio Nacional de Meteorología (National Weather Service, NWS) de los EE.UU., las tormentas severas producen una o más de las siguientes condiciones: un tornado, vientos mínimos de 25 m s⁻¹ (50 kt); o granizo de 25,4 mm (1 pulgada) de diámetro.

¿Por qué es poco común este tipo de tiempo severo en las regiones tropicales? Las tormentas severas se forman con mayor facilidad en ambientes con mucha cizalladura vertical del viento y fuertes gradientes horizontales de humedad, temperatura y viento. Además, la convección vigorosa que produce granizo y tornados requiere aire frío y seco en los niveles medios encima de una capa de inversión que atrapa el aire cálido y húmedo cerca de la superficie, una combinación que conduce a la formación de intensas corrientes ascendentes cuando la inversión se disipa. El entorno tropical es bastante homogéneo en términos de temperatura y humedad. Las corrientes ascendentes en el trópico son más débiles que en las regiones continentales de latitudes medias, algo que inhibe la formación de granizo grande y el estiramiento necesario para formar el vórtice de un tornado.

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7.2.4 Tiempo severo en las regiones tropicales »
7.2.4.2 Tornados

Un tornado es una violenta columna de aire en rotación que se extiende de un cumulonimbo o un cúmulos congestus hasta estar en contacto con la superficie (fig. 7.125). Es el más destructivo de todos los fenómenos atmosféricos de escala local.

La velocidad del viento en el vórtice de la mayoría de los tornados tropicales se estima en menos de 49 m s⁻¹ (96 kt). Los tornados, que duran entre pocos segundos y más de una hora, pueden recorrer distancias entre cien metros y decenas de kilómetros a velocidades de 5 a 13 m s⁻¹ (9 a 26 kt).

Si bien se trata de un fenómeno relativamente raro, los tornados se forman en todos los continentes menos Antártida (fig. 7.126) y son más comunes en las planicies de Norteamérica y Australia. Pocas zonas tropicales cuentan con una extensa red de detección de tormentas como la de los Estados Unidos. En el trópico, la India registró 42 tornados entre 1951 y 1980, mientras en Cuba la media anual entre 1981 y 1985 fue de 41 tornados. En Cuba y la península de Florida, la mayoría de los tornados ocurren entre junio y julio, principalmente en relación con las trombas marinas que invaden tierra firme y los ciclones tropicales que tocan tierra. En la India y Bangladesh, los tornados son más frecuentes en abril y mayo, y su formación es poco común durante el monzón. Los tornados intensos son más frecuentes en primavera, entre las últimas horas de la tarde y las primeras horas de la noche, pero pueden formarse en cualquier época del año y a cualquier hora del día.

Clasificamos la intensidad de los tornados de acuerdo con la escala Fujita mejorada (Enhanced Fujita, o EF), que se implementó en el año 2007 (tabla 7.5). La escala debe su nombre al Dr. Theodore Fujita, quien creó la primera escala de intensidad de los tornados, en 1971. La escala de Fujita original (la escala F), que se basaba en los daños causados por el tornado, tenía varias limitaciones; por ejemplo, las categorías de tornado se basaban en los peores daños posibles, incluso si los sufría una única estructura, y la escala no permitía tener en cuenta los diferentes tipos de construcción.

La escala EF comienza con una lista de 28 indicadores de daños, cada uno de los cuales incluye una descripción del tipo de construcción típico. A partir de dichos indicadores, se evalúa el «nivel de daños» y se lo relaciona con un rango de velocidad esperada del viento. Los tornados tropicales suelen ser débiles, de categoría EF0 o EF1. Solo una pequeña fracción de los tornados alcanzan intensidades extremas (EF3 o más) y estos tienden a ocurrir en las supercélulas de las latitudes medias.

En las regiones tropicales, la formación de tornados se debe a tormentas no supercelulares, ciclones tropicales que tocan tierra, sistemas extratropicales que invaden las regiones tropicales, depresiones subtropicales y sistemas tropicales y extratropicales híbridos.

Tornados no supercelulares

La mayoría de los tornados tropicales son débiles y no se forman en supercélulas. Los tornados «no supercelulares» están asociados a circulaciones de mesoescala y de escala local en la capa límite. La nube progenitora no contiene un mesociclón como en las supercélulas.

Las condiciones necesarias para la formación de un tornado no supercelular parecen incluir:

1. una frontera en la troposfera inferior que posee un grado considerable de cizalladura horizontal a través del frente;
2. la formación de misociclones a lo largo del frente, posiblemente como resultado de la inestabilidad provocada por la cizalladura horizontal;
3. la rápida profundización de la convección húmeda a lo largo del frente; y
4. una atmósfera que contiene cizalladura vertical débil (en comparación con las supercélulas).

Como muestra conceptualmente la figura 7.127, típicamente las células convectivas se desarrollan y se desplazan a lo largo del frente. Cuando una corriente convectiva ascendente húmeda coincide con un misociclón, el estiramiento vertical de la vorticidad a lo largo del frente la transforma en un tornado.

Los misociclones (pequeños ciclones generados por la inestabilidad provocada por la cizalladura horizontal y la convergencia en la capa límite) difieren de los mesociclones (las corrientes ascendentes giratorias de las supercélulas), que son más grandes, más profundos y se forman debido a la inclinación de la vorticidad horizontal producida por la cizalladura vertical del viento. Los tornados no supercelulares pueden formarse incluso cuando la circulación en la troposfera inferior es débil. Una vez que se establezca la corriente ascendente, un rápido desarrollo convectivo puede causar la formación de un tornado.

En la figura  7.128, las corrientes de salida de las tormentas que se formaron a lo largo de la brisa marina en la costa oeste de la península de Florida se propagan hacia el este y convergen con la brisa marina que se levantó en la costa este. El tornado se formó en la zona de convergencia de estos dos frentes.

Animación de imágenes de reflectividad del radar de Jacksonville (Florida)

Supercélulas y tornados supercelulares

Las tormentas supercelulares son poco comunes en las regiones tropicales, donde solo ocurren en condiciones extraordinarias, pero debido a las condiciones meteorológicas peligrosas que pueden provocar es importante comprender sus características y las condiciones que pueden llevar a su formación en el trópico. Una supercélula es una tormenta intensa y relativamente grande (del orden de 25 a 50 km) que causa tiempo severo y puede durar varias horas. Las supercélulas destacan por generar los tornados más intensos, granizo grande, vientos fuertes y lluvias intensas.

Las supercélulas se forman en entornos caracterizados por fuerte cizalladura en los cuales la corriente ascendente de la tormenta inclina la región de vorticidad horizontal hacia arriba para formar una corriente ascendente giratoria (fig. 7.129). En las regiones tropicales, encontramos ambientes propicios para la formación de las supercélulas donde una invasión de aire extratropical causa el encuentro de los vientos polares secos provenientes del norte y del oeste con masas de aire tropical cálidas y húmedas, como sucede, por ejemplo, cuando un frente frío se encuentra con un ciclón subtropical. La fuerte cizalladura y los altos niveles de CAPE son buenas indicaciones del potencial de formación de una supercélula. Cuando toca tierra, un ciclón tropical puede generar suficiente cizalladura como para producir supercélulas.

A diferencia de las tormentas ordinarias, las supercélulas se caracterizan por una corriente ascendente giratoria que recibe el nombre de mesociclón. El mesociclón suele tener una profundidad aproximada de 3 km y medir entre 2 y 10 km de ancho (fig. 7.130). El mesociclón (el círculo blanco en la figura 7.130) crea el potencial de formación de tornados y lleva la cima de la nube a penetrar la tropopausa. Las supercélulas generan una intensa corriente descendente en su lado delantero, donde se forma una nube arcus y suelen observarse lluvias intensas. La formación de tornados es también posible a lo largo del límite creado por la corriente descendente trasera.

Típicamente, en las imágenes de reflectividad radar en la primera elevación el mesociclón se identifica por la existencia de un «eco en forma de gancho» (fig. 7.131, izquierda). Este «gancho» encierra una región de eco débil donde el aire se eleva en la corriente ascendente. En las imágenes radar de velocidad en la primera elevación, el mesociclón se manifiesta como una pareja de centros de velocidad de rotación (fig. 7.131, derecha).

En las imágenes infrarrojas realzadas del satélite, la estructura de tope nuboso en V o con forma de cuña nos permite identificar las supercélulas que están produciendo tiempo severo o que lo producirán en muy poco tiempo. Los tornados y el granizo grande suelen ocurrir cerca del ápice de la cuña, cuyo lugar de formación se puede identificar en las imágenes visibles de alta resolución correspondientes por los topes emergentes que penetran la tropopausa. La figura 7.132 muestra las supercélulas que provocaron una fuerte granizada y una tromba marina que avanzó sobre tierra firme en las islas hawaianas de Lanai y Maui. Las áreas rojo oscuro corresponden a las tormentas más intensas; fíjese en la posición del ápice de la cuña, cerca de Lanai. El vórtice, visible en las imágenes de radar de la fig. 7.131, se observó unos 30 minutos después de que se captara esta imagen.

Tornados en ciclones tropicales

La mayoría de los tornados engendrados por ciclones tropicales son débiles, de intensidad F0 a F2, y se forman en el cuadrante delantero derecho (delantero izquierdo) del ciclón en el hemisferio norte (sur), como se ilustra en la figura 7.133. La mayoría de estos tornados se observan en las bandas de lluvia externas, donde a menudo se forman por la tarde. Los pocos tornados que se generan en la región interna de un ciclón tropical suelen ser de magnitud F0 y no parecen formarse preferentemente a ninguna hora del día.

Animaciones de reflectividad y velocidad radar que muestran el huracán Ivan en el momento de tocar tierra

Cuando un ciclón tropical toca tierra, la velocidad del viento cerca de la superficie disminuye debido al aumento que ocurre en el rozamiento y la turbulencia sobre tierra firme. Esta situación produce cizalladura vertical en la baja troposfera que, cuando se inclina hacia arriba, conduce a la formación de mesociclones que, a su vez, engendran tornados. La magnitud de la cizalladura sobre tierra firme es más del doble que sobre el océano y se producen más tornados cuando:

• la cizalladura vertical del viento entre la superficie y el nivel de 850 hPa supera los 20 m s⁻¹
• el ciclón tropical es intenso o se intensifica justo antes de tocar tierra

Tornados generados por influencias extratropicales

Las líneas de turbonada y las supercélulas asociadas con los ciclones o frentes extratropicales y los entornos tropicales híbridos o subtropicales (a y b, respectivamente, en la fig. 7.134) generan los tornados más intensos que ocurren en el trópico. Las líneas de turbonada y las supercélulas capaces de producir tornados en las regiones tropicales suelen encontrarse en el sector cálido de los ciclones extratropicales, delante de los frentes fríos que llegan al trópico (fig. 7.134a). El encuentro entre el aire frío que traen los vientos del oeste provenientes de las regiones extratropicales y las masas de aire cálido tropical que fluyen hacia el polo produce fuerte cizalladura y gran inestabilidad convectiva. Estos ambientes son propicios para la formación de tormentas severas, supercélulas y tornados.

Debemos buena parte nuestra comprensión de los entornos favorables para la formación de los tornados en las regiones tropicales a los estudios sobre este tema realizados en Hawái, en la península de Florida y en la India. Según la climatología de Florida para 1950 a 1994,³²⁶ el entorno de los tornados generados por sistemas extratropicales exhibe un nivel relativamente bajo de inestabilidad y no incluye una inversión que atrapa los niveles inferiores, una situación distinta de la que se observa a menudo en los Grandes Llanos de los EE.UU. En Florida, los entornos propicios para los tornados extratropicales se caracterizan por una capa húmeda en niveles bajos sobre la cual se encuentra una capa muy seca de la troposfera media. Dicha capa seca, que es el resultado de la subsidencia del aire en altura del anticiclón subtropical, es una fuente considerable de CAPE. El viento también aumenta con la altura hasta alcanzar un máximo en la alta troposfera, donde el chorro subtropical estimula la divergencia en altura. En Hawái, donde en promedio se forma un tornado al año, los ciclones subtropicales producen tormentas que causan tiempo severo y, a veces, tornados. Las invasiones de aire extratropical son comunes en otras regiones tropicales donde se han observado tornados, como la India, Cuba, Puerto Rico, el Sudeste Asiático, Brasil y Australia.

Los tornados también se forman en lo que denominamos un entorno tropical híbrido cuando una depresión tropical o subtropical en la troposfera inferior interactúa con alguna vaguada de latitudes medias en altura (fig. 7.134b). Los entornos híbridos presentan perfiles termodinámicos similares a los casos extratropicales, pero la intensidad del viento disminuye con la altura desde un máximo en la baja troposfera hasta un mínimo en la troposfera media. En comparación con el entorno prefrontal, que es más baroclínico, el entorno híbrido es más bien casi barotrópico.

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7.2.4 Tiempo severo en las regiones tropicales »
7.2.4.3 Trombas marinas

Las mangas o trombas marinas —tornados que se forman sobre el agua— suelen ser mucho menos intensas y más estrechas que los tornados. En comparación con los tornados, las trombas marinas son más comunes en las regiones tropicales y subtropicales y su frecuencia máxima se da por la mañana, con un máximo secundario durante las últimas horas de la tarde.

Las trombas marinas tienden a formarse debajo de los cúmulos congestus de rápido crecimiento, cuando el aire fresco se desplaza sobre aguas cálidas. Los estudios de las trombas marinas realizados junto a las costas de Florida y de África occidental han determinado que tienden a formarse en la zona de convergencia entre los frentes de racha y el lugar donde el rápido crecimiento convectivo coincide con el proceso de aglomeración de nubes (fig. 7.135).

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7.2.4.4 Tolvaneras

Las tolvaneras son pequeños vórtices verticales que se forman en capa límite convectiva durante las horas del día, cuando el calentamiento de la superficie es intenso y los vientos en superficie son flojos (fig. 7.136a). Las tolvaneras son visibles debido al polvo y los escombros levantados por el torbellino. Se forman bajo cielos despejados o debajo de una capa de cúmulos de buen tiempo y a menudo aparecen en grupos (fig. 7.136 b y c).

Las tolvaneras tienen diámetros del orden de decenas de metros y alcanzan alturas de 150 a 300 m. La mayoría de las tolvaneras solo duran unos cuantos minutos, pero en contadas ocasiones llegan a persistir hasta una hora o más.

Resumen

Los sistemas sinópticos y de mesoescala determinan la mayoría de las manifestaciones del tiempo que se observan a diario en las regiones tropicales. A diferencia de lo que ocurre en las latitudes medias, donde las condiciones de escala sinóptica son el resultado de instabilidades baroclínicas en los vientos del oeste con concentraciones de energía a dicha escala, en el trópico no hay ninguna corriente básica que determine el tiempo de forma parecida.

La figura 7.137 presenta en forma resumida las principales circulaciones planetarias y estructuras de escala sinóptica de la atmósfera tropical y los fenómenos de mesoescala asociados. Si bien los sistemas de mesoescala se forman independientemente de las estructuras sinópticas, algunos son moduladas por sistemas y circulaciones de escala más grande; a su vez, los sistemas convectivos de mesoescala modifican el entorno de gran escala mediante el transporte de calor sensible, humedad y momento.

Julio

Enero

A excepción de los ciclones tropicales, en general los sistemas sinópticos tropicales son más débiles que en las latitudes medias. Las circulaciones de los sistemas sinópticos tropicales dominan en aproximadamente la mitad de la troposfera tropical. Por ejemplo, la vorticidad máxima de las ondas del este se localiza entre 850 y 700 hPa, las TUTT alcanzan su máxima intensidad en la alta troposfera, las depresiones monzónicas del golfo de Bengala son más intensas en los niveles por debajo de 700 hPa y los ciclones del mar Arábigo nororiental son más intensos en la troposfera media. Todos estos sistemas sinópticos son fuentes importantes de precipitación a nivel regional; las ondas del este, los ciclones subtropicales y las TUTT contribuyen además a la formación de los ciclones tropicales.

Las interacciones entre el trópico y el extratrópico están relacionadas con la propagación de trenes de ondas de Rossby desde las regiones tropicales hasta las regiones extratropicales, y viceversa. En el caso de propagación hacia las regiones extratropicales, la convección producida por la OMJ, ENOS y las ondas ecuatoriales perturba la atmósfera y crea una respuesta dinámica remota. Las invasiones de aire extratropical suelen estar relacionadas con la amplificación de una onda de Rossby en latitudes bajas que transporta aire fresco y seco hacia el trópico y canaliza aire cálido y húmedo hacia las regiones extratropicales, un proceso que ocurre con mayor eficiencia en los ríos atmosféricos, los principales conductos para las precipitaciones extremas en las costas continentales occidentales de latitudes medias.

Las tormentas existen en todas las zonas tropicales húmedas, ya que se forman donde se produce el ascenso de aire caliente y húmedo en un ambiente inestable. No obstante, sin contar los ciclones tropicales, las tormentas severas tropicales son poco frecuentes, ya que en el ambiente tropical las condiciones de temperatura y humedad son bastante homogéneas, la cizalladura horizontal del viento es débil y las corrientes ascendentes tropicales son menos intensas que en las zonas continentales de latitudes medias. Esto limita la producción de tiempo severo (granizadas, tornados, vientos dañinos).

La intensidad y longevidad de las tormentas y los sistemas convectivos de mesoescala (SCM) depende de la cizalladura vertical del viento y de la estructura del sistema. La cantidad y severidad de los peligros que representan aumenta con la cizalladura y la complejidad de la estructura de las tormentas, desde las tormentas ordinarias con solo una corriente ascendente y descendente (de breve duración, normalmente no son severas) y las tormentas multicelulares con corrientes ascendentes y descendentes separadas (más longevas, pueden producir tiempo severo), hasta los sistemas convectivos de mesoescala complejos (producen vientos dañinos, lluvias intensas, crecidas repentinas, granizadas y, a veces, tornados débiles) y las supercélulas de los huracanes que tocan tierra y los sistemas extratropicales en latitudes bajas (tornados dañinos, algunas crecidas repentinas). Los SCM tropicales son más intensos sobre los continentes, aunque en promedio los sistemas oceánicos cubren superficies mayores. En la región estratiforme de un SCM longevo puede formarse un vórtice convectivo de mesoescala (VCM) que, de adquirir estabilidad inercial, regenera la convección en ciclos diurnos subsiguientes. Algunos VCM se han transformado en ciclones tropicales.

Además de su impacto en las condiciones meteorológicas diarias, los sistemas convectivos de mesoescala son también componentes importantes del circuito eléctrico mundial y contribuyen al transporte de sustancias químicas hasta la troposfera superior y a la producción de óxidos de nitrógeno y ozono troposférico. También modifican el entorno de gran escala en el cual se forman.

La mayoría de los tornados tropicales son de tipo no supercelular y se forman con mayor frecuencia a lo largo de una línea de convergencia en la capa límite. La cizalladura horizontal a lo largo del frente conduce a la formación de misociclones que, cuando coinciden con la corriente ascendente de una tormenta, forman un tornado. Las trombas marinas son como tornados débiles, pero se forman sobre el agua. Normalmente se forman sobre aguas cálidas, donde la rápida evolución de un cúmulo coincide con líneas de nubes que se juntan y convergencia a lo largo de un frente de racha. Por otra parte, las tolvaneras pueden formarse bajo cielos despejados a partir de las corrientes ascendentes generadas por el intenso calentamiento en la superficie.

Aún hace falta mucho estudio para comprender cabalmente los sistemas tropicales sinópticos y de mesoescala, sus interacciones multiescalares y el papel que desempeñan en las condiciones meteorológicas de gran impacto, la variabilidad climática y la química atmosférica.

Preguntas de repaso

1. Describir una de las teorías postuladas para la formación de las ondas tropicales del este y explicar sus limitaciones.
2. Describir la estructura básica y las características de propagación de las ondas de inercia-gravedad.
3. Explicar las similitudes y diferencias entre los ciclones subtropicales y las borrascas o ciclones de latitudes medias.
4. Describir los forzamientos dinámicos y energéticos que contribuyen a la formación de los ciclones subtropicales y a su transición a ciclones tropicales.
5. Describir la estructura y la climatología de las TUTT y cómo estas vaguadas tropicales de la alta troposfera contribuyen a los cambios de intensidad de los ciclones tropicales.
6. Explicar las diferencias entre las vaguadas de bajo nivel inducidas por las TUTT y las ondas del este.
7. Describir las diferencias y similitudes entre las líneas de turbonada tropicales y de latitudes medias.
8. Describir tres métodos para observar el movimiento de las ondas del este.
9. Explicar cómo las ondas del este pueden interactuar con los ciclones en niveles altos e intensificar las precipitaciones en las regiones subtropicales y de latitudes medias.
10. Describir la estructura básica, los mecanismos de propagación y las condiciones del tiempo características de las depresiones monzónicas.
11. Describir el ciclo de vida típico de la intensificación de los alisios y las condiciones del tiempo asociadas con dicho fenómeno en el Atlántico.
12. Explicar la formación de trenes de ondas de Rossby en el trópico y sus impactos en las condiciones del tiempo en las latitudes medias.
13. Describir cómo el chorro subtropical, la OMJ y los ríos atmosféricos se combinan para afectar las condiciones del tiempo en las latitudes medias.
14. Describir la influencia de los ciclones, los frentes y las entradas de aire frío de latitudes medias en las condiciones del tiempo en el sudeste asiático.
15. Describir cómo el tiempo tropical a escala sinóptica se ve afectado por la propagación de la energía de las ondas de Rossby proveniente de latitudes superiores.
16. Describir el papel de la cizalladura vertical del viento en determinar la estructura de los sistemas convectivos de mesoescala y las condiciones del tiempo que producen.
17. Describir la evolución de las estructuras y las circulaciones convectivas de mesoescala en la superficie a lo largo de su ciclo de vida típico.
18. Comparar y contrastar los tornados, las trombas marinas y las tolvaneras.
19. Explicar cómo las montañas contribuyen a las circulaciones de mesoescala y a las condiciones del tiempo con ellas asociadas.
20. Describir cómo los litorales contribuyen al desarrollo y a la intensidad de las tormentas.

Apéndice 7A: Identificación objetiva de las ondas tropicales del este y el chorro africano del este

Berry et al. (2007) idearon un método para identificar las ondas tropicales del este de forma objetiva a partir de análisis de datos cuadriculados y de la salida del modelo.⁶³ La tabla 7A.1 presenta las relaciones de ecuación y desigualdad de los valores de diagnóstico empleados para identificar los ejes de las vaguadas de las ondas del este y del chorro africano del este. El valor de diagnóstico principal que marca las vaguadas y las dorsales es la advección de la vorticidad por curvatura en la función de corriente. Otros diagnósticos eliminan las vaguadas y los sistemas ambiguos o débiles del flujo del oeste. La primera variable empleada para identificar el chorro africano del este corresponde a los máximos en la velocidad del viento, a la cual se siguen otros marcadores que ocultan los mínimos en la velocidad del viento no divergente.

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Descripción detallada de la identificación objetiva de los ejes de las vaguadas de las ondas del este y del chorro africano del este:
http://www.atmos.albany.edu/student/gareth/diagnostics.html
Mapas de chorros y vaguadas en tiempo real, Universidad de Albany:
http://www.atmos.albany.edu/student/janiga/web/regional_maps.htm

Esbozos biográficos

Robert (Bob) Burpee

A lo largo de su carrera de investigador meteorológico, el Dr. Robert Burpee lideró la incorporación de los datos de aeronaves en los modelos de huracanes, un aporte que mejoró su exactitud. También fue director del Centro Nacional de Huracanes de los Estados Unidos entre 1995 y 1997. El Dr. Burpee se licenció por la Universidad de Harvard y el Instituto Tecnológico de Massachusetts (Massachusetts Institute of Technology, MIT). Como parte de su trabajo doctoral, en 1967 se trasladó a Miami para colaborar en la creación del primer modelo dinámico de predicción de huracanes. También estudió las ondas tropicales del este que engendran huracanes, el tema que fundamentaría su tesis. A partir de 1971, trabajó como investigador en la División de Investigación de Huracanes (Hurricane Research Division) de la NOAA, en Virginia Key, Florida, de la cual también llegó a ser director (entre 1993 y 1995).

Fue suya la idea de obtener datos sobre los huracanes atravesándolos en aeronave y luego introducir esa información en los modelos de predicción numérica, algo que produjo una mejora del 10 al 15 por ciento en la exactitud de los modelos. Entre 1982 y 1986, la NOAA realizó una serie de veinte «experimentos sobre el flujo sinóptico» durante los cuales se lanzaron radiosondas desde aviones de investigación WP-3D para obtener perfiles de viento, temperatura y humedad de los huracanes. El éxito de este experimento convenció a la NOAA a adquirir los aviones de reacción G-IV «cazahuracanes», una de las mayores inversiones realizadas por dicha agencia para la predicción de huracanes. El Dr. Burpee —un científico honrado y consumado con una auténtica devoción por los datos— también asesoró personalmente a varios de sus colegas. Fue además un hombre valiente: atravesó en avión los ojos de más de 260 huracanes. Su trabajo no se limitó al ámbito de la predicción de huracanes, sino que realizó importantes estudios pioneros sobre las brisas de mar que generan tormentas diurnas sobre los Cayos de Florida y el sur de la península de Florida. El Dr. Burpee falleció en 2007.

Toby Carlson

Toby Carlson es profesor emérito de meteorología en la Universidad de Pennsylvania State. Es conocido por su trabajo pionero sobre las ondas tropicales del este y su papel en la formación de los ciclones tropicales. También estudió el transporte de polvo del Sahara a través de África y el océano Atlántico. Además de dedicarse a la meteorología tropical, ha volcado su interés en el estudio —mediante datos satelitales— de la humedad del suelo, la transpiración vegetal, la urbanización y la deforestación, y en su aplicación al trabajo de planificación regional. Colaboró con John Lee como coautor del libro de texto de meteorología tropical A course in tropical meteorology y también redactó el libro de texto Mid-Latitude Weather Systems, que explica el comportamiento y la evolución del tiempo atmosférico en las latitudes medias con matemática y cartas sinópticas convencionales. El Dr. Carlson recibió los títulos de bachiller (B.S.) y maestría (M.S.) en ciencias en el Instituto Tecnológico de Massachusetts (Massachusetts Institute of Technology, MIT) y el doctorado (Ph.D.) por el Imperial College de la Universidad de Londres. Se incorporó al cuerpo docente de la Universidad de Pennsylvania State en 1974, después de haber trabajado nueve años en la Biblioteca Nacional de Investigación de Huracanes (National Hurricane Research Library). También participó en el experimento en el Atlántico tropical (GARP Atlantic Tropical Experiment, GATE), un proyecto diseñado para comprender la convección en los cúmulos de la atmósfera tropical y el papel que desempeña en la circulación general. En 1974 recibió el premio de autor distinguido de la NOAA y en 1993 fue nombrado miembro honorario de la American Meteorological Society (AMS).

Robert Houze

Robert (Bob) Houze realizó investigaciones fundamentales sobre la estructura y las propiedades de los sistemas convectivos de mesoescala tropicales. Durante una larga carrera, se dedicó a estudiar gran variedad de temas, como la meteorología de mesoescala, la meteorología de radar, la meteorología tropical, los huracanes, los procesos de precipitación orográfica, la dinámica y la microfísica de las nubes y la dinámica de las tormentas. Houze obtuvo el título de bachiller (B.S.) en meteorología por la Universidad de Texas A&M en 1967 y la maestría (M.A, en 1969) y el doctorado (Ph.D., en 1972) por el Instituto Tecnológico de Massachusetts (Massachusetts Institute of Technology, MIT). En 1972 entró en la Universidad de Washington como profesor adjunto y ha sido profesor titular desde 1983. En la década de 1970 realizó trabajo pionero sobre la convección tropical en relación con el experimento en el Atlántico tropical (GARP Atlantic Tropical Experiment, GATE), un proyecto pensado para comprender la convección de los cúmulos de la atmósfera tropical y el papel que desempeña en la circulación general. Integró el equipo científico internacional del satélite de la misión de medición de la lluvia tropical (Tropical Rainfall Measuring Mission, TRMM) y participó en el programa de campo, en el atolón de Kwajalein. También participó en el experimento de cambios en las bandas de lluvia y la intensidad de los huracanes (Hurricane Rainband and Intensity Change Experiment, RAINEX), durante el cual estuvo a cargo de los vuelos a través de los huracanes Katrina, Ophelia y Rita. Es además el autor del libro de texto sobre la dinámica de las nubes titulado Cloud Dynamics. En 1982 recibió el premio Clarence Leroy Meisinger de la American Meteorological Society (AMS) y fue nombrado miembro honorario de la asociación in 1993. En 2006 recibió la medalla de investigación Carl-Gustaf Rossby, el galardón más prestigioso de la AMS, «por sus aportes fundamentales y perdurables a la comprensión del amplio espectro de sistemas de precipitación y sus interacciones con las circulaciones a gran escala, y por su liderazgo en los programas de campo».

Richard Johnson

El Dr. Richard (Dick) Johnson es profesor y antiguo jefe del Departamento de Ciencias Atmosféricas en la Universidad Estatal de Colorado (Colorado State University). Su trabajo se ha centrado en la capa límite planetaria y la convección: las condiciones meteorológicas convectivas, la convección en el monzón, las precipitaciones extremas y los monzones asiático, norteamericano y del Pacífico occidental. Recibió la licenciatura (B.S.) en física de la Universidad del Estado de Oregón (Oregon State University) en 1967 y luego la maestría (M.S.) en ciencias geofísicas por la Universidad de Chicago, en 1969. En 1975 terminó el doctorado (Ph.D.) en ciencias atmosféricas en la Universidad de Washington. Después de dos años como miembro del personal docente de la Universidad de Wisconsin, en 1980 se incorporó a la Universidad Estatal de Colorado como profesor adjunto. Fue nombrado profesor titular en 1986 y director del departamento en 2007. El Dr. Johnson ha estudiado en detalle las nubes convectivas tropicales, sus efectos en las circulaciones tropicales y sus interacciones con la superficie oceánica en el Pacífico, el mar de China Meridional y el océano Índico. También ha estudiado el monzón de Asia oriental y el papel de la convección sobre el mar de China Meridional en relación con su comienzo. El Dr. Johnson es un miembro honorario de la American Meteorological Society (AMS) y del Cooperative Institute for Research in the Atmosphere (CIRA).

T. N. Krishnamurti

Tiruvalum N. Krishnamurti, profesor de meteorología en la Universidad Estatal de Florida (Florida State University) realizó importante trabajo pionero en relación con los monzones, los huracanes y la predicción numérica del tiempo. Dentro de dichos campos, su aporte ha sido particularmente importante para el pronóstico de alta resolución de los huracanes, el pronóstico de los monzones y la comprensión de la variabilidad de la atmósfera tropical. El Dr. Krishnamurti recibió la licenciatura en física por la Universidad de Deli, en la India, y la maestría (M.A.) en meteorología por la Universidad de Andhra en Visakhapatnam (India). Se trasladó a los Estados Unidos para obtener el doctorado (Ph.D.) en meteorología, por la Universidad de Chicago, en 1959. En dicha institución trabajó con el profesor Herbert Riehl y comenzó a interesarse en los huracanes, y fue uno de los primeros en atravesar las torres nubosas en avión, tanto en West Palm Beach (Florida) como en Guam. Después de obtener el Ph.D., trabajó en la Universidad de California en Los Ángeles por cinco años antes de aceptar una cátedra en la Universidad Estatal de Florida (Florida State University). Contribuyó al desarrollo de un método de pronóstico denominado superensemble para la predicción de los huracanes, las sequías y las inundaciones, y participó en la misión de medición de la lluvia tropical (Tropical Rainfall Measuring Mission, TRMM) y en el desarrollo del proyecto de sonda láser de vientos atmosféricos (Laser Atmospheric Wind Sounder, LAWS) de la NASA. Ha recibido tanto el Premio de la Organización Meteorológica Internacional de la Organización Meteorológica Mundial como la medalla de investigación Carl-Gustaf Rossby, el máximo honor que otorga la American Meteorological Society (AMS), «por aportes fundamentales a la comprensión de la estructura y evolución de la atmósfera tropical, especialmente los monzones, y por su liderazgo a nivel internacional en el programa de investigación atmosférica global (Global Atmospheric Research Program, GARP)».

Richard Reed

El meteorólogo Richard (Dick) Reed de la Universidad de Washington debe a su intuición el descubrimiento de la oscilación cuasi-bienal (OCB), una inversión de los vientos tropicales de la baja estratosfera que ocurre a intervalos regulares e influye fuertemente en el clima. El Dr. Reed nació en Braintree (Massachusetts, EE.UU.) y aunque ya en la secundaria disfrutaba de las matemáticas y las ciencias, no tenía interés en ningún campo en particular. Algunos parientes bienintencionados lo persuadieron a que estudiara contabilidad en Boston College. Sin los medios económicos para pagarse la matrícula, se vio obligado a trabajar y había abandonado la carrera en el segundo año cuando el Japón atacó Pearl Harbor. Se alistó en la armada donde escogió la especialización en «aerología» por un leve interés en el tiempo atmosférico y comenzó a trabajar en ese campo. Leyó fascinado su primer libro de texto sobre la materia en un día y una noche y supo que había encontrado su pasión. La armada lo envió a terminar sus estudios en Dartmouth y el Instituto Tecnológico de California (California Institute of Technology), donde recibió la licenciatura. Después de la guerra recibió el doctorado en ciencias (Sc.D.) en meteorología por el Instituto Tecnológico de Massachusetts (Massachusetts Institute of Technology, MIT), en 1949. En 1954 aceptó el título de profesor adjunto en la Facultad de Meteorología y Climatología de la Universidad de Washington, donde trabajó el resto de su vida. Su enseñanza y sus investigaciones abarcaron prácticamente todos los aspectos de la meteorología gracias a su profundo deseo de comprender el funcionamiento de la atmósfera. También estimuló los primeros contactos con científicos rusos y chinos en plena Guerra Fría. Además de muchos otros galardones y títulos honoríficos, en 1989 el Dr. Reed recibió la prestigiosa medalla de investigación Carl-Gustaf Rossby de la American Meteorological Society (AMS) y fue nombrado miembro de la Academia Nacional de Ciencias (National Academy of Sciences) de los EE.UU. El Dr. Reed falleció en 2008.

Enlaces de interés

http://maxmayfieldshurricaneblog.wordpress.com/2007/08/01/tribute-to-dr-robert-bob-burpee/
http://www.met.psu.edu/people/tnc
http://www.atmos.washington.edu/~houze/
http://www.atmos.colostate.edu/faculty/johnson.php
http://www.news.colostate.edu/Release/4283
http://www.nasa.gov/mission_pages/hurricanes/bios/krishnamurti_bio.html
http://eoas.fsu.edu/people/faculty/dr-tn-krishnamurti
http://www.atmos.washington.edu/Reed/
http://www.atmos.washington.edu/Reed/Reed_uweek_org_Vol25_No16_2008.pdf
http://www.atmos.washington.edu/Reed/Reed_Obit_Seattle_Times.pdf

Referencias bibliográficas