8.0 Descripción general

Este capítulo describe los ciclones tropicales, la historia de las convenciones que seguimos para darles nombre, la variabilidad y los controles estacionales y geográficos, y los ciclos decenales. Examinaremos las soluciones de núcleo y balance para las regiones del ciclón. Estudiaremos a fondo su génesis. Describiremos las escalas de intensidad y técnicas de interpretación satelital. Examinaremos los vínculos entre la dinámica del núcleo central y los cambios de intensidad. Consideraremos los límites en la intensidad. Describiremos los factores que afectan el movimiento. Explicaremos la transición a las regiones extratropicales en términos de cambios estructurales, mecanismos previos e impacto sobre las zonas de latitudes más altas. La sección final describirá los impactos sociales.

Temas de enfoque

Prueba y encuesta

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Una vez que termine de estudiar el capítulo, no se olvide de completar la encuesta.

8.0 Descripción general »
Objetivos de aprendizaje

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

Las secciones siguientes contienen material muy teórico; es recomendable tener conocimientos de meteorología dinámica:

8.1 Distribución y observación mundial de los ciclones tropicales

Los ciclones tropicales influido en el curso de la historia, frustrando los intentos de Kublai Khan por invadir el Japón en 1266^1,2 y cambiando el curso de los primeros asentamientos europeos³ en América del Norte. En el siglo XX hemos sido testigos de la fuerza devastadora de los ciclones tropicales en todos los continentes que abarcan las regiones tropicales: los nombres Tracy (Australia), Bhola (Bangladesh) y Mitch y Katrina (Caribe, México, América Central y Estados Unidos) evocan recuerdos trágicos a millones de personas en todo el mundo.

La figura 8.1 ilustra algunos aspectos clave de la distribución mundial de los ciclones tropicales:

• Los ciclones tropicales no se forman muy cerca del ecuador y nunca cruzan el ecuador.
• El Pacífico noroccidental es la región de ciclones tropicales más activa. También es la región donde ocurre el mayor número de ciclones tropicales intensos (trayectorias en tonos de naranja a rojo).
• En el Pacífico noroccidental y el Atlántico Norte, las trayectorias de los ciclones tropicales pueden extenderse hasta latitudes muy altas. Por lo general, las tormentas que siguen estas trayectorias tan largas pasan por la transición extratropical.
• El océano Índico Norte (golfo de Bengala y mar Arábigo) está delimitado por tierra firme en el norte y el Pacífico nororiental está delimitado por regiones de agua fría en el norte. Estas características ambientales limitan la duración de las tormentas en estas regiones.
• El golfo de Bengala produce cinco veces el número de ciclones tropicales que el mar Arábigo. La combinación de cordilleras altas con planicies costeras y deltas fluviales bajos en el golfo de Bengala crea una región muy vulnerable a los ciclones tropicales. Es más, los dos ciclones tropicales más devastadores de los que tenemos constancia ocurrieron en esta región (sección especial 8-10sección especial 8-1).
• Los ciclones tropicales del hemisferio sur suelen ser más débiles que los que se forman en las cuencas del Pacífico Norte y del Atlántico.
• La extensión del chorro subtropical hasta las latitudes tropicales en el hemisferio sur produce el efecto de limitar las trayectorias de los ciclones tropicales. Aun así, algunos ciclones tropicales del hemisferio sur experimentan la transición extratropical.
• Pese a ser raros, pueden producirse sistemas que se parecen a ciclones tropicales en el Atlántico Sur y junto a las costas subtropicales orientales de Australia y África del sur.

8.1 Distribución y observación mundial de los ciclones tropicales »
Sección especial 8-1 Ciclón tropical Ingrid, 3 al 16 de marzo de 2005

Durante los 10 días que existió como un ciclón tropical, Ingrid (2005) permaneció muy cerca de la costa al norte de Australia (fig. 8SE1.1) y los efectos de ciclón tropical de categoría 4 o 5 (categorías de intensidad australianas, sección especial 8-2) se sintieron en muchos centros poblados del Territorio del Norte y de los estados de Queensland y Australia Occidental.

Durante los 10 días que existió como un ciclón tropical, Ingrid (2005) permaneció muy cerca de la costa al norte de Australia (fig. 8SE1.1) y los efectos de ciclón tropical de categoría 4 o 5 (categorías de intensidad australianas, sección especial 8-2) se sintieron en muchos centros poblados del Territorio del Norte y de los estados de Queensland y Australia Occidental.

Fig. 8SE1.1. (a) imagen satelital del ciclón tropical Ingrid que se acerca a la península de Cabo York. En ese momento se estimaba que Ingrid generaba ráfagas máximas de 75 m s⁻¹ (145 nudos). (b) la trayectoria con indicación de las etapas de intensidad en color.

El 3 de marzo de 2005 se formó una depresión tropical en la región oriental del mar de Arafura, bajo condiciones de escasa cizalladura vertical y temperaturas de superficie del mar anormalmente cálidas. El sistema recibió el nombre de ciclón tropical Ingrid el 6 de marzo. El ciclón tropical Ingrid siguió desarrollándose: el 8 de marzo había alcanzado la intensidad de categoría 5 y era un ciclón tropical de categoría 4 cuando tocó tierra en Cabo York casi a las 0600 UTC del 10 de marzo. Ingrid se debilitó al pasar sobre la península y era un ciclón tropical de categoría 1 cuando alcanzó el golfo de Carpentaria en las últimas horas del 10 de marzo.

Ingrid bordeó el norte del Territorio del Norte el 12 y el 13 de marzo, donde azotó muchas comunidades costeras. Ingrid recuperó la intensidad de categoría 5 a las 2330 UTC del 14 de marzo. Aunque después de tocar tierra cerca de Kalumburu, en Australia occidental, Ingrid se debilitó muy rápidamente, siguió manifestándose como un intenso episodio de lluvia (en Wyndham se registraron 272 mm de lluvia en 48 horas).

Vistas del ciclón tropical Ingrid (2005) desde tierra firme


Video de Ingrid a medida que pasa sobre cabo Don, en la península de Cobourg

Animación de 5 minutos del radar de Gove a partir de las 1701 UTC del 11 de marzo de 2005A las 9 de la mañana del 12 de marzo, en Gove se había registrado un nuevo récord de lluvia para marzo de 192 mm en un día.

8.1 Distribución y observación mundial de los ciclones tropicales »
8.1.1 Convenciones de asignación de nombre y clasificaciones de intensidad de los ciclones tropicales

Si bien la variedad de denominaciones empleadas para los ciclones tropicales resulta un poco confusa, hay que recordar que refleja la cultura e historia local en relación con estos sistemas atmosféricos importantes. Además, existe otro problema con la clasificación de estas tormentas: ¡se emplean períodos de promedio diferentes para calcular la velocidad máxima del viento en distintas partes del mundo! Lo convenido por la Organización Meteorológica Mundial (OMM) para registrar la velocidad máxima del viento consiste en medir la velocidad media del viento en la superficie en 10 minutos; no obstante, en Estados Unidos solo se calcula la media de 1 minuto con las mediciones de velocidad del viento de los instrumentos de superficie. Como resultado de esta diferencia, es común que se asignen dos intensidades muy distintas a las tormentas del Pacífico noroccidental, según hayan sido determinadas por una de las agencias meteorológicas nacionales en la región (fig. 8.3) o por el Centro Conjunto de Alerta de Tifones (Joint Typhoon Warning Center, JTWC) de la Armada de EE.UU. en Pearl Harbor.

No siempre contamos con datos de observación después del paso de un ciclón tropical. Es posible que no haya instrumentos en la trayectoria de la tormenta, y a veces el viento o el agua se los lleva. Por eso a finales de la década de 1960 Herb Saffir y Robert Simpson^5,6 concibieron un sistema de clasificación que sirviera de referencia para relacionar los daños observados tras un ciclón tropical del Atlántico Norte con los vientos máximos en la superficie o la presión mínima en la superficie (dos medidas de la intensidad de los ciclones tropicales) y la marejada ciclónica en las zonas costeras vulnerables. El sistema de clasificación llegó a conocerse como la escala Saffir-Simpson y se ha transformado en la forma más conveniente de describir la potencia arrasadora que podemos esperar de los ciclones tropicales en todo el mundo. El Centro Nacional de Huracanes (National Hurricane Center, NHC) de los EE.UU. actualizó la escala Saffir–Simpson a comienzos del año 2010.^a La actualización de 2010 eliminó tanto la presión central como la marejada ciclónica de los criterios de la escala Saffir–Simpson. En marzo de 2012 se modificaron los rangos de velocidad del viento correspondientes a las categories 3 a 5 para solucionar un problema de redondeo relacionado con la conversión de unidades. Con el intervalo anterior, los vientos de 115 nudos de un huracán de categoría 4 se redondeaban a 130 millas por hora, lo cual, en millas, realmente correspondía a una tormenta de categoría 3. Con la adopción del rango nuevo, las categorías coinciden en todas las unidades.

Animación de los daños que sufren una casa típica y su vecindad a medida que aumenta la intensidad:
Viento	Marejada ciclónica y viento

8.1 Distribución y observación mundial de los ciclones tropicales »
Sección especial 8-2 Clasificación de la intensidad de los ciclones tropicales en distintas partes del mundo

Esta sección ofrece un resumen de los esquemas de clasificación de los ciclones tropicales empleados en distintas regiones. Cuando se incluye una indicación de los daños relacionados, se refiere a los daños que podemos esperar en la zona de vientos máximos. Los daños varían de un lugar a otro según (1) la distancia de la zona de vientos máximos, (2) la medida en que el lugar está expuesto (es decir, si está o no está protegido), (3) los estándares de construcción, (4) el tipo de vegetación, y (5) la inundaciones y la acción de las olas resultantes. Los efectos de la marejada ciclónica, la marea o la acción de las olas no se incluyen de forma explícita en ninguna de estas tablas.

Atlántico Norte y Pacífico nororiental: escala Saffir-Simpson

El propósito original de la escala Saffir-Simpson consistía en relacionar los daños observados con las características del viento, la presión y la marejada ciclónica que podían provocarlos. En la primera tabla, las categorías de huracán están relacionadas con los vientos máximos sostenidos (promedio de 1 minuto medido a 10 metros de altura sobre el suelo) y la presión central mínima. La categoría de los huracanes se determina según la velocidad máxima del viento.

Tabla 8-2.1. La escala Saffir-Simpson Las tormentas de categoría 3 a 5 se denominan huracanes mayores

Categoría de huracanes de la escala Saffir-Simpson Velocidad máxima sostenida del viento (Vmáx; promedio de 1 minuto)b Nivel de daños anticipado   m s−1 km h−1 millas h−1   1 33–42 119–153 74–95 Mínimos 2 43–49 154–177 96–110 Moderados 3 50–58 178–208 111–129 Extensos 4 59–69 209–251 130–156 Extremos 5 >70 >252 >157 Catastróficos

Animación de los daños provocados por el viento (escala Saffir-Simpson)

Región australiana: rangos de velocidad de las ráfagas de viento para los ciclones tropicales

En la región australiana se ha adoptado una escala para clasificar los ciclones tropicales que relaciona la velocidad de las ráfagas de viento máximas (3 a 5 segundos, a 10 metros de altura) con los daños anticipados en la zona de vientos máximos. Como sucede con la escala Saffir-Simpson, los ciclones tropicales más débiles son de categoría 1, y los ciclones tropicales más intensos posibles son de categoría 5.

Tabla 8-2.2. Categorías de ciclones tropicales basadas en la velocidad de las ráfagas de viento empleadas en la región australiana. Las tormentas de categoría 2 o superior se denominan ciclones tropicales severos.

Cat.	Rango de ráfagas más fuertes		Descripción resumida de los daños típicos anticipados
	(km h−1)	(m s−1)
1	<125	<34	Daños insignificantes en las casas. Daños en algunos cultivos, árboles y casas móviles.
2	125–170	34–47	Daños menores en las casas. Daños considerables en árboles y casas móviles. Daños fuertes en algunos cultivos. Peligro de apagones.
3	170–225	47–63	Algunos daños estructurales y en los techos. Destrucción de algunas casas móviles. Apagones muy probables.
4	225–280	63–78	Pérdida considerable de techos y daños estructurales. Muchas casas móviles son destruidas o arrasadas por el viento. Peligro de escombros llevados por el viento. Apagones generalizados.
5	>280	>78	Extremadamente peligroso con destrucción generalizada.

Intensidad de los ciclones tropicales en el Pacífico noroccidental y el océano Índico

La escala de intensidad de ciclones tropicales empleada en estas tres últimas cuencas se basa en la velocidad máxima sostenida del viento (media de 10 minutos) en la superficie (a 10 metros de altura). Si bien en estas cuencas se emplean los mismos rangos de velocidad del viento, las convenciones de asignación de nombre son diferentes.

Tabla 8-2.3. Categorías empleadas en los océanos Pacífico noroccidental e Índico

Rango de viento promedio en 10 min (km h−1)	Rango de viento promedio en 10 min (m s−1)	Categorías por región
		Pacífico Norte occidental	Índico Norte	Índico Sur
60–119	17–33	Tormenta tropical	Tormenta tropical	Tormenta tropical
120–227	47–63	Tifón	Tormenta ciclónica severa	Ciclón tropical
> 227	>63	Supertifón		Ciclón tropical severo

Clasificación de las tormentas según la intensidad en los centros operativos
Categorías Saffir-Simpson 3 a 5 actualizadas:
http://www.nhc.noaa.gov/news/20120301_pis_sshws.php
Escala de vientos de huracán Saffir-Simpson actualizada:
http://www.nhc.noaa.gov/aboutsshs.shtml
Daños anticipados para las distintas categorías de huracanes:
http://www.nhc.noaa.gov/sshws_table.shtml?large

Centro Conjunto de Alerta de Tifones (Joint Typhoon Warning Center, JTWC) de EE.UU.: http://www.usno.navy.mil/JTWC
Oficina Australiana de Meteorología (Australian Bureau of Meteorology, BOM): http://www.bom.gov.au

^b Use la siguientes conversiones para las unidades de velocidad del viento:
          1 m s⁻¹ = 3,6 km h⁻¹, 1,94 nudos y 2,237 millas h⁻¹.

8.1 Distribución y observación mundial de los ciclones tropicales »
8.1.2 ¿Quién es responsable de observar y avisar de la amenaza de un ciclón tropical?

Hay seis Centros Meteorológicos Regionales Especializados (CMRE) y cinco Centros de Alerta de Ciclones Tropicales (CACT) en el mundo. Dichos centros fueron designados como centros regionales de alerta para los ciclones tropicales y las depresiones tropicales. Juntos, estos centros cubren todas las regiones tropicales del globo que se ven afectadas por los ciclones tropicales. Encontrará una lista de los CMRE y CACT, así como los enlaces a la página web de cada centro, en la tabla 8.1. Tenga presente que aunque el Centro Conjunto de Alerta de Tifones (Joint Typhoon Warning Center, JTWC) de la Armada y la Fuerza Aérea de EE.UU. no es un centro de alerta designado, sus pronósticos y datos de archivo también se utilizan ampliamente. Existen otros centros que, pese a no ser centros designados, producen pronósticos a nivel local, como es el caso del Observatorio de Hong Kong, el Servicio Meteorológico de Shanghai y la Agencia Meteorológica Coreana.

Corresponde a los centros CMRE y CACT generar avisos y boletines con información meteorológica básica actualizada de nivel primario sobre todos los ciclones tropicales para sus respectivas regiones. La información meteorológica básica de nivel primario incluye observaciones y pronósticos de trayectoria e intensidad, pero también puede incluir una discusión detallada de los motivos que justifican el pronóstico y otra información disponible en el centro (por ejemplo: datos satelitales, salida de los modelos de predicción numérica). Tanto estos como los centros nacionales antes mencionados preparan también archivos completos de los pronósticos de mejor trayectoria para los ciclones tropicales en su zona de alerta.

Centros Meteorológicos Regionales Especializados (CMRE) en ciclones tropicales
CMRE Miami, Centro de huracanes Centro Nacional de Huracanes (CNH) de NOAA/NWS (EE.UU.)	Caribe, golfo de México, Atlántico Norte y Pacífico nororiental http://www.nhc.noaa.gov/index.shtml
CMRE Tokio, Centro de tifones Agencia Meteorológica de Japón	Océano Pacífico noroccidental y mar de China Sur http://www.jma.go.jp/en/typh/
CMRE Nueva Delhi, ciclones tropicales Departamento Meteorológico de la India	Golfo de Bengala y mar Arábigo http://www.imd.gov.in
CMRE La Reunión, Centro de ciclones tropicales Météo-France	Océano Índico Sudoccidental http://www.meteo.fr/temps/domtom/ La_Reunion/TGPR/saison/saison_trajGP.html
CMRE Nadi, Centro de ciclones tropicales Servicio Meteorológico de Fiyi	Océano Pacífico Sudoccidental http://www.met.gov.fj
CMRE Honolulu, Centro de huracanes NOAA/NWS, EE.UU.	Norte del océano Pacífico central http://www.prh.noaa.gov/hnl/cphc/
Centros de Alerta de Ciclones Tropicales (CACT) con responsabilidad regional
CACT-Perth Oficina Australiana de Meteorología	Océano Índico sudoriental http://www.bom.gov.au/weather/wa/cyclone/
CACT-Darwin Oficina Australiana de Meteorología	Mar de Arafura y golfo de Carpentaria http://www.bom.gov.au/weather/cyclone/
CACT-Brisbane Oficina Australiana de Meteorología	Mar del Coral http://www.bom.gov.au/weather/cyclone/
CACT-Wellington Servicio Meteorológico de Nueva Zelanda, Ltd.	Mar de Tasmania http://www.wmo.int/pages/prog/www/ tcp/Advisories-RSMCs.html
CACT-Jakarta Badan Meteorologi i Geofisika	Continente marítimo http://www.nhc.noaa.gov/index.shtml

Enlaces de la OMM a los últimos boletines de los CMRE y CACT:
http://www.wmo.int/pages/prog/www/tcp/index_en.html

Laboratorio de Investigación Naval (Naval Research Lab, NRL) de EE.UU.:
http://www.nrlmry.navy.mil/tc_pages/tc_home.html
Universidad de Wisconsin, Instituto Cooperativo de Estudios Meteorológicos Satelitales
(Cooperative Institute for Meteorological Satellite Studies, CIMSS) de la NOAA:
http://cimss.ssec.wisc.edu/tropic2/

8.2 Estructura tridimensional y balances de flujo

Un ciclón tropical es un sistema de baja presión no frontal de núcleo cálido que se forma sobre el océano y presenta una clara circulación superficial organizada.⁹

Antes de continuar, conviene examinar en detalle la estructura de un ciclón tropical típico con el fin de comprender cabalmente esta definición. Veremos primero las características fundamentales del sistema, y luego nos concentraremos en los detalles del ojo de la tormenta. A continuación consideraremos algunas descripciones de flujo balanceado para ver cómo pueden ayudarnos a delinear las diferentes regiones de la tormenta y, finalmente, repasaremos brevemente los cambios en la estructura de la tormenta asociados con su llegada a tierra.

8.2 Estructura tridimensional y balances de flujo »
8.2.1 Elementos estructurales clave de los ciclones tropicales maduros

Todos los ciclones tropicales comparten algunos elementos estructurales. Todas las depresiones tropicales y las tormentas tropicales presentan (i) un flujo entrante en la capa límite, (ii) una pared alrededor del ojo, (iii) una capa de cirros, (iv) bandas de lluvia y (v) un flujo saliente en la troposfera superior (fig. 8.4). A medida que estas tormentas se intensifican, desde los satélites es posible discernir el (vi) ojo central (fig. 8.5).

Versión interactiva de la figura 8.4, modelo conceptual del flujo en la capa límite superficial de un ciclón tropical

Los ciclones tropicales son sistemas de baja presión de escala sinóptica, de modo que deben girar en sentido ciclónico. Esto significa que en los niveles bajos de la atmósfera, los ciclones tropicales giran en sentido antihorario (hacia la izquierda) en el hemisferio norte y en sentido horario (hacia la derecha) en el hemisferio sur, con las variaciones correspondientes en la estructura de sus bandas espirales. En un ciclón tropical el viento fluye hacia adentro en sentido ciclónico en los niveles inferiores, asciende en espiral en las zonas de convección profunda (la pared del ojo central o las bandas de lluvia en espiral) y sale en espiral en altura, justo debajo de la tropopausa (fig. 8.4). La versión interactiva de la figura 8.4 ilustra muchos aspectos fundamentales de los ciclones tropicales.

La región despejada en el centro de las tormentas tropicales maduras, que se conoce como el ojo, es relativamente tranquila, con vientos flojos y la presión de superficie más baja. La banda organizada de tormentas que rodea el centro tranquilo del ciclón es la pared del ojo y en el costado interno de este anillo de tormentas es donde encontramos los vientos más intensos (fig. 8.5).

La siguiente animación de la evolución del huracán Isabel (2003) ilustra el desarrollo del ojo despejado a medida que la tormenta se intensifica; también son evidentes los vórtices de la pared del ojo y el desarrollo de un ojo asimétrico, que luego vuelve a cobrar su simetría.

Animaciones del ojo del huracán Isabel (2003)
Vista satelital de cerca del ojo de Isabel (haga clic primero en el 11 de septiembre):
http://tropic.ssec.wisc.edu/storm_archive/2003/storms/isabel/isabel.html
Vuele a través de la tormenta: http://www.aoml.noaa.gov/hrd/Storm_pages/isabel2003/eye_small.mov

La fricción reduce la velocidad de los vientos cerca de la superficie, lo cual produce convergencia en el flujo de la capa límite ciclónica que asciende por la pared del ojo en espiral, forzando la convección de forma dinámica (fig. 8.4b). Debajo de la pared del ojo, tal convergencia se intensifica debido a la zona «frontal» que existe entre el flujo friccional húmedo hacia adentro y al flujo de subsidencia del aire seco que fluye hacia el exterior de la tormenta desde el ojo, de modo que el aire que asciende en la convección de la pared del ojo proviene tanto del ojo como de las regiones externas de la tormenta (versión interactiva de la fig. 8.4). Para una tormenta en estado uniforme (es decir, una tormenta que no cambia con el tiempo), la conservación de masa exige subsidencia en el ojo para compensar el aire que asciende en la convección. El ojo despejado es el resultado de esta subsidencia (fig. 8.6). Es posible que el ojo de las tormentas más débiles sea menos evidente en las imágenes satelitales en el visible e infrarrojo. La inestabilidad térmica (convectiva) puede incrementar la convección en la pared del ojo y contribuir a la convección que llega a penetrar la estratosfera.

La convergencia de aire más seco encima de la capa límite⁹ en la troposfera baja a media puede verse incorporada en las bandas de lluvia y debilitar la convección en estas bandas, haciéndola menos intensa que en la pared del ojo. Las bandas de lluvia que se extienden en espiral desde pared del ojo constituyen una de las características más reconocibles de un ciclón tropical en las imágenes satelitales (fig. 8.5).

En contraste con la opinión convencional de que la capa límite superficial de los ciclones tropicales es isotérmica,⁹ las observaciones más recientes¹³ han demostrado que la capa límite de las tormentas solo es isotérmica en la región de vientos más intensos (radio aproximado de 1,25 grados desde el centro de la tormenta).^13,14 Esta nueva concepción de la estructura de la capa límite superficial del huracán tiene consecuencias para nuestra comprensión del sistema del huracán en su total.^c

Versión interactiva de la figura 8.4, modelo conceptual del flujo en la capa límite superficial de un ciclón tropical

Radiosondas GPS con paracaídas
Breve descripción: http://www.aoml.noaa.gov/hrd/nhurr97/GPSNDW.HTM
Información técnica detallada: http://www.eol.ucar.edu/rtf/facilities/dropsonde/gpsDropsonde.html

8.2 Estructura tridimensional y balances de flujo »
8.2.2 Etapas clave del ciclo de vida de un ciclón tropical típico

8.2 Estructura tridimensional y balances de flujo »
8.2.2 Etapas clave del ciclo de vida de un ciclón tropical típico »
8.2.2.1 Perturbaciones incipientes

8.2 Estructura tridimensional y balances de flujo »
8.2.2 Etapas clave del ciclo de vida de un ciclón tropical típico »
8.2.2.2 Tormenta tropical

Los centros operativos requieren una definición coherente, como la velocidad máxima del viento en la superficie, para decidir que un sistema ha alcanzado la intensidad de tormenta tropical, pero esta no es siempre la definición más útil para explicar la evolución de una tormenta. Las perturbaciones tropicales requieren algún forzamiento externo para seguir existiendo. Por tanto, podemos definir la transición de perturbación tropical a tormenta tropical en términos de parámetros físicos afirmando que el sistema se ha transformado en una tormenta tropical una vez que sea autosostenible. Esto significa que si bien el forzamiento externo puede apoyar o impedir la evolución de la tormenta tropical, no necesita ningún forzamiento externo para seguir siendo un sistema coherente e incluso para intensificarse.

8.2 Estructura tridimensional y balances de flujo »
8.2.2 Etapas clave del ciclo de vida de un ciclón tropical típico »
8.2.2.3 Ciclón tropical (tifón, huracán)

Si se sigue manteniendo un ambiente propicio para la ciclogénesis tropical y la intensificación, se produce más intensificación hasta que se forme un ciclón tropical intenso con una estructura simétrica y un ojo despejado (fig. 8.9). Típicamente, se ha considerado que la cizalladura vertical del viento tiene un efecto negativo para la intensificación de los ciclones tropicales. Una excepción a esta regla es el rol que juega la vaguada tropical de la alta troposfera (Tropical Upper Tropospheric Trough, TUTT) en la intensificación de las tormentas del Pacífico noroccidental. Algunos estudios recientes cuestionan esta perspectiva: se ha demostrado que la cizalladura vertical del viento intensifica las tormentas en los entornos termodinámicos marginales.^24,25,26 Estas tormentas deben ya ser lo suficientemente intensas como para que su convección pueda sobrevivir la perturbación inicial causada por la cizalladura vertical del viento, lo cual explica por qué se sigue considerando que la cizalladura tiene un efecto negativo para la ciclogénesis tropical.

Es también posible que ciertas diferencias regionales provoquen el forzamiento que conduce a esta intensificación adicional. Por ejemplo, las tormentas que se forman en la Plataforma Noroeste, junto a la costa occidental de Australia, pueden seguir una trayectoria paralela a la costa por cientos de kilómetros. Las aguas calientes de la Plataforma Noroeste brindan el entorno ideal para la continuación de la intensificación de estas tormentas hasta que se topen con los vientos del oeste de latitudes medias (y la fuerte cizalladura vertical del viento con ellos asociada) o que una entrada de aire seco de los desiertos Australianos interrumpa la organización del sistema convectivo.

8.2 Estructura tridimensional y balances de flujo »
8.2.2 Etapas clave del ciclo de vida de un ciclón tropical típico »
8.2.2.4 Ciclón tropical severo (supertifón, huracán mayor)

Un límite sobre la intensidad de las tormentas en el hemisferio sur es la naturaleza relativamente zonal del flujo medio. El hemisferio sur tiene masas terrestres y cordilleras mucho más pequeñas que el hemisferio norte, lo cual implica un grado de obstrucción mucho menor para el flujo atmosférico. El resultado es un viento medio de latitudes medias más zonal, y en promedio la zona de vientos del oeste se halla más cerca del ecuador. En contraste, las cordilleras y las grandes extensiones continentales del hemisferio norte producen un flujo medio con un fuerte componente meridional, lo cual puede llevar los ciclones tropicales a latitudes mucho más altas. La relativa susceptibilidad del Japón (aproximadamente 36°N) a la llegada a tierra de los ciclones tropicales en comparación con Nueva Zelanda (cerca de 42°S), por ejemplo, sirve para ilustrar este punto.

8.2 Estructura tridimensional y balances de flujo »
8.2.2 Etapas clave del ciclo de vida de un ciclón tropical típico »
8.2.2.5 Fin del ciclo de vida de los ciclones tropicales: disipación o transición extratropical (TE)

Cuando un ciclón tropical penetra un ambiente hostil, se disipa (fig. 8.11) o pasa por la transición extratropical. Los ambientes hostiles incluyen al menos una de las siguientes condiciones: fuerte cizalladura vertical del viento (más de 10 a 15 m s⁻¹ a través de una capa profunda), temperaturas oceánicas frías debajo del núcleo de la tormenta (menos de 26 °C), entrada de aire seco o llegada a tierra. Las TSM frías y la cizalladura fuerte son condiciones típicas de los ambientes de latitudes medias, lo cual explica por qué por lo general estas regiones se consideran «cementerios» de ciclones tropicales. El ambiente hostil puede desequilibrar la tormenta hasta que deje de ser autosostenible y se disipe, pero las tormentas intensas pueden pasar por la transición a ciclón extratropical (sección 8.5sección 8.5).

8.2 Estructura tridimensional y balances de flujo »
Sección especial 8-3 Récords de intensidad de ciclones tropicales en los hemisferios oriental y occidental

Supertifón Tip (1979): el ciclón tropical más intenso jamás registrado

El supertifón Tip fue legendario no solo por su gran extensión espacial, que daba la impresión de que la mayor parte de la cuenca del Pacífico Norte estuviera rotando, sino por su enorme intensidad: en su auge, se obtuvo una medición de presión mínima al nivel del mar de 870 hPa a las 0353 UTC del 12 de octubre de 1979.²⁷ Los vientos sostenidos máximos en la superficie (de 1 minuto) se estimaron en 85 m s⁻¹ (305 km h⁻¹).

Fig. 8SE3.1. Imagen de supertifón Tip a las 0353 UTC del 12 de octubre de 1979.²⁷

http://agora.ex.nii.ac.jp/digital-typhoon/summary/wnp/s/197920.html

Huracán mayor Wilma (2005): el más intenso del hemisferio occidental

Tres días después de su formación en el noroeste del Caribe y tras un período de intensificación gradual, Wilma se intensificó a un ritmo sin precedentes, bajando de 953 hPa a 901 hPa entre las 2310 UTC del 18 de octubre y la 0433 UTC del 19 de octubre de 2005: ¡casi 10 hPa por hora! Aproximadamente a las 1200 UTC del 19 de octubre de 2005 Wilma alcanzó una intensidad récord para un huracán de categoría 5, con vientos de 1 minuto a 10 metros altura de 82 m s⁻¹ (295 km h⁻¹) y una presión central mínima de 882 hPa, 6 hPa menor que el récord anterior de 888 hPa que había marcado huracán Gilbert (1988). En el momento de máxima intensidad, un reconocimiento aéreo midió el pequeño diámetro del ojo: 3,7 km. Wilma existió como huracán de categoría 5 durante un solo día. El 20 de octubre el diámetro del ojo se ensanchó a 74 km y los vientos máximos bajaron a 67 m s⁻¹. El ojo de Wilma se mantuvo de estas dimensiones durante la mayor parte de su ciclo de vida. Se atribuyen veintidós muertes directamente a Wilma: 12 en Haití, 1 en Jamaica, 4 en México y 5 en Florida (EE.UU.).

Fig. 8SE3.2. Huracán mayor Wilma en su momento de máxima intensidad, a las 1400 UTC del 19 de oct. de 2005 Cuando se generó la imagen, Wilma tenía una presión central de 882 hPa y vientos máximos de 1 minuto en la superficie de 80 m s⁻¹, lo cual corresponde a una intensa tormenta de categoría 5 en la escala Saffir-Simpson.

8.2 Estructura tridimensional y balances de flujo »
8.2.3 Descripciones de balance de masa y consideraciones de escala

Muchas investigaciones presentan el ciclón tropical como un vórtice simétrico equilibrado,^28,29,30,31 pero la inspección de dicho vórtice revela condiciones de balance distintas en diferentes regiones del mismo.¹¹ En esta sección examinaremos el vórtice de los ciclones tropicales, identificaremos las regiones en las cuales el elemento que limita el equilibrio es el viento ciclostrófico, gradiente o incluso casi geostrófico, para luego presentar la estabilidad inercial y evaluar su variación y evolución espacial en el ciclón tropical. Finalmente, consideraremos el equilibrio tridimensional, simétrico del viento térmico.

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8.2.3.1 Balance de fuerzas: viento geostrófico, gradiente y ciclostrófico en ciclones tropicales

La figura 8.12¹¹ muestra la fuerte correspondencia entre las observaciones de los vientos rotacionales en huracán Diana (1984) y los vientos gradientes correspondientes (calculados a partir del campo de altura observado).

El número de Rossby es un parámetro adimensional que identifica la importancia relativa de los términos de inercia y de Coriolis en las ecuaciones de Navier-Stokes. El número de Rossby se define realizando un análisis de escala de dichos dos términos y calculando la razón entre ellos. Esta es la ecuación del número de Rossby:

     (1)

donde V es la velocidad de escala, L es la distancia de escala y f es el parámetro de Coriolis.

Otra interpretación del número de Rossby es que da la razón entre la vorticidad del flujo y la vorticidad de la Tierra, f. La magnitud del número de Rossby permite comprender el tipo de balance entre fuerzas predominante:

     (2)

Por tanto, el cálculo del número de Rossby para varias regiones de un ciclón tropical típico nos brinda información sobre los balances entre las fuerzas en esta región. Ahora vamos a considerar tres regiones diferentes de la tormenta: el ojo, al área dentro del radio de vientos de temporal fuerte y la tormenta« externa» (fig. 8.13).

De acuerdo con las figuras 8.12 y 8.13, los valores en notación científica (potencias de 10) de la velocidad del viento y la escala espacial de las tres regiones de este ciclón tropical son.

Dichos valores corresponden a los vientos de 10 ≤ V < 100 m s⁻¹ sobre una escala espacial de ~10 km para el ojo, V > 10 m s⁻¹ sobre una escala espacial de ~1000 km para el área de vientos con fuerza de tormenta y V < 10 m s⁻¹ sobre una escala espacial de más 1000 km para la región externa de la tormenta. Si recordamos que un grado de latitud equivale aproximadamente a 100 km, estos valores son coherentes con la figura 8.13.

Para calcular el número de Rossby necesitamos un valor para el parámetro de Coriolis, f. Suponiendo una latitud razonable de 15 grados, podemos derivar un valor de f = 4 × 10⁻⁵. De nuevo, en un análisis de orden de magnitud redondeamos este valor de f a la potencia de 10 más próxima. Por tanto, utilizaremos f ~10^-5.

Calculemos ahora el número de Rossby para cada región:

Esto muestra que existen balances distintos en las diferentes regiones de un ciclón tropical.^22,23

Use la figura 8.13 para elegir números típicos (no órdenes de magnitud) para la velocidad del viento y la escala espacial de cada una de las tres regiones (ojo, zona de vientos de fuerza de tormenta, tormenta externa) de un ciclón tropical intenso (40 m s⁻¹; línea de trazos largos) y otro débil (20 m s⁻¹; línea continua). Use f ~10⁻⁵ s⁻¹ de la forma antes ilustrada. En el análisis de ambas tormentas, utilice (a) 15 m s⁻¹ como valor de «fuerza» del viento y (b) 500 km para el radio de vientos externos.

Compare los valores del número de Rossby que calcule para cada región de la tormenta. Ahora compare esos valores con el análisis de orden de magnitud anterior y decida si los balances fundamentales en cada región cambiarían con un cambio de intensidad.

Haga clic en «Terminado» para ver la respuesta.

Explicación

Utilizando la figura 8.13 como guía, los valores típicos de la velocidad del viento y la escala espacial en las tres regiones de cada ciclón tropical son:

Ciclón tropical de 40 m s⁻¹

Ojo	V ~40 m s−1	L ~50 km = 5 × 103 m
Zona de vientos de fuerza de tormenta	V ~15 m s−1	L ~150 km = 1,5 × 105 m
Exterior	V ~10 m s−1	L ~500 km = 5 × 105 m

Los números de Rossby de cada región del ciclón tropical del primer ejemplo (40 m s⁻¹) son:

Ciclón tropical de 20 m s⁻¹

Ojo	V ~20 m s−1	L ~120 km = 1,2 × 104 m
Zona de vientos de fuerza de tormenta (como antes)	V ~15 m s−1	L ~150 km = 1,5 × 105 m
Exterior	V ~4 m s−1	L ~500 km = 5 × 105 m

Los números de Rossby de cada región del ciclón tropical del segundo ejemplo (20 m s⁻¹) son:

Estos análisis nos permiten deducir varios resultados interesantes:

• Las estructuras de balance de diferentes tormentas varían con el radio.
• La tormenta con vientos de 20 m s⁻¹ coincide con el orden de magnitud de nuestro análisis de escala en todas las regiones.
• La región del viento gradiente se extiende a mayor distancia para la tormenta de 40 m s⁻¹ que para la tormenta de 20 m s⁻¹. Esto significa que podemos anticipar balances diferentes en distancias radiales diferentes para ciclones tropicales con estructuras radiales distintas (es decir: ciclones cuyos vientos en rotación cambian de manera diferente a medida que nos desplazamos hacia afuera desde el centro).

Los balances de fuerzas que determinan el viento horizontal que acabamos de describir no son las únicas limitaciones de balance que operan en un ciclón tropical simétrico estacionario. La estabilidad inercial y el viento térmico del vórtice brindan información sobre la cizalladura vertical del viento del flujo balanceado asociado con la tormenta y su resistencia a los factores de influencia externos.

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8.2.3.2 Variaciones de la estabilidad inercial en los ciclones tropicales

La estabilidad inercial, representada por el símbolo I, es una medida de la resistencia de un vórtice simétrico frente a diferentes tipos de forzamiento cuya acción altera su estructura. Algunos ejemplos de dicho tipo de forzamiento son el calentamiento por convección o la existencia de otro sistema atmosférico.

Para un ciclón tropical, los vientos horizontales dominan el flujo y definimos la estabilidad inercial mediante esta ecuación:

            (3)

donde ζ es la vorticidad relativa, f_o es el parámetro de Coriolis local (una constante en el centro de rotación) y v/r es la velocidad angular relativa. Claramente, la estabilidad inercial aumentará proporcionalmente con la vorticidad relativa, el parámetro de Coriolis y la velocidad del viento, y aumentará conforme disminuya el radio. Por tanto, cuando una tormenta se contrae y su intensidad aumenta,^d también aumenta rápidamente su estabilidad inercial, lo cual incrementa su resistencia al forzamiento horizontal que ejercen los sistemas atmosféricos externos.^33,34 Además, para un valor dado de radio y latitud, a medida que la velocidad del viento aumenta, también aumenta la estabilidad inercial en ese lugar. Esto significa que cabe esperar que la estabilidad inercial varíe según el lugar en el ciclón tropical (fig. 8.14).

La vorticidad absoluta del flujo saliente anticiclónico en altura es muy débil (el signo de ζ es el opuesto de f y los vientos rotacionales son débiles; el signo tanto de ζ como de v tiende a reducir el efecto del parámetro de Coriolis en I). Por tanto, si bien un intenso ciclón tropical está más protegido de los factores externos que podrían debilitarlo, la fuerte estabilidad inercial no se extiende hasta la tropopausa. Esto significa que los sistema atmosféricos de la troposfera superior aún pueden debilitar la tormenta. Es más, la estabilidad inercial no puede proteger la tormenta de los factores de superficie que puedan modificarla, como una región donde las temperaturas de la superficie del mar son más bajas. Esta explicación de la estabilidad inercial nos permite comprender por qué es más probable que un ciclón tropical de mayor intensidad sobreviva los efectos de los factores ambientales adversos, aunque su talón de Aquiles es el flujo saliente anticiclónico.

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8.2.3.3 Viento térmico

Un ciclón tropical simétrico se encuentra aproximadamente en balance de viento térmico. El viento térmico se define como la diferencia entre el viento geostrófico en dos niveles verticales:

        (4)

donde p_A y p_B son los valores de presión del nivel superior e inferior, respectivamente, de forma tal que p_A < p_B. Por tanto, el viento térmico representa la cizalladura vertical del viento geostrófico. Para el flujo geostrófico, la ecuación de balance del viento térmico se expresa de la forma siguiente:

     (5)

donde p_A y p_B circunscriben la capa en la cual se calcula el gradiente de temperatura medio y z_A y z_B son las alturas físicas correspondientes a esas presiones. Esto significa que podemos utilizar el gradiente de temperatura horizontal al nivel del núcleo cálido junto con la estructura de los vientos en la superficie para inferir el campo de vientos tridimensional simétrico del ciclón.

Podemos utilizar el viento térmico para deducir el cambio en los vientos con la altura. En los ciclones tropicales, el viento es más intenso en la superficie y disminuye en intensidad con la altura; la ecuación (5) nos permite mostrar que esto se debe a una anomalía cálida de temperatura asociada con la tormenta y que dicha anomalía alcanza un máximo en la atmósfera superior. El resultado es que los ciclones tropicales pueden denominarse «de núcleo cálido». A la inversa, en las barrascas de latitudes medias encontramos los vientos más intensos en altura (normalmente cerca de la tropopausa); en estos casos podemos usar la ecuación (5) para mostrar que estos sistemas son de “núcleo frío”.

Información de fondo acerca de la selección de los parámetros de CPS y su significado:
http://moe.met.fsu.edu/cyclonephase/help.html
Diagnósticos de CPS en tiempo real para modelos operativos y datos satelitales de microondas (cuando estén disponibles): http://moe.met.fsu.edu/cyclonephase/
Diagnóstico y pronóstico de la transición extratropical: huracán Michael: http://www.meted.ucar.edu/norlat/ett/michael/

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8.2.4 Estructura después de tocar tierra

Los cambios que ocurren en la capa límite de un ciclón tropical cuando cruza la costa^e —es decir, cuando «toca tierra», como se muestra en la figura 8.15—, alteran en enorme medida la distribución posterior de las condiciones de tiempo significativo provocadas por dicha tormenta. Salvo contadas excepciones (buques en alta mar, tormentas que permanecen sobre el mar pero junto a la costa, plataformas petroleras y otras estructuras), los impactos principales de un ciclón tropical se sienten cuando la tormenta llega a tierra firme y después, y por eso es particularmente importante considerar los cambios estructurales que se producen después de que la tormenta toque tierra.

Cuando la tormenta toca tierra, se producen dos cambios principales en su entorno que la debilitan: la pérdida de la fuente de energía (el océano) y el aumento en la fricción. Los cambios resultantes en la estructura de la tormenta conducen a la redistribución de las condiciones de tiempo significativo asociadas con la tormenta. Vale la pena considerar cada uno de estos procesos más a fondo.

La evaporación (el flujo de calor latente) y la transferencia de calor (el flujo de calor sensible) desde la superficie del océano calientan y humectan la capa límite superficial de la tormenta tropical, lo cual aporta la energía que alimenta las nubes que dan impulso al ciclón. Es natural que la tormenta comience a debilitarse cuando pierde esta fuente de energía. El resultado de este debilitamiento se puede concebir en términos del balance de viento térmico en un vórtice simétrico: la falta de una fuente de humedad sobre tierra firme debilita la convección y la subsidencia asociada en el ojo debilita el núcleo cálido en la troposfera superior, lo cual aumenta la presión central de la tormenta. A su vez, este aumento en la presión central reduce el gradiente de presión y afloja el viento gradiente.

Una vez que la tormenta toca tierra, los efectos de la fricción superficial sobre la atmósfera aumentan considerablemente. La superficie oceánica ejerce un rozamiento menor sobre el aire que la tierra firme, de modo que la tormenta puede mantener vientos máximos en superficie más fuertes cuando se halla sobre el agua. La mayor «rugosidad» de la superficie de tierra firme, causada la topografía y las estructuras naturales y artificiales, produce mayor resistencia por fricción y una disminución en la velocidad del viento.

Estos dos mecanismos tardan en reducir la intensidad del viento en la superficie; además, su efecto varía con cada cambio que la tormenta encuentra en la superficie. Todo cambio en la rugosidad de la superficie (cuando la tormenta toca tierra o encuentra una zona de diferente uso del suelo) provoca la formación de una nueva capa límite superficial «interna» que está en equilibrio con la superficie nueva. La (nueva) capa límite interna se forma a lo largo de la escala temporal de un período de inercia de la tormenta, que corresponde a aproximadamente una hora en la región de vientos intensos de la tormenta.

El impacto final de la llegada a tierra en los vientos de superficie depende de una serie de factores. Por ejemplo, si la tormenta invade las planicies costeras y los deltas fluviales de la costa al norte del golfo de México, los efectos de la fricción serán mucho menores de lo que sería el caso de una tormenta que llega a tierra en un lugar montañoso como América Central o Taiwán. El uso del suelo es otro factor importante: en igualdad de condiciones atmosféricas, una zona muy urbanizada o arbolada ejercerá un efecto de fricción mayor que una marisma o un pantano, y además la evaporación de la humedad del pantano podría no solo atrasar el debilitamiento de la tormenta, sino incluso provocar su fortalecimiento temporal.³⁷ Cualquier tormenta se verá afectada de forma distinta si pasa por encima de una isla en lugar de chocar contra una masa continental. Por ejemplo, la pérdida de una fuente de energía en la superficie y el mayor grado de rozamiento producirá efectos menos importantes en un ciclón tropical que pasa por encima de una isla de lo que sería el caso si invadiera una región continental. El tamaño de la isla y la escala de su topografía pueden causar una serie de impactos en la tormenta.

Si bien los cambios en la estructura después de la llegada a tierra suelen provocar la disminución de la velocidad del viento cerca de la superficie que ya mencionamos, la rugosidad del terreno puede contribuir a la formación de regiones en las cuales las ráfagas son más fuertes que los vientos de superficie, cuya intensidad ha disminuido por efecto de la fricción.

El efecto final de la llegada a tierra es la redistribución del tiempo significativo generado por el ciclón tropical: el debilitamiento del gradiente de presión en la superficie causa el desplazamiento de la región de convergencia en la capa límite superficial hacia las regiones externas de la tormenta, lo cual conduce a la redistribución de la convección y a la formación de amplias zonas de lluvia estratiforme que se alimentan de la humedad transportada a las regiones terrestres por la tormenta. La combinación del fuerte gradiente de humedad entre la tormenta y el ambiente en la zona de llegada a tierra y el perfil de cizalladura vertical del viento puede crear las condiciones ideales para la formación de tormentas tornádicas. Los tornados generados con el paso del huracán Iván (2004) provocaron fuertes daños en Florida, pese a que la tormenta había tocado tierra más al oeste. Las descargas eléctricas generadas en la zona costera inestable también pueden representar un peligro para la población cerca de la costa.^38,39

Ejemplo de un ciclón tropical del Atlántico que se ha intensificado sobre tierra firme
Erin (2007): http://www.nhc.noaa.gov/data/tcr/AL052007_Erin.pdf

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Sección especial 8-4 Huracán Mitch (1988): tormenta devastadora en América Central

Se atribuyen más de 10 000 muertes a huracán Mitch, principalmente provocadas por las inundaciones que causó en Honduras y Nicaragua por su desplazamiento lento y la intensificación de la lluvia inducida por la topografía. Durante una semana el movimiento general de la tormenta fue de menos de 2 m s⁻¹ (4 nudos). Las fuertes lluvias que cayeron en las laderas inestables provocaron grandes deslizamientos de lodo que sepultaron o arrasaron aldeas enteras. Los informes sinópticos indicaron un máximo de 911 mm para el período del 25 al 31 de octubre, pero faltaban los datos de muchas estaciones. Mitch es el huracán de octubre más fuerte jamás registrado en el Atlántico (lo datos se remontan a 1886), con una presión central mínima de 905 hPa (empata con huracán Camille de 1969) y una velocidad máxima del viento estimada en 80 m s⁻¹ (290 km h⁻¹, 155 nudos, 179 millas h⁻¹).

Fig. 8SE4.1. Huracán Mitch a las 2028 UTC del 26 de octubre de 1998 en su momento de intensidad máxima (presión central de 905 hPa; vientos máximos de 80 m s⁻¹) y lluvia derivada por satélite del 26 al 30 de octubre.

Muy pocas tormentas del Atlántico han sido tan devastadoras como Mitch. Huracán Fifi (1974, Honduras), un huracán de 1930 (República Dominicana) y huracán Flora (1963, Haití y Cuba) parecen haber provocado aproximadamente 8000 muertes cada uno, igual que el huracán de Galveston de 1900. Sin embargo, la mayor pérdida de vidas confirmada debido a un huracán en el hemisferio occidental fue provocada por el gran huracán de octubre de 1780, que se cree provocó la muerte de 22 000 personas, unas 9000 en Martinica, entre 4000 y 5000 en San Eustaquio y más 4300 en Barbados⁴⁰. También ocurrieron miles de muertes en alta mar.

Los ciclones tropicales más mortíferos del Atlántico, 1492-1996:
http://www.nhc.noaa.gov/pastdeadly4.shtml
Informe del CNH sobre huracán Mitch: http://www.aoml.noaa.gov/hrd/Storm_pages/erin2007/
Examen de tormenta del NCDC con daños en cada país:
http://lwf.ncdc.noaa.gov/oa/reports/mitch/mitch.html
El huracán de 1780: http://www.jamaica-gleaner.com/pages/history/story008.html

8.3 Ciclogénesis tropical

¿Qué es la ciclogénesis tropical? Sorprendentemente, no hay una respuesta singular a esta pregunta. Los centros de pronóstico operativo responsables de emitir las alertas y avisos de ciclón tropical definen su génesis en términos de los vientos medios sostenidos que se observan en la superficie (el tiempo de promedio depende de la región) en exceso de fuerza de tormenta tropical (17 m s⁻¹; 60 km h⁻¹; 33 nudos). Si bien estos criterios de formación de tormentas tropicales se aplican fácilmente y carecen de ambigüedad, no son particularmente útiles para comprender los procesos que engendran estos sistemas. Sin embargo, este criterio operativo de la ciclogénesis lleva implícita la expectativa de que la tormenta tropical seguirá desarrollándose a partir de ese momento; es decir, que la tormenta será autosostenible. Esta es la definición que utilizaremos en nuestro contexto: la ciclogénesis tropical ha ocurrido cuando la tormenta tropical se ha vuelto autosostenible y puede seguir intensificándose sin la ayuda de su entorno (forzamiento externo).

8.3 Ciclogénesis tropical »
8.3.1 Condiciones necesarias para la formación de un ciclón tropical

Gray (1968)⁴¹ identificó seis características de gran escala en los tópicos que constituyen condiciones necesarias pero no suficientes para la ciclogénesis tropical:

Los primeros tres parámetros termodinámicos miden la capacidad de apoyar la convección profunda, criterios que se han identificado como indicadores estacionales del potencial de ciclogénesis. Los parámetros dinámicos (los últimos de la lista) como la cizalladura vertical del viento (fig. 8.16), miden la probabilidad diaria de ciclogénesis.⁴² En los últimos años varios ciclones tropicales han permanecido dentro de los 5 grados de latitud del ecuador⁴³, lo cual sugiere la posible necesidad de cambiar esta limitación. Aunque no siempre, muchos de esos sistemas casi ecuatoriales presentaban una escala espacial muy reducida. La figura 8.17 destaca los lugares donde se satisfacen las condiciones (i) y (v).

«Necesario pero no suficiente» significa que todas estas condiciones deben existir simultáneamente para que la ciclogénesis tropical pueda ocurrir, pero incluso de producirse todas ellas, la ciclogénesis tropical puede no ocurrir. Por tanto, los criterios necesarios pero no suficientes para la ciclogénesis tropical se pueden resumir como la capacidad de apoyar la convección profunda cuando existe un máximo de vorticidad absoluta en los niveles inferiores. El máximo de vorticidad absoluta en los niveles inferiores reduce el radio de deformación de Rossby local^f y concentra el calentamiento por convección local.

Resumen de ciclones tropicales de latitudes bajas:
http://www.australiasevereweather.com/cyclones/2002/summ0112.htm

^f Para un sistema atmosférico con mucha vorticidad relativa, como un ciclón tropical, L_R se puede generalizar como

donde ζ es la componente vertical de la vorticidad relativa, N es la frecuencia de Brunt-Väisälä, H es la profundidad del sistema y f_o es el parámetro de Coriolis.

8.3 Ciclogénesis tropical »
8.3.2 Controles dinámicos de la ciclogénesis en el entorno de la vaguada monzónica

En la mayoría de las cuencas, la vaguada monzónica es la región más común de formación de ciclones tropicales, motivo por el cual comenzaremos con una descripción general de los mecanismos de control de la ciclogénesis tropical en el entorno de la vaguada monzónica. Una nueva perspectiva sobre la región tropical del Pacífico noroccidental consiste en separar el entorno tropical de gran escala en una región de vaguada monzónica y una zona de ZCIT, separadas por una zona de confluencia (fig. 3.42). La región de vaguada monzónica se caracteriza por vientos estacionales del oeste casi ecuatoriales y un aumento en el régimen de lluvia. La vorticidad en la troposfera inferior en la región de vaguada monzónica es producto de la circulación ciclónica que resulta de la entrada de los vientos monzónicos del oeste. Esto contrasta con la zona de la ZCIT, que está dominada por los alisios del este, los cuales convergen en la vaguada convectiva de la ZCIT en los niveles bajos. La zona de transición entre los vientos monzónicos del oeste casi ecuatoriales y los alisios del este de la ZCIT se conoce como la zona de confluencia. En este contexto, denominaremos región monzónica a esta combinación de estructuras (vaguada monzónica, zona de confluencia y ZCIT).

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8.3.2 Controles dinámicos de la ciclogénesis en el entorno de la vaguada monzónica »
8.3.2.1 Mecanismos alternativos de ciclogénesis en la vaguada monzónica

En tiempos recientes, se han identificado tres posibles vías hacia la ciclogénesis tropical en la región monzónica del Pacífico noroccidental⁴⁴: dos de ellas son mecanismos diferentes de descomposición de la vaguada monzónica¹⁸ y la tercera son los giros monzónicos⁴⁵. Las imágenes satelitales muestran un ejemplo de la descomposición de la vaguada monzónica y la ciclogénesis tropical subsiguiente (fig. 8.19).

Un modelo simple de vorticidad potencial (VP) para la célula de Hadley brinda abundante evidencia de que la fuente continua de VP asociada con la convección en la ZCIT tiene el efecto de desestabilizar y descomponer periódicamente la ZCIT¹⁸ a través de una combinación de inestabilidad barotrópica y baroclínica. Junto a la descomposición asociada de la vaguada monzónica, el mecanismo barotrópico de inestabilidad de la ZCIT puede producir dos resultados: la formación de un grupo de varios ciclones tropicales o la renovada organización simétrica y el desarrollo de un solo ciclón tropical más grande¹⁹ (fig. 8.20). Como permite apreciar la figura, la forma de la banda de VP inicial empleada para describir la ZCIT, así como la existencia de otro ciclón, contribuye a determinar el mecanismo de descomposición que se produce. La existencia de un vórtice ciclónico adicional en la ZCIT acelera su descomposición.

Un giro monzónico es una circulación simétrica cerrada en el nivel de 850 hPa que tiene un alcance horizontal de 25 grados de latitud y persiste durante al menos dos semanas.⁴⁵ Esta circulación está acompañada por abundante precipitación convectiva alrededor del borde sudsudeste del giro. La escala y la estructura del giro son similares a las del segundo mecanismo de descomposición barotrópica de la vaguada monzónica y ciclogénesis que acabamos de describir (fig. 8.20b). Si bien no podemos todavía afirmar si el giro representa esta descomposición del monzón u otra vía hacia la ciclogénesis, dos estudios^44,46 de la frecuencia de las diferentes vías hacia la ciclogénesis en el régimen monzónico sugieren que el giro es un mecanismo poco frecuente.

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8.3.2 Controles dinámicos de la ciclogénesis en el entorno de la vaguada monzónica »
8.3.2.2 Ondas ecuatoriales

Animación de la formación de ciclones tropicales «gemelos»

Si bien el caso ilustrado en la figura 8.21 ofrece evidencia de que las ondas de Rossby ecuatorialesondas de Rossby ecuatoriales pueden iniciar la ciclogénesis, hay quien insiste que las ondas mixtas de Rossby-gravedadondas mixtas de Rossby-gravedad, cuya longitud de onda es menor, son también importantes (figuras 8.22 y 9.34).⁵⁰

Durante el proceso de ciclogénesis tropical provocado por una onda ecuatorial, se forma una región de convección activa en el lado noroeste de una vaguada de onda casi ecuatorial (o en la región de convergencia máxima en los niveles inferiores, en el caso de las ondas mixtas de Rossby-gravedad). Esta región convectiva se aleja del ecuador y puede llegar a convertirse en una tormenta tropical (figuras 8.21 y 8.22). La eventual formación de una depresión tropical se atribuye a la intensificación del bombeo de Ekman⁵¹ en la depresión en fase de evolución (lo cual es coherente con el desarrollo CISK o CISK «gratuito»).^52,53,54

Animación de una onda mixta de Rossby-gravedad y el ciclón tropical 05A en fase de debilitamiento

Se han realizado estudios numéricos con modelos barotrópicos para examinar la evolución no lineal de la actividad de ondas sobre el Pacífico noroccidental en relación con el flujo confluente de fondo (recuerde la zona de confluencia que se muestra en la fig. 8.19). Si se generan continuamente ondas con longitudes aproximadas de 2000 km corriente arriba (hacia el este en pleno trópico), su energía se acumulará en la zona de confluencia monzónica. Esto provoca una contracción en la escala de las ondas de Rossby cortas que conduce a la formación de un vórtice incipiente cuya escala espacial puede permitir que se convierta en un ciclón tropical. Este proceso puede incluso generar una secuencia de formación de vórtices en el extremo de confluencia de la región monzónica del Pacífico noroccidental.

El Pacífico noroccidental no es el único lugar donde se producen ondas ecuatoriales: el crecimiento preferencial de las ondas también se observa en el Pacífico oriental, donde la ZCIT es dinámicamente inestable y la convección es muy activa.¹⁷ Se han propuesto dos hipótesis para explicar el mantenimiento del gradiente de VP meridional medio en esta zona: la generación de VP forzada por la convección o la advección de vorticidad absoluta a través del ecuador impulsada por un fuerte gradiente de presión que atraviesa el ecuador en la región de la ZCIT.⁵⁵ En el segundo escenario, la convección es una consecuencia de la inestabilidad dinámica, y no el agente impulsor, lo cual es coherente con el retardo temporal entre el calentamiento por convección y el pico en el gradiente de VP.⁵⁶

Un estudio idealizado de la evolución de una onda de Rossby tras su advección en el flujo hacia el este a través de una cadena montañosa que representaba las Sierras Madre Oriental y Occidental de México, reveló un mecanismo inesperado para la ciclogénesis tropical. La interacción dio lugar al desarrollo de una vaguada a sotavento de las montañas y de un máximo de vorticidad secundaria que se propagó corriente abajo con un período de aproximadamente 5 días.²¹ Tanto la vaguada a sotavento como el máximo de vorticidad secundaria son ubicaciones potenciales de ciclogénesis tropical.⁵⁷ Por tanto, en términos de la génesis, es posible que el desarrollo de esta vaguada a sotavento desempeñe un rol similar al de la zona de confluencia monzónica en el Pacífico noroccidental.

Si bien se ha relacionado la estacionalidad de la ciclogénesis tropical con el potencial de convección en la región bajo estudio, son los factores dinámicos los que contribuyen al potencial de ciclogénesis diario.⁴² Las regiones donde se observa la ciclogénesis tropical están relacionadas con zonas de crecimiento preferencial de ondas (junto al ecuador o al «ecuador dinámico» asociado con la ZCIT) o la región monzónica. El rasgo dinámico unificador de estas regiones es la inversión del signo del gradiente meridional de la VP a gran escala. Esta inversión del gradiente de VP satisface la condición de Charney-Stern de inestabilidad dinámica.⁵⁸

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8.3.2 Controles dinámicos de la ciclogénesis en el entorno de la vaguada monzónica »
8.3.2.3 Ciclogénesis tropical asociada con la vaguada tropical de la alta troposfera

En las zonas de confluencia de la región monzónica, la ciclogénesis puede iniciarse por acción de las ondas tropicales que se propagan a la región. El proceso de ciclogénesis puede deberse a la interacción entre una onda tropical y una vaguada tropical de la alta troposfera (Tropical Upper Tropospheric Trough, TUTT). La TUTT, una depresión mesosinóptica fría en altura que se ha vinculado a la ciclogénesis en el Pacífico noroccidental y el Atlántico Norte, se puede identificar en las imágenes satelitales como una región despejada con pequeñas células convectivas muy dispersas. La existencia de una onda ecuatorial^17,21,50,57 o tropical y la posible interacción con la TUTT^59,60 intensifican la convergencia en los niveles inferiores a nivel local y, por tanto, la convección húmeda, creando un ambiente propicio para la ciclogénesis tropical (fig. 8.23). También se ha planteado la hipótesis de que los ciclones tropicales son un mecanismo para la formación de las células de TUTT y que dicha formación se debe al acondicionamiento provocado por la cizalladura ambiental a gran escala. En este caso, la TUTT no sería un agente impulsor de la ciclogénesis tropical, sino su consecuencia.

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Sección especial 8-5 ¡Vivieron para contarla!

El origen de esta historia no es del todo claro, pero según una versión del cuento, un día un grupo de pilotos, entre los cuales se encontraba el Teniente Coronel Joe Duckworth, estaban comparando la capacidad de sus aeronaves. Es ese entonces, Duckworth estaba asignado al entrenamiento de pilotos de aeronaves AT-6 durante condiciones meteorológicas adversas. Duckworth insistió que su aeronave podía sobrevivir un huracán. Sus compañeros lo desafiaron, y él y el navegante Ralph O'Hair volaron en un huracán en el golfo de México. ¡Fue el primer vuelo intencional en un ciclón tropical!

De acuerdo con los datos del National Weather Service, Duckworth y O’Hair deben haberse metido en la primera tormenta registrada de 1943 (no se comenzó a asignar nombres a las tormentas hasta 1950). Esta tormenta tocó tierra en Texas como un huracán de categoría 2.

La tradición iniciada por Duckworth y O’Hair continúa hasta el presente: el 53º Escuadrón de Reconocimiento Meteorológico de las Reservas de la Fuerza Aérea (que se conoce como «Cazahuracanes») y el NOAA Corps siguen efectuando vuelos operativos y de investigación en los huracanes.

Observación de huracanes
Cazahuracanes: http://www.hurricanehunters.com/
53º Escuadrón de Reconocimiento Meteorológico de las Reservas de la Fuerza Aérea:
403º escuadrón, Keesler Air Force Base http://www.keesler.af.mil/)
Centro de operaciones de aeronaves de NOAA: http://www.aoc.noaa.gov/index.html
NOAA Corps: http://www.noaacorps.noaa.gov/

8.3 Ciclogénesis tropical »
8.3.3 Factores de mesoescala que influyen en la ciclogénesis tropical

En esta sección examinaremos las características de mesoescala en el ambiente que pueden generar el vórtice incipiente de un ciclón tropical y mantenerlo hasta que se produzca ciclogénesis. Entre los factores de mesoescala que influyen en la formación de los ciclones tropicales se incluyen los efectos que contribuyen a la creación del vórtice o la perturbación incipiente (o que la limitan) y a la eventual sobrevivencia de dicho vórtice.

Hace mucho tiempo que comprendemos que las depresiones monzónicas,⁶¹ las ondas tropicales africanas²¹ y los ciclones subtropicales⁶² generan las perturbaciones originales a partir de las cuales se puede formar un ciclón tropical, si se dan las condiciones termodinámicas adecuadas. Aunque está ampliamente reconocido que la región tropical del océano Pacífico oriental es una región muy activa para la ciclogénesis tropical, las explicaciones de muchas de las vías hacia la ciclogénesis tropical en esta región solo han surgido en la última década.

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8.3.3.1 Ondas tropicales africanas

Las ondas tropicales africanas (fig. 8.24) inician la ciclogénesis tropical que ocurre en las aguas oceánicas del Pacífico Norte y del Atlántico Norte. Dichas ondas, que se forman sobre el continente africano durante la estación del monzón, son perturbaciones ondulares bien definidas con un período de aproximadamente 3 a 5 días y una escala espacial de unos 1000 km. Ocurren como ondas con una amplitud máxima que se acerca a la del chorro africano del este y una amplitud máxima en los niveles inferiores al norte de dicho chorro. Se desplazan hacia el oeste a velocidades de 7 a 8 m s⁻¹.

Si bien las ondas tropicales africanas tienden a debilitarse y perder su convección en el Atlántico central, a menudo renuevan su fuerza a medida que pasan por el Caribe, y adquieren suficiente energía para terminar su viaje hasta el Pacífico oriental. Es más, durante la estación de 1991, en el Pacífico oriental los ciclones tropicales se formaron preferentemente corriente abajo de las zonas de inercia inestable (como el Caribe), lo cual es coherente con el constante sucederse de ondas ecuatoriales a través de los trópicos del hemisferio occidental⁵⁶.

Las ondas tropicales se forman en un ambiente similar al primer mecanismo de ciclogénesis de «formación de múltiples tormentas» ilustrado en la figura 8.20 (paneles superiores), lo cual nos permite confiar que este modelo barotrópico capta la importante física de ciclogénesis en esta región, de modo que el mecanismo de ciclogénesis de formación de tormentas múltiples parece existir en el monzón africano. Debido a que encontramos estructuras de VP y convección muy similares en otras regiones monzónicas,⁶³ calculamos que África no debe ser una región exclusiva para la formación de ondas tropicales.¹⁸ Esto sugiere que también pueden generarse perturbaciones similares en el monzón australiano. En fin, ¿son las ondas tropicales un fenómeno africano, o bien un fenómeno mundial?

En un estudio realizado para evaluar el potencial de formación de ondas tropicales en Australia en comparación con África⁶³ se identificó un pico de 2 a 6 días en la varianza del monzón africano (radiación de onda larga saliente y vientos en los niveles bajos de la atmósfera) coherente con la actividad de ondas tropicales,⁶⁴ pero no se encontró ningún pico correspondiente en los datos australianos, incluso aplicando los criterios de manera menos estricta.

Animación satelital de ondas tropicales y ciclones tropicales en el Atlántico Norte en julio-agosto de 2005

Webcast de COMET Modelos conceptuales de ondas tropicales:
http://www.meted.ucar.edu/meteoforum/tropwaves_sp/

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8.3.3 Factores de mesoescala que influyen en la ciclogénesis tropical »
8.3.3.2 Desarrollo a partir de una tormenta subtropical

Sorprendentemente, el rol de las tormentas subtropicales en la ciclogénesis tropical apenas se reconocía antes del decenio pasado, cuando una serie de estudios examinaron esta forma de génesis para los ciclones tropicales del Atlántico Norte.^42,66,67,68 La relativamente frecuente tendencia de utilizar el ciclón subtropical como una categoría genérica para clasificar cualquier tormenta de naturaleza ambigua, hasta el punto de asignarles nombres como el que en español vendría siendo «neutrocán» (neutercane), ilustra la lentitud con que se llegó a reconocer esta posibilidad. Como resultado de los impactos de los ciclones subtropicales del Atlántico en 2002, el Centro Nacional de Huracanes (CNH) de EE.UU. comenzó a asignar a dichas tormentas nombres de la misma lista empleada para los ciclones tropicales.

Para que una tormenta subtropical dé lugar a la formación de un ciclón tropical, es preciso que se cree un intenso ciclón de núcleo cálido a partir de un vórtice poco profundo de nivel medio (de núcleo frío en la troposfera inferior).^16,66,67,69 El proceso de «transición tropical» que transforma el ciclón subtropical en un ciclón tropical (fig. 8.25) comienza cuando una vaguada profunda de núcleo frío (signo + negro) en los vientos superiores del oeste se aproxima a una zona baroclínica en niveles bajos, ya sea un frente de superficie sobre aguas cálidas o un intenso gradiente de TSM con agua caliente en el lado del ecuador (por ejemplo: la Corriente del Golfo). Si la vaguada en altura se separa de los vientos del oeste (una onda de Rossby rompiente)⁶⁸ y se transforma en una depresión aislada en altura, su escala y velocidad de movimiento son más favorables para la formación de una tormenta subtropical. Si la depresión aislada en altura crece baroclínicamente, es posible que cerca de la superficie se forme un reflejo de la anomalía de VP en altura (signo + gris). La onda baroclínica resultante en los niveles bajos puede organizar la convección prevaleciente y concentrarla sobre aguas cálidas (TSM superior a 26 °C).

Para generar el flujo entrante en la superficie e incrementar los flujos superficiales necesarios para el desarrollo posterior, el vórtice en niveles medios debe desarrollarse hacia abajo hasta la superficie.^70,54. En un ambiente inestable, el ascenso en el vórtice de nivel medio puede forzar la convección. El resultante calentamiento por convección conduce a la generación diabática de VP ciclónica por debajo del nivel de calentamiento máximo, lo cual va formando el vórtice hacia abajo hasta la superficie.⁶⁷ Los vientos de giro ciclónico en la superficie generan flujos superficiales que aumentan la θ_e del aire que penetra el núcleo casi saturado del sistema en fase de desarrollo; esto intensifica la convección y permite el crecimiento del sistema hasta que se vuelva autosostenible y pueda desarrollarse de forma independiente de su entorno.

La necesidad de introducir humedad en la región del vórtice incipiente en los niveles medios sugiere la necesidad de condiciones de escasa cizalladura vertical del viento en la región de génesis: un flujo mínimo relativo al vórtice crea condiciones que producen una humectación local más eficiente, fomentan un desarrollo más rápido de la perturbación inicial y minimizan la probabilidad de que algún factor ambiental adverso destruya el sistema.^16,67 Por tanto, la evolución de una tormenta subtropical hasta que se transforme en un ciclón tropical requiere poca cizalladura vertical del viento en un entorno convectivo y húmedo, cuando existe un máximo de vorticidad relativa. Esto significa que las condiciones necesarias pero no suficientes para la ciclogénesis tropical⁷¹ se deben satisfacer incluso en este mecanismo de ciclogénesis inusual.

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8.3.3.3 Desarrollo a partir de un SCM

Los sistemas convectivos de mesoescala (SCM) son concentraciones organizadas de convección. Como parte del desarrollo de las condiciones en la región monzónica, se observa un aumento en la organización de los SCM durante las 72 horas previas a la ciclogénesis, lo cual apoya la hipótesis de interacción mutua entre los vórtices de mesoescala y el flujo a gran escala.^16,46,74 El ciclón tropical Oliver (1993) representa el primer caso documentado de ciclogénesis producto de la acumulación de vorticidad de mesoescala.¹⁶ Oliver surgió de la evolución de un grupo de mesovórtices débiles que se fusionaron para transformarse en dos SCM (figuras 8.26a y b). Posteriormente, uno de estos SCM desarrolló una estructura de ojo (fig. 8.26c) y se separó del otro sistema, que se transformó en la banda de lluvia del ciclón tropical (fig. 8.26d). A medida que estos procesos ocurrían, la vorticidad relativa en los niveles bajos de la vaguada monzónica de gran escala se intensificó por medio de procesos diabáticos. Esto provocó la reducción del radio de deformación de Rossby (fig. 8.18) del ambiente general de la ciclogénesis, concentrando aún más los efectos del calentamiento por convección a nivel local.

Repaso del radio de deformación de Rossby: http://www.meted.ucar.edu/nwp/pcu1/d_adjust/
Datos satelitales de microondas en tiempo real:
http://tropic.ssec.wisc.edu/real-time/mimic-tpw/global/main.html

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8.3.4 Sobrevivencia y evolución del vórtice

Independientemente de cómo se forme, el vórtice incipiente debe conservar su coherencia hasta que se encuentre en un ambiente propicio para la ciclogénesis tropical y para que la tormenta se intensifique. Por tanto, la respuesta del vórtice de mesoescala incipiente frente al forzamiento ambiental también determinará la probabilidad de que produzca la ciclogénesis.

Un ciclón tropical incipiente con convección débil será más susceptible a debilitarse, incluso en regiones de cizalladura vertical del viento muy baja. La cizalladura inclinará el vórtice en la vertical, suprimiendo el movimiento vertical en la región de convección y debilitando la tormenta.^75,76 Sin embargo, si este vórtice experimenta solo un breve período de cizalladura vertical del viento, puede recuperarse de la inclinación inducida por la cizalladura desarrollando asimetrías de vórtice.^76,77,78 El hecho de que el ciclón tropical recupere la estructura de tormenta simétrica es sensible al gradiente radial de la vorticidad de la tormenta.

Es frecuente observar que una fuerte cizalladura vertical del viento (>10-15 m s⁻¹ en la región de 850-200 hPa) debilita un ciclón tropical en fase de desarrollo al suprimir la convección en su núcleo. Sin embargo, a veces incluso una tormenta débil puede organizarse en oposición a la cizalladura, de modo que puede persistir e incluso intensificarse en una región de fuerte cizalladura vertical del viento.^66,79,80,81 Con toda probabilidad, el ciclón que se convirtió en huracán Danny (1997) se benefició de condiciones de cizalladura vertical moderada (5-11 m s⁻¹ en la capa de 850 a 200 hPa).⁸⁰ La cizalladura fomentó la cizalladura descendente de la convección en Danny, aumentando la vorticidad ciclónica en esa región (fig. 8.27). Esta vorticidad ciclónica que acababa de producirse se organizó para formar un vórtice en los niveles inferiores y luego asimiló la vorticidad asociada con la tormenta original para transformarse en el «Danny» primario (fig. 8.27). El aumento en la evaporación provocado por la intensificación del vórtice de superficie intensificó la convección y llevó a la intensificación de Danny hasta que se convirtió en un huracán.

Tratemos de pronosticar el desarrollo de una tormenta a partir de nuestra comprensión del impacto de la cizalladura y otros factores ambientales. (Escriba su respuesta en el campo siguiente.)

Dada la información de cizalladura vertical del viento y TSM para los ciclones tropicales que se muestran a continuación, ¿qué cree que sucederá en las próximas 36 horas? Haga un pronóstico para cada tormenta:

a.	La tormenta se intensificará.
b.	Esencialmente, la intensidad de la tormenta no cambiará.
c.	La tormenta se debilitará.

Tormenta 1: TSM = 26,5 °C Magnitud de la cizalladura = 15 m s−1 (650 hPa) La flecha indica la dirección de la cizalladura.

Tormenta 2: TSM = 28 °C Magnitud de la cizalladura = 10 m s−1 (650 hPa) La flecha indica la dirección de la cizalladura.

Explicación

Debería poder utilizar el material que hemos estudiado hasta ahora para definir algunas reglas simples que guíen sus pronósticos de la próxima etapa de desarrollo de estas dos tormentas. Por ejemplo:

(i)	en general, la existencia de una fuerte cizalladura vertical del viento no ayuda al desarrollo de la tormenta;
(ii)	la cizalladura vertical del viento puede contribuir a la intensificación de la tormenta si la TSM es alta y no hay otros factores negativos (como aire seco) que reduzcan la velocidad de intensificación.

Los pronósticos correctos para estas tormentas:

La respuesta correcta para la tormenta 1 es (c): La tormenta se debilitará. ¿Por qué? En esta situación la combinación de cizalladura fuerte y TSM fría (para una región tropical) tiene un efecto adverso sobre la intensificación. Esta imagen satelital muestra la misma tormenta 36 horas más tarde. Claramente, está desorganizada y ha perdido la mayor parte de la convección activa alrededor del ojo (aquí vemos la capa de cirros).

La respuesta correcta para la tormenta 2 es (a): la tormenta se intensificará. ¿Por qué? Si bien la cizalladura es más débil que para la tormenta 1, sigue siendo relativamente fuerte. Por tanto, la TSM más alta aporta una fuente de humedad lo suficientemente alta para que la tormenta pueda oponer resistencia a la cizalladura, aumentar su convección e intensificarse. Esta imagen satelital muestra la misma tormenta 72 horas más tarde. La tormenta ha desarrollado una estructura simétrica con un ojo despejado rodeado completamente por una pared de nubes.

Como demostró el caso de huracán Danny que acabamos de presentar, la convección húmeda puede contribuir a reducir los impactos de la cizalladura vertical del viento. Sin embargo, como veremos más adelante, no toda la convección húmeda es igual, y la convección no es siempre un elemento positivo para la tormenta.

Animación de corrientes convectivas ascendentes y descendentes en tormentas de masa de aire

La distribución espacial de la convección en el vórtice puede influir fuertemente en las primeras etapas de la evolución de un ciclón tropical.⁸² El desarrollo de la convección en un ambiente subsaturado produce el arrastre y la incorporación de aire seco que provoca la evaporación de la lluvia en la corriente descendente e introduce el aire fresco y seco de la corriente descendente en la capa límite superficial debajo de la convección. Es evidente que esto deseca y estabiliza la capa límite superficial a nivel local⁷⁰ y suprime el desarrollo de más convección (fig. 8.28). Una región con un alto nivel de humedad relativa en la troposfera media apoyará la convección «buena», ya que las corrientes descendentes convectivas húmedas en este entorno mantienen húmeda la capa límite superficial y, por tanto, facilitan la continuación de la convección en el núcleo de la tormenta que está desarrollándose. Si se corta la convección en la pared del ojo, es posible que se establezca un anillo de convección «periférica» externa.^67,82 Este anillo externo de convección activa acelera la rotación del viento tangencial y el gradiente de presión radial asociado a buena distancia del radio de vientos máximos y reduce el gradiente de presión radial más cerca del centro de la tormenta, debilitando el flujo afluente hacia el núcleo en los niveles bajos. La circulación secundaria (entrante, ascendente y saliente) de la tormenta ahora alimenta esta convección externa y produce subsidencia en la cercanía de la antigua pared del ojo. La subsidencia debilita la convección en la pared del ojo, suprime la acumulación de humedad en la troposfera media en la zona del núcleo y debilita los vientos máximos en la superficie. El anillo de convección periférica ahora predomina y determina la ubicación de la convección subsiguiente.⁸² Si la pared del ojo original se desmorona por completo, es posible que el anillo de convección periférica se contraiga para formar una nueva pared del ojo. La conservación del momento angular absoluto sugiere que en algún momento la tormenta debería volver a intensificarse por medio de este proceso.^34,83

Es común observar un aumento en la actividad eléctrica en las bandas de lluvia y la pared del ojo de las tormentas tropicales más débiles,³⁷ un ejemplo de lo cual se observa en la figura 8.29. Pese a que la magnitud de la cizalladura vertical del viento que afectaba el huracán Bertha (1996) era casi el doble la que experimentó la tormenta tropical Alberto (1994), a medida que se debilitaba después de tocar tierra Alberto produjo muchísimas más descargas eléctricas. Esta distribución de la convección (y de los rayos asociados) es coherente con el desarrollo de profundas circulaciones divergentes en las tormentas⁷⁵ y la mayor perturbación que sufre la tormenta debilitada.

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8.3.5 Resumen de los posibles mecanismos de ciclogénesis tropical

En los últimos 10 a 15 años, se ha llegado a reconocer la existencia de una gama mucho más amplia de posibles factores causantes de la ciclogénesis tropical. La figura 8.30 muestra los mecanismos identificados en tiempos recientes como factores que contribuyen a la ciclogénesis tropical en cada una de las cuencas oceánicas afectadas.

Todos estos mecanismos de ciclogénesis tropical transmiten un mensaje general: cada componente del parámetro de ciclogénesis de Gray⁴¹ juega un papel físico en el preacondicionamiento del ambiente y, por tanto, modula la frecuencia de formación de las tormentas.

8.4 Intensidad

Cuando un ciclón tropical amenaza la costa, nuestro instinto natural es preguntarnos primero si atacará directamente la zona donde vivimos y después qué intensidad va a tener. Ambas interrogantes se pueden resumir en términos de cómo nos afectar´ personalmente.

En esta sección examinaremos (i) el concepto de intensidad potencial (IP) y su relación con la intensidad real, (ii) cómo el entorno modula la intensidad de la tormenta, (iii) los impactos del núcleo interno en la intensidad de la tormenta y (iv) la estimación satelital de la intensidad de los ciclones tropicales.

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8.4.1 Intensidad potencial (IP)

En 1948, Palmén⁸⁶ explicó el límite inferior de 26-27 °C en la TSM para la formación de tormentas tropicales en términos de la temperatura potencial (θ_e) equivalente necesaria en la capa límite superficial para mantener la convección profunda en los trópicos. Este análisis aumentó nuestra comprensión del límite inferior de TSM para la ciclogénesis tropical que ya se había determinado de forma empírica. ¿Pero qué intensidad máxima puede alcanzar un ciclón tropical?

Dos teorías predominan como alternativas para explicar los límites en la intensidad de los ciclones tropicales, es decir, su intensidad potencial (IP). La intensidad potencial es la velocidad máxima posible de los vientos de superficie o la presión central mínima que una tormenta individual puede alcanzar dadas las limitaciones impuestas por la termodinámica de su entorno. A continuación consideraremos los aspectos fundamentales de estas dos teorías de la intensidad potencial.

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8.4.1 Intensidad potencial (IP) »
8.4.1.1 Primeras teorías sobre la intensidad potencial: CISK

En 1958, Banner Miller desarrolló un modelo teórico de la intensidad de los huracanes⁸⁷ en el cual la intensidad máxima de un ciclón tropical se relaciona con (i) la TSM en el centro de la tormenta, (ii) la humedad relativa el aire de superficie en la tormenta, (iii) los gradientes térmicos en el ambiente de la tormenta y (iv) la temperatura potencial en la cima de la tormenta y su altura por encima de la superficie. Miller razonó que la temperatura y humedad de superficie (y, por tanto, hasta las temperaturas potenciales equivalentes, θ_e, del aire de superficie) determinan las temperaturas que se alcanzan en la convección en altura y, por tanto, las temperaturas potenciales en la cima de la pared del ojo. Miller calculó la caída de la presión hidrostática provocada por las anomalías de temperatura potencial asociadas con la convección de la pared del ojo y llegó a la conclusión de que se debe incluir el calentamiento por subsidencia en el ojo para alcanzar el rango de presiones centrales mínimas observado.

El modelo de huracán maduro de Miller es coherente con la teoría de inestabilidad condicional de segundo orden (Conditional Instability of the Second Kind, CISK) del mantenimiento y la intensificación de los ciclones tropicales propuesta simultáneamente por dos grupos a comienzos de la década de 1960.^52,53 La «perspectiva CISK» sostiene que la convergencia friccional del aire cálido y húmedo (θ_e alta) de la capa límite superficial en el ciclón tropical determina la cantidad de calor latente que se libera en la convección de la pared del ojo (fig. 8.31). Desde esta perspectiva, la convergencia en la capa límite superficial suministra toda la humedad necesaria para la convección y la condensación de agua en las nubes. En este proceso se libera el calor latente que se convierte en energía mecánica, que se manifiesta en forma de los vientos del ciclón tropical. Sin embargo, en CISK la fricción desempeña dos roles: (1) la desaceleración de los vientos en la superficie (a una velocidad por debajo del balance del viento gradiente) causa (2) la convergencia friccional que transporta el aire húmedo de la capa límite. Por tanto, para que la tormenta se intensifique, la liberación de calor latente debe proveer más energía mecánica de la que se pierde por desaceleración friccional al crear la convergencia. Esto significa que si la energía liberada del calor latente equilibra la energía que se pierde por fricción superficial, la tormenta podrá mantener su intensidad actual. Si la energía mecánica generada por la liberación del calor latente es mayor que la energía perdida por fricción superficial, el ciclón tropical se intensificará.⁵⁴

Un componente importante de la teoría CISK es que depende de la existencia de una perturbación incipiente para crear el flujo entrante convergente. Aunque existen muchas perturbaciones tropicales, solo unas cuantas se convierten en ciclones tropicales.⁴² El éxito de una perturbación específica depende de su entorno.^71,88

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8.4.1 Intensidad potencial (IP) »
8.4.1.2 WISHE: una teoría de intensidad potencial basada en el ciclo de Carnot

Una perspectiva alternativa de los ciclones tropicales consiste en considerarlos como sistemas cerrados, como en un «motor de Carnot»^89,90 (fig. 8.32) y no en términos de la «chimenea» convectiva húmeda impulsada por la fricción que postula la teoría CISK. En teoría, un motor de Carnot^g es un sistema cerrado en el cual la energía térmica se convierte en energía mecánica. Al igual que en la teoría CISK, la teoría WISHE de intensidad de los ciclones tropicales depende de la existencia de una perturbación incipiente de amplitud finita.¹⁴

Los cuatro «segmentos» del ciclo de Carnot (fig. 8.32) son: (1) flujo entrante isotérmico del aire cerca de la superficie^h (A-B); (2) ascenso adiabático húmedo en la convección de la pared del ojo y flujo saliente justo debajo de la tropopausa (B-C); (3) descenso del aire enfriado en el entorno lejos del centro del ciclón tropical (C-D). Para cerrar el sistema, (4) se supone que el aire enfriado regresa adiabáticamente al entorno del ciclón tropical (D-A).

El flujo a lo largo de los segmentos B-C y D-A sigue superficies de momento angular constante, aunque el modelo supone que las temperaturas potenciales equivalentes () saturadas y constantes de las superficies de momento angular encima de la capa límite superficial equivalen a la θ_e del aire en la capa límite. Las variaciones de humedad y los efectos de la fricción causan la divergencia de estas superficies en la misma capa límite.

Si bien en esta representación conceptual del modelo (fig. 8.32) el «ciclón tropical de ciclo de Carnot» aparece como un sistema cerrado, las observaciones no apoyan el vínculo entre el segmento que desciende lejos del centro de la tormenta y el flujo entrante en la capa límite superficial (D-A). Los ciclones tropicales existen en un sistema fluido complejo (la atmósfera) y no son sistemas realmente aislados. Además, un flujo de calor descendente a través de la cima de la capa límite superficial también calienta el ciclón. Este proceso no figura en ninguno de los modelos de intensidad potencial (IP) que hemos descrito. A pesar de las muchas hipótesis simplificadoras que incluye, la teoría de intensidad potencial basada en el ciclo de Carnot produce un cálculo razonable del límite superior de la intensidad de los ciclones tropicales en un entorno dado, aunque no de la intensidad real en ningún momento en particular.

El aire transportado por ascenso adiabático húmedo desde la superficie hasta la cima de la pared del ojo tiene la misma temperatura potencial equivalente de saturación, (una aproximación de la energía estática húmeda). Como resultado de esto, podemos calcular la diferencia de temperatura entre el aire en la superficie y la cima del ciclón tropical si conocemos (i) el valor de para el aire de la capa límite superficial directamente debajo de la pared del ojo y (ii) la altura de la tropopausa (la altura máxima de la capa de corriente saliente). Esto nos da las características de la corriente adiabática húmeda saliente del modelo de motor de Carnot (fig. 8.32). Como veremos a continuación, esta diferencia de temperatura entre la superficie y la tropopausa es lo que indica cuánta energía podemos obtener del sistema.

A medida que el aire asciende, fluye con una buena aproximación a lo largo de superficies de momento angular constante, de modo que este modelo supone implícitamente que las superficies de momento angular tienen valores de constantes. El momento angular se calcula a partir de una combinación de la velocidad del viento y la distancia del centro del sistema de coordenadas (que en este caso es el centro del ciclón tropical), y los vientos de un ciclón tropical rotan más despacio cuanto mayor la altura encima de la superficie y la distancia del centro. Esto significa que las superficies de momento angular constante deben inclinarse hacia afuera con la altura, lo cual coincide con la representación esquemática de la figura 8.32 y con la estructura inclinada de la pared del ojo evidente en la fotografía del huracán Iván de 2004 (fig. 8.33).

Como hemos visto, la fuente de energía de un ciclón tropical en el ciclo de Carnot teórico es el océano subyacente. La evaporación, el flujo de calor sensible y el calor de la fricción se combinan para mantener un flujo entrante isotérmico y paulatinamente más húmedo en la capa límite superficial para alimentar la convección profunda de la pared del ojo. En la perspectiva CISK tradicional sobre la profundización de los ciclones tropicales,^52,53,87 la convergencia friccional del aire húmedo de la capa límite superficial (el «combustible» para la liberación de calor latente en la pared del ojo) y la subsidencia en el ojo se combinan para crear y mantener el núcleo cálido del ciclón tropical, lo cual reduce la presión en la superficie. Desde la perspectiva del ciclo de Carnot, el aire asciende casi al ritmo del gradiente adiabático saturado en la pared del ojo, conservando la a la vez que se va desecando paulatinamente debido a la lluvia.^70,90 El resultado neto son temperaturas mucho más frías en la capa de flujo saliente (justo debajo de la tropopausa) en comparación con las temperaturas del flujo entrante en la capa límite, que se suponen iguales a la TSM (fig. 8.32). Esta diferencia de temperatura entre la superficie oceánica y la tropopausa suministra la energía termodinámica que impulsa el sistema.

Para determinar la fracción de energía térmica que se puede convertir en energía mecánica, calculamos la eficiencia ε del motor de Carnot del ciclón tropical. Utilizamos valores típicos de TSM y temperatura de la tropopausa (fig. 8.32) para solucionar la ecuación en términos de ε:

            (6)

Esto muestra que aproximadamente un tercio de la energía térmica disponible se puede convertir en energía mecánica.

¿Cómo se transfiere esto a los vientos del ciclón tropical? Dada la caída de la presión central debajo del ojo (que se puede obtener solucionando la ecuación del modelo de ciclo de Carnot) y suponiendo tanto una distancia hasta un ambiente no perturbado como una presión ambiental (parámetros del modelo que se deben asignar), es posible calcular la distribución del viento gradiente para el campo de viento tridimensional.^89,90 Tales cálculos brindan valores del viento razonables para los ciclones tropicales muy intensos observados.

Los mapas de MIT fueron tomados de http://wind.mit.edu/~emanuel/pcmin/climo.html

8.4 Intensidad »
Sección especial 8-6 Superficies inclinadas de momento angular constante y su relación con la pared del ojo

Esta sección es muy teórica; es recomendable tener conocimientos de meteorología dinámica.

En meteorología, es normal hacer referencia a cantidades específicas.ⁱ Esto se debe a que no definimos las parcelas individuales de la atmósfera y, por tanto, no nos preocupan la masa u otras propiedades de una parcela, sino las propiedades de la atmósfera en general. Teniendo presente esta aclaración, vamos a considerar el momento angular absoluto, recordando siempre que se trata del momento angular absoluto específico.

Recuerde que el momento angular absoluto (específico), , se define como

,      (E8-6.1)

donde es el vector posición (relativo al eje) y es la velocidad absoluta de la parcela cuyo momento angular estamos calculando.

Si nos interesa únicamente la rotación acimutal en torno al eje vertical, solo necesitamos la componente vertical del momento angular relativo:

,      (E8-6.2)

donde M es ahora la magnitud de este componente vertical del momento angular absoluto, r es la distancia radial escalar hasta el lugar donde el viento giratorio tiene la velocidad v y f_o es el valor del parámetro de Coriolis en el centro de la tormenta. Como (la velocidad rotacional del viento decrece con la altura), , el momento angular decrece a medida que subimos manteniendo un radio constante respecto del centro de la tormenta.  El aporte del segundo término, , al momento angular da , que aumenta a medida que aumenta el radio, porque f_o es constante y r² aumenta rápidamente con el radio. Los vientos crecen y después decrecen con el radio, de modo que dentro del radio de vientos máximos y es pequeño para radios grandes (porque la reducción en los vientos y el aumento en los radios se oponen).

Si combinamos esta información en M(r,z) terminamos con superficies de momento angular absoluto constante inclinadas hacia afuera y hacia arriba. Debido a que un fluido fluye a lo largo de una superficie de momento angular absoluto constante en un sistema adiabático, esto confirma que el ascenso se da casi al ritmo del gradiente adiabático saturado. Ahora que hemos establecido que (i) la pared inclinada del ojo es una superficie de momento angular constante y (ii) para nuestro ciclón tropical simétrico aislado el aire que fluye sobre esta superficie debe seguir el ritmo del gradiente adiabático saturado, podemos volver a nuestro examen de los demás aspectos de la teoría del ciclo de Carnot.

ⁱ Una cantidad específica es una cantidad normalizada por unidad de masa. Por ejemplo, la masa se representa por la densidad inversa, α, que equivale a volumen por unidad de masa.

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8.4.2 Factores ambientales que limitan la intensidad de los ciclones tropicales

Todas las condiciones que se presuponen en los modelos conceptuales CISK y WISHE de los ciclones tropicales (aguas oceánicas cálidas,⁸⁶ temperaturas de flujo saliente mucho más frías,⁸⁷ convergencia en la capa límite superficial y humedad relativa alta con fuerte convección relacionada^52,53) existen en cada tormenta tropical. Dada esa igualdad, ¿por qué no se intensifican todos los ciclones tropicales hasta tener vientos de 100 m s⁻¹? ¡Porque la realidad no refleja la situación ideal! El ambiente de gran escala cambia por el efecto de otros sistemas atmosféricos.

Las variaciones en los mismos factores ambientales que controlan la intensificación también pueden limitar la intensidad de una tormenta: un nivel insuficiente de humedad, una TSM más fría o una tropopausa más cálida, una entrada de aire seco, una región de fuerte baroclinicidad, todos estos son factores que pueden inhibir la intensificación. La intensidad potencial solo se puede alcanzar cuando estos factores se combinan de manera favorable. Y aunque estas características ambientales pueden inhibir la intensificación, si se llevan al extremo opuesto, por ejemplo, ausencia de cizalladura vertical del viento y presencia de aguas calientes, no necesariamente se crea un ambiente ideal para que una tormenta alcance su IP.

La figura 8.35 proviene de un estudio⁹² de la distribución observada entre intensidad y TSM. El período de 20 años elegido abarca predominantemente la era de las observaciones satelitales (1967-1986). El rango de TSM trazado va de 15 a 35 °C. Como el análisis representado en la figura 8.35 incluye los datos de todos los momentos para cada tormenta del conjunto de datos, debemos interpretar estos resultados en términos del ciclo de vida de la tormenta.

La figura 8.35 nos permite llegar a tres conclusiones:

¿Y por qué la cizalladura vertical del viento puede limitar la intensidad de la tormenta? Dados los vientos ambientales flojos cerca de la superficie, se necesita un poco de cizalladura vertical del viento para que la tormenta pueda seguir desplazándose por advección.^93,94 Sin esta advección ambiental, el movimiento de las tormentas sería relativamente lento. El efecto secundario de este movimiento lento sobre el agua es que la tormenta mezcla el agua oceánica más fría desde abajo de la termoclina. Es también posible que la lluvia de la tormenta contribuya levemente a este enfriamiento superficial del océano. Por tanto, cuando una tormenta permanece en el mismo lugar, enfría las aguas debajo de ella y, por tanto, limita su propia intensidad máxima.⁹⁵ La cizalladura inherente en la advección de la tormenta puede atrasar la intensificación, pero si todos los demás factores son favorables, es posible que la tormenta alcance su IP.⁸¹

8.4 Intensidad »
8.4.3 Vínculos entre dinámica del núcleo interno, estructura del ciclón e intensidad

Hay una excepción ambiental a esta explicación de la estabilidad inercial que brinda al ciclón tropical un mayor grado de protección contra los efectos ambientales adversos: la TSM. Como la superficie oceánica altera el ciclón tropical desde abajo, ningún grado de estabilidad inercial puede «proteger» al ciclón tropical de los efectos adversos de una TSM baja.

8.4 Intensidad »
8.4.4 Estimación de la intensidad y estructura de los ciclones tropicales por teledetección

La detección remota o teledetección es el método principal de observación de los ciclones tropicales, los cuales pasan la mayor parte de su existencia sobre el océano, fuera del alcance de la red de instrumentos en la superficie del suelo o del mar. Además de estimar la intensidad, las observaciones remotas permiten comprender el ambiente a gran escala y las zonas de inestabilidad en el interior de los ciclones tropicales, factores ambos que influyen en la intensidad de estas tormentas.^100,101,102

Entre los instrumentos de teledetección cabe mencionar los radiómetros satelitales (IR, visible y microondas), los radares de precipitación y de nubes (terrestres, aerotransportados y satelitales), los dispersómetros satelitales y el radar de apertura sintética (RAS). La figura 8.36 ilustra los adelantos logrados recientemente en las observaciones de la estructura de los ciclones tropicales mediante el radar satelital y los instrumentos de microondas.

Animaciones del radar del TRMM: http://trmm.gsfc.nasa.gov/publications_dir/multi_resource_tropical.html
Imágenes de ciclones tropicales de CloudSat del NRL de la Armada de EE.UU.: http://www.nrlmry.navy.mil/tc_pages/tc_home.html

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8.4.4 Estimación de la intensidad y estructura de los ciclones tropicales por teledetección »
8.4.4.1 Estimaciones satelitales infrarrojas

El análisis de las imágenes de onda larga (IR) generadas por los satélites geoestacionarios es el método estándar empleado para estimar la intensidad de los ciclones tropicales, excepto en el Atlántico Norte y el Pacífico nororiental, donde los vuelos de reconocimiento constituyen la norma. Dada la frecuencia con que obtenemos imágenes IR de los satélites geoestacionarios (cada 15 a 30 minutos en modo normal y cada 5 minutos en modo de barrido rápido), la intensidad se puede actualizar continuamente para el pronóstico operativo.

En 1975, Vern Dvorak presentó un esquema de clasificación para estimar la intensidad de los ciclones tropicales a partir de las imágenes satelitales.¹⁰³ La técnica de Dvorak, que se desarrolló sobre la base de datos empíricos, relaciona un índice numérico denominado intensidad actual (CI, por la sigla del inglés Current Intensity) con una estimación de los vientos máximos sostenidos (VMS)¹⁰³ en la superficie (tabla 8.2).

La técnica IR mejorada de Dvorak emplea un realce especial denominado curva IR-BD, para identificar la convección intensa y los cambios en el patrón de la cima de las nubes en la zona del ojo. Esta técnica identifica cuatro tipos de patrones básicos de los ciclones tropicales:

El patrón del ojo identifica el contraste de temperatura entre la parte más caliente del ojo y la convección circundante más fría dentro de 55 km (figura 8.37). Cuanto mayor el contraste de temperatura, tanto más intenso el sistema. El patrón de banda curvada se basa en la idea de que cuanto más apretadas estén las bandas de lluvia que envuelven el ciclón, tanto mayor la vorticidad del sistema. A menudo el patrón de banda curvada se puede observar más fácilmente en las imágenes visibles que en las imágenes IR. La nubosidad central densa es el área cubierta por los cirros que se extienden a partir de la pared del ojo y las bandas de lluvia de la tormenta tropical. El patrón de cizalladura (o cortante) examina la distancia del centro de bajo nivel a la nubosidad central densa con la idea de que una mayor interacción entre el centro de bajo nivel y la convección profunda indica un sistema más intenso. El aspecto de la nubosidad central densa se determina según el tamaño y la cantidad de bandas.

El árbol de decisión de la figura 8.38 ilustra los siguientes pasos básicos de la técnica de Dvorak:

1. Identificar el centro del sistema nuboso, que es el punto hacia el cual se dirige la espiral de las bandas nubosas. Es relativamente fácil localizar el centro cuando la circulación en los niveles inferiores está expuesta, pero en caso contrario el centro se identifica en relación con otras estructuras, como el flujo saliente de cirros, y la animación o extrapolación del sistema.
2. Realizar dos estimaciones casi independientes de la intensidad del ciclón tropical. Asignar un número T (tropical) relacionado con la intensidad de la tormenta (fig. 8.39).
3. Elegir la mejor estimación.
4. Aplicar las reglas seleccionadas para determinar la intensidad final.

La figura 8.40 muestra los cambios en la organización de las nubes en el área central y las bandas de lluvia a medida que ciclón tropical Indlala se intensificaba. Entre el 11 y el 12 de marzo, no se observaba el ojo en la imagen IR, pero la nubosidad central densa se expandió y la curvatura de las bandas se volvió más pronunciada. Entre el 13 y el 14 de marzo, la formación de un ojo pequeño (con temperaturas más calientes en relación con la pared del ojo), la expansión del área de nubes muy frías en las bandas alrededor del ojo y la mayor simetría del patrón de nubes frías indicaban el aumento en la intensidad de Indlala.

Animación de imágenes de Indlala

La técnica de Dvorak ha sido actualizada¹⁰⁴ y automatizada¹⁰⁶ con el uso de datos IR digitales y algoritmos objetivos basados en las relaciones empíricas originales, primero con la técnica objetiva de Dvorak (Objective Dvorak Technique, ODT), luego con la técnica objetiva avanzada de Dvorak (Advanced Objective Dvorak Technique, AODT) y, en 2006, con la técnica avanzada de Dvorak (Advanced Dvorak Technique, ADT). La figura 8.41 muestra un ejemplo de la comparación de las observaciones de la intensidad del huracán Iván (2004) realizadas por las aeronaves de reconocimiento con las versiones ODT y ADT.

El análisis IR también se utiliza para identificar los huracanes anulares de forma objetiva.¹⁰⁷ Los huracanes anulares son muy intensos y constantes y suelen ser un 10 a 40 % más grandes que los huracanes normal en el Atlántico y el Pacífico oriental. En las imágenes IR, los huracanes anulares son marcadamente simétricos y tienen un gran ojo circular rodeado de un anillo de convección profunda casi uniforme, pero poca convección profunda fuera de dicho anillo.¹⁰⁷

CIMSS, Universidad de Wisconsin, técnica avanzada de Dvorak:
http://cimss.ssec.wisc.edu/tropic2/misc/adt/info.html
Tutorial sobre el uso de los datos satelitales para definir la estructura de los ciclones tropicales:
http://severe.worldweather.org/iwtc/pptFile/Topic1/Topic1a/IWTC6-rz.ppt
RAMDIS tropical en línea, Regional and Mesoscale Meteorology Branch (RAMMB) de NOAA: http://rammb.cira.colostate.edu/ramsdis/online/tropical.asp

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8.4.4 Estimación de la intensidad y estructura de los ciclones tropicales por teledetección »
8.4.4.2 Observaciones satelitales con microondas

Una innovación reciente denominada transformación de imágenes de microondas integradas en CIMSS (Morphed Integrated Microwave Imagery at CIMSS, MIMIC) desarrollada por Anthony Wimmers y Chris Velden en CIMSS trata de «rellenar» el intervalo sin datos de microondas.¹⁰⁸

Si bien las imágenes generadas con los instrumentos de microondas permiten identificar mucho mejor las estructuras de los ciclones tropicales, hay que tener presente un posible problema relacionado con la localización del ojo del ciclón, que es el efecto de paralaje. Se producen errores de paralaje cuando debido al ángulo de observación inclinado del satélite algunas estructuras aparecen desplazadas a mayor distancia de su posición real. La figura 8.44 ilustra la diferencia entre el error de paralaje que ocurre a la frecuencia de 85 GHz, que es sensible a la dispersión de hielo a gran altitud, y a la frecuencia de 37 GHz, que es sensible a las emisiones de las gotas líquidas a baja altitud. El error de paralaje en 37 GHz es de aproximadamente 5 km, mientras en 85 GHz es de 10 a 20 km. Esta última es la frecuencia preferida para observar la estructura de los ciclones tropicales y los cambios en su intensidad, porque ofrece una resolución más alta (compare los paneles b y d de la figura 8.44).

Animación MIMIC del huracán Iván: http://www.meted.ucar.edu/npoess/tc_analysis/s8p3a.htm

Página inicial de MIMIC: http://tropic.ssec.wisc.edu/real-time/mimic-tc/description.html
Página de formación en interpretación de imágenes de microondas del NRL de la Armada de EE.UU.:
http://www.nrlmry.navy.mil/sat_training/tropical_cyclones/ssmi/composite/index.htm

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8.4.4.3 Ciclos de sustitución de la pared del ojo

El fenómeno de paredes concéntricas del ojo o ciclo de sustitución de la pared del ojo¹⁰⁹ se observa con frecuencia durante períodos de intensificación o debilitación de un ciclón tropical intenso (vientos de más de 50 m s⁻¹, es decir, 180 km h⁻¹). En general, la pared del ojo de un ciclón tropical se contrae a medida que cobra fuerza hasta alcanzar el umbral de ciclón tropical intenso. Una vez que la pared del ojo existente se contrae hasta su tamaño mínimo para ese umbral de intensidad, el ciclón tropical comienza a pasar por una fase de debilitación. Si todos los demás factores se mantienen iguales, el ciclón tropical se debilita al formarse una pared del ojo externa; esto extrae parte de la humedad y el momento de la pared del ojo existente, que se disipa. La pared del ojo externa se contrae gradualmente y el ciclón tropical vuelve a cobrar su intensidad original, o incluso se fortalece aún más. Por ejemplo, huracán mayor Iván se debilitó de categoría 5 a categoría 4 a medida que se acercaba a la isla de Jamaica desde el sudeste, en parte debido a un ciclo de sustitución de la pared del ojo. La imagen del radar de Kingston, Jamaica (fig. 8.45) muestra claramente dos paredes del ojo concéntricas. El caso del huracán Georges, ocurrido el 19 de septiembre de 1998, ilustra la fase de intensificación del ciclo de sustitución de la pared del ojo. La figura 8.46 muestra imágenes del huracán Georges tomadas por el TMI durante un período de intensificación en que las paredes concéntricas fueron sustituidas por una única pared.

Los ciclos de sustitución de la pared del ojo pueden tener una duración de tan solo 12 a 18 horas o de hasta 2 o 3 días (figuras 8.45 and 8.46). Algunos ciclones tropicales intensos pasan por múltiples ciclos de sustitución de la pared del ojo. En el Pacífico occidental se ha observado el porcentaje más alto de tormentas intensas con una estructura de pared del ojo doble, porque en muchos casos estos ciclones pueden viajar más lejos antes de dar con tierra firme, TSM frías u otras condiciones ambientales no favorables.

Se están diseñando nuevos análisis satelitales para identificar en forma objetiva los ciclos de sustitución de la pared del ojo. Según explicó J. Kossin en una discusión personal, en su trabajo con algunos colegas intensificaron la relación señal/ruido de las imágenes y descubrieron que la imágenes IR contienen información sobre el comienzo de los ciclos de sustitución de la pared del ojo. Cuando se combina con los datos de imagen de microondas, la información IR se usa para crear un índice objetivo que permite calcular la probabilidad de que se forme una pared del ojo secundaria.

Desarrollo de un índice de formación de pared del ojo secundaria, 60a Conferencia Interdepartamental sobre Huracanes: http://www.ofcm.gov/ihc06/Presentations/02%20session2%20Observing%20the%20TC/s2-11kossin.pdf

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8.4.4.4 Vientos derivados por satélite

Es importante considerar la intensidad de los ciclones tropicales no solo en términos de la presión central o del radio de vientos máximos, sino también en términos de otros radios de velocidad del viento de importancia crítica para las personas que deben tomar decisiones. El ancho de las zonas de evacuación se basa en umbrales tales como el radio de vientos de temporal fuerte (vientos sostenidos de 1 minuto en la superficie de 17 a 24 m s⁻¹, 34 a 47 nudos). Las estimaciones de la velocidad del viento también son críticas para pronosticar la marejada ciclónica. El tamaño de los ciclones tropicales varía desde el ciclón Tracy (1974), que tenía un radio de vientos de temporal fuerte de tan solo 48 km, hasta el supertifón Tip, cuyo radio de vientos de intensidad de temporal fuerte medía 1110 km.

Antes de que la tormenta llegue a tierra, los dispersómetros satelitales de microondas, que miden la retrodispersión de las pequeñas olas en la superficie oceánica y la relacionan con la velocidad del viento, observan la velocidad y dirección del viento cerca de la superficie. Los dispersómetros de microondas suelen producir los mejores resultados en entornos de vientos moderados y precipitación baja¹¹¹ fuera de la región de vientos intensos y precipitación fuerte de la pared del ojo. Los sensores de microondas, como el TMI, estiman la velocidad del viento lejos de las regiones de precipitación fuerte. Aunque están limitados por la inexactitud en la asignación de la altura, los vientos derivados del movimiento de las nubes también brindan estimaciones del viento fuera de la zona de convección intensa.¹⁰⁴ La figura 8.48 muestra ejemplos de vientos derivados por satélite en y alrededor de los ciclones tropicales.

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8.4.4.5 Intensidad de los ciclones tropicales y radio de la zona con vientos de 34 nudos

Las relaciones estadísticas entre las estimaciones de intensidad de los ciclones tropicales realizadas a partir de los reconocimientos aéreos y las imágenes satelitales infrarrojas indica que el radio de la zona con vientos de 34 nudos (17 m/s o 61,2 km h⁻¹) se puede utilizar para estimar la intensidad de los ciclones tropicales. Se ha identificado una fuerte relación entre la intensidad del núcleo y el radio de la zona con vientos de 34 nudos.¹¹¹ Tenga en cuenta que la relación entre el radio de la zona con vientos de 34 nudos y la intensidad no es pertinente en todas las situaciones, porque dicho radio también se ve afectado por la latitud y la cantidad de horas desde que el ciclón tropical alcanzó la intensidad de tormenta tropical.¹¹² A medida que llegan a latitudes más altas, los ciclones tropicales tienden a agrandarse.¹¹³

Estimación de la estructura de los vientos de un huracán cuando no se cuenta con datos de reconocimiento aéreo:
http://www.ssec.wisc.edu/~kossin/articles/kossinetal2007WF.pdf

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8.4.4.6 Teledetección de estructuras dinámicas del núcleo interno

Aunque es frecuente observar que la pared del ojo es casi circular, a veces exhibe una forma poligonal. Tomando como base la dinámica teórica, las simulaciones numéricas y los experimentos en agua líquida,^114,115,116 se había propuesto la hipótesis de que las estructuras poligonales estuvieran relacionadas con mesovórtices. Algunos estudios observacionales recientes¹¹⁷ muestran patrones de reflectividad de forma pentagonal (fig. 8.49a y c) asociados con los mesovórtices en el interior del ojo (fig. 8.49c) que confirman la existencia de estas estructuras. Estos mesovórtices de la pared del ojo son estructuras de vórtice profundas en la convección de la pared del ojo y, por tanto, su escala horizontal es mucho menor en comparación con el ojo. La velocidad del viento en los vórtices de la pared del ojo puede ser un 10 % mayor que en el resto de la pared del ojo. La adición de los flujos asociados con los mesovórtices al flujo en el ojo produce la forma poligonal observada en el patrón de nubes.

Durante el experimento de cambios en las bandas de lluvia y la intensidad de los huracanes (Hurricane Rainband and Intensity Change Experiment, RAINEX) de 2005 se realizaron observaciones directas en el núcleo interno de los huracanes Katrina, Rita y Ophelia para comprender cómo los cambios en el núcleo interno afectaron y fueron a su vez afectados por cambios en la intensidad. La figura 8.50 muestra varias estructuras interesantes nunca antes observadas, como filamentos de muy alta reflectividad oblicuos respecto de las paredes concéntricas del ojo y las bandas de lluvia. Dichas estructuras sienten los efectos de los vientos variables a medida que se desplazan a lo largo de la pared del ojo y brindan pistas sobre cómo la pared del ojo se transforma durante los cambios rápidos de intensidad. Su aspecto es similar a las estructuras previstas en los estudios teóricos y los modelos numéricos.^{113,114,118,119}

¿Cómo se ve afectada la intensidad de los ciclones tropicales por estos mesovórtices? Los modelos teóricos y la evidencia de las nuevas observaciones sugieren que los mesovórtices contribuyen con vorticidad ciclónica que se mezcla en el ojo. Este aumento en la vorticidad local acelera la rotación del ojo. Además, los mesovórtices en los niveles bajos crean una circulación secundaria que transfiere el aire del ojo a la pared del ojo y brinda potencia adicional al motor de calor del huracán.¹¹⁷ La formación de una pared del ojo con forma poligonal también se puede explicar por medio de la teoría de la asimetría de los vórtices.^120,121 De forma análoga a las ondas de escala sinóptica, las ondas de Rossby en el vórtice transportan energía de onda, momento y calor dentro de la región de la pared del ojo. En los ciclones tropicales que se intensifican rápidamente, las ondas de Rossby en el vórtice, que giran en sentido contrario a este, crecen a la vez que quedan en el medio entre el máximo de vorticidad relativa de la pared del ojo y del centro de rotación. Las ondas de Rossby en el vórtice contribuyen a mezclar aire de θ_e alta en las corrientes ascendentes de la pared del ojo.

8.5 Transición extratropical (TE)

En términos generales, se considera que el movimiento de un ciclón tropical hacia el polo conducirá a la disipación del sistema a medida que interactúe con el ambiente hostil de fuerte cizalladura y aguas más frías (o tierra firme) que encuentra en las latitudes medias. La excepción a esta regla son los ciclones tropicales que pasan por una transición extratropical. El proceso por el cual un ciclón tropical se transforma en un ciclón extratropical se conoce como transición extratropical (TE). Típicamente, los ciclones tropicales se debilitan a medida que sus trayectorias recurvan hacia los polos,^96,97 pero cuando uno de estos sistemas pasa a las regiones extratropicales, puede volver a intensificarse y transformarse en una intensa borrasca de latitudes medias con extensas regiones de lluvia intensa y áreas de vientos de temporal muy fuerte (e incluso de huracán) más extendidas que su precursor tropical.¹²² El vestigio del ciclón tropical también puede crear una región de mayor contraste térmico propicia para el desarrollo posterior de una intensa borrasca de latitudes medias. La rápida velocidad hacia adelante, el gran tamaño del área de vientos con fuerza de temporal y de la región de lluvias intensas, y la olas oceánicas extraordinariamente altas creadas por un evento de TE pueden persistir por mucho tiempo después de que el ciclón se haya dejado de considerar una «tormenta tropical».¹²³

El movimiento de los ciclones extratropicales de origen tropical se ha seguido hasta latitudes por encima de 50 grados en el Atlántico Norte y el Pacífico noroccidental, y sabemos que algunas tormentas que comenzaron su ciclo de vida como tormentas tropicales han llegado a tocar tierra en Europa occidental y Alaska (fíjese, por ejemplo, en las figuras 8.1 y 8.51). Los sistemas en transición extratropical incorporan rastros de su pasado (evidente en sus características de θ_e y VP),¹²⁴ de modo que transportan aire tropical caliente y húmedo a las latitudes altas. Esto puede amplificar el patrón de ondas planetarias en las latitudes medias,¹²⁵ algo que puede causar (1) intensa ciclogénesis en las latitudes medias a gran distancia del episodio de TE, o bien (2) un ciclo de retroalimentación en el patrón de onda larga y modificar las interacciones entre otros ciclones tropicales y vaguadas. El impacto de este cambio en el patrón de onda larga en la TE varía: a veces aumenta o reduce la incidencia de las transiciones extratropicales, pero tras veces no.¹²⁶

El papel de la transición extratropical en la climatología de los ciclones tropicales se ha documentado en todas las cuencas que engendran estas tormentas. Hasta 1960, solo existían tres casos de estudio de la transición extratropical,^{127,128,129,130} aunque el tema mereció mayor interés a partir de 1950,³ posiblemente como resultado del impacto del huracán Hazel en el nordeste de EE.UU. y Canadá y de una serie de tifones que tocaron tierra en Japón. Durante la década de 1990 hubo una proliferación de estudios sobre el tema,¹³¹ lo cual ha ampliado este campo de investigación en todas las cuencas afectadas.

La probabilidad de que una tormenta individual pase por la transición extratropical depende de (i) la estructura e intensidad del ciclón tropical, (ii) su entorno termodinámico (forzamiento convectivo), (iii) la estructura de la vaguada de latitudes medias (especialmente el alcance espacial y la fuerza de la cizalladura vertical del viento con ella asociada) que interactúa con el ciclón tropical y (iv) la posición relativa del ciclón tropical en la vaguada.^126,132

8.5 Transición extratropical (TE) »
8.5.1 Climatología mundial y mecanismos que conducen a la transición extratropical

En cada una de estas cuencas oceánicas la probabilidad de transición extratropical aumenta con el transcurso de la temporada de tormentas; el pico de frecuencia de TE ocurre aproximadamente un mes después del pico de actividad de tormentas tropicales. Por ejemplo, en el Atlántico Norte, el pico climatológico de incidencia de TE se da en octubre, mientras el pico de formación de ciclones tropicales se da en septiembre.¹²⁴ El 50 % de las tormentas de octubre pasan por la TE; la relación es del 48 % en septiembre y menos del 40 % en todos los demás meses. La TE es más probable junto a la costa occidental de Australia (océano Índico Sur oriental) en noviembre, abril y mayo, que son los meses de transición de la estación del monzón local.¹³⁵ Finalmente, no hay fuertes indicaciones de TE en el océano Índico Sur occidental, junto a África, ni en el Índico Norte.

La transición extratropical ocurre en latitudes más bajas al comienzo y final de la temporada y en latitudes más altas durante el pico de la temporada; estos cambios en la TE reflejan el desplazamiento estacional del chorro de latitudes medias y la amplitud latitudinal de las aguas con TSM más alta.

La figura 8.52 presenta dos diagnósticos de los factores ambientales que conducen a la transición extratropical: TSM > 28 °C (condiciones favorables para los ciclones tropicales) y el índice de crecimiento baroclínico de Eady (un indicador del desarrollo de ciclones en las latitudes medias). El ciclo estacional aquí evidente destaca la importancia de considerar el ambiente en la región y el momento de la actividad de tormentas tropicales a la hora de deducir la probabilidad de que una tormenta pase por la TE. Sobre la base de este análisis (fig. 8.52), la situación más favorable para que una tormenta sobreviva la transición extratropical es la de una tormenta con un fuerte soporte «tropical» para el desarrollo o un fuerte apoyo para el desarrollo baroclínico, y a veces ambos.¹²⁴

La intersección de las trayectorias mensuales de ciclones tropicales con estos diagnósticos brinda una indicación de la probabilidad de incidencia de la TE.¹²⁴ Si la trayectoria media de las tormentas se halla siempre en una de las zonas de desarrollo, ese mes la TE se verá favorecida. Por otra parte, si la trayectoria media de las tormentas indica que una tormenta atravesará una región no indicada como favorable para el desarrollo (las áreas blancas en la figura 8.52) en ningún período sustancial, la TE será menos probable. Finalmente, solo los ciclones tropicales intensos suelen completar la TE,^124,136 porque tienen que sobrevivir el ambiente de fuerte cizalladura de latitudes medias hasta completar la transición.

La intensidad de un ciclón tropical que comienza el proceso de transición extratropical es un factor importante que contribuye a determinar si podrá sobrevivir la transición y volverá a intensificarse o si se disipará. Otro indicador importante de la probabilidad de que una tormenta sobreviva el proceso de TE es el lugar de su génesis.¹²⁴ Aunque resulte sorprendente, las tormentas tropicales que se forman a latitudes más altas tienen menos probabilidad de pasar por la transición extratropical que las tormentas que se forman más cerca de los trópicos. Esta relación se ha vinculado⁸⁹ a la intensidad de la tormenta en el momento de comenzar la TE. Las tormentas que se forman en pleno trópico suelen ser sistemas más fuertes cuando comienzan la transición.¹²⁴

Todos estos análisis de la TE apoyan nuestra afirmación anterior de que la probabilidad de transición extratropical para una tormenta individual depende de (i) la estructura e intensidad del ciclón tropical, (ii) su entorno termodinámico (representado aquí por la TSM), (iii) la estructura de la vaguada de latitudes medias con la cual interactúa (representada aquí por el índice de crecimiento de Eady) y (iv) la posición del ciclón tropical respecto de esta vaguada^{125,126,132,136,137} (evidente en la estacionalidad de la latitud de TE; fig. 8.52).¹²⁴

8.5 Transición extratropical (TE) »
8.5.2 Definiciones de comienzo y finalización de la TE

Los ciclones tropicales son sistemas atmosféricos compactos con estructuras nubosas relativamente simétricas y los vientos más intensos en proximidad del centro de la tormenta, cerca de la superficie. Los ciclones tropicales que pasan por la transición extratropical evolucionan a partir de esta estructura para transformarse en sistemas de movimiento muy rápido (>10 m s⁻¹) que a menudo producen áreas muy amplias de vientos de temporal fuerte. En el proceso de TE, es frecuente que los vientos pico a poca altura bajen mucho del máximo de intensidad tropical y que los vientos máximos en la tormenta ahora ocurran en altura. En relación con la trayectoria de la tormenta, la estructura muy asimétrica de la tormenta produce vientos intensos hacia el ecuador y una extensa región de fuerte precipitación en el lado hacia el polo.¹²² Esto significa que para describir en detalle el comienzo y la finalización de la TE se deben incluir medidas de la simetría y la estructura del viento de la tormenta, ya sea de forma explícita o implícita.

Cuando una tormenta inicia el proceso de TE, se vuelve paulatinamente más asimétrica debido a la frontogénesis en los niveles bajos que suele ocurrir durante la interacción con una vaguada de latitudes medias. Este aumento en la asimetría es un indicador básico del comienzo de la transición, pero no garantiza que el sistema completará la transición,^28,30,70 ya que muchos ciclones tropicales inician la transición extratropical, pero se disipan antes de finalizar su evolución en un ciclón de núcleo plenamente frío.

Las tormentas que se mantienen coherentes y se vuelven más y más asimétricas pueden pasar por la TE. La finalización del proceso de TE significa que el sistema tropical ha desarrollado las características de una borrasca de latitudes medias, especialmente el desarrollo de una estructura de viento térmico de núcleo frío (velocidad de viento geostrófico que aumenta con la altura).^35,70 Klein et al. (2000)¹³⁸ agregan otro requisito: que la tormenta vuelva a intensificarse (en términos de presión) una vez finalizada la TE. Esta limitación final no se aplica de manera uniforme. Por ejemplo, si una tormenta se desarrolla de la manera antes descrita, el Centro Nacional de Huracanes de EE.UU. la volverá a clasificar como tormenta «extratropical», sin requisito de reintensificación. En el contexto del pronóstico operativo, es importante reconocer la evolución de la estructura de la tormenta aparte de la evolución de la intensidad, porque esta estructura controla la distribución del tiempo significativo asociado con la tormenta.

Se han propuesto varios diagnósticos nuevos para caracterizar la TE. El análisis de los casos del Pacífico noroccidental brinda guía sobre las señales características en imágenes satelitales y los entornos típicos de los casos de TE.^29,30 Se demostró que el espacio de fases del ciclón (EFC) es un diagnóstico útil para los casos de TE del Atlántico Norte.³⁶ Los ambientes sinópticos de TE basados en el paso de la tormenta por el EFC coinciden bastante bien con los que se han presentado aquí. La combinación de estos enfoques (satelital y EFC) para diagnosticar la TE está adquiriendo siempre mayor frecuencia en los centros operativos del mundo. Finalmente, a menudo los modelos de predicción numérica no pronostican bien la TE, lo cual presenta serios retos para los centros de pronóstico encargados. Se ha sugerido que la EFC se use como métrica para evaluar la estructura de los pronósticos de tormenta.³⁶

Huracanes a la canadiense (Hurricanes Canadian Style):
http://www.meted.ucar.edu/norlat/ett/index.htm
Huracán Michael, 2000 (Diagnosing and Forecasting ET: Hurricane Michael):
http://www.meted.ucar.edu/norlat/ett/michael/

8.6 Climatología de los ciclones tropicales

8.6 Climatología de los ciclones tropicales »
8.6.1 Estacionalidad de la formación de los ciclones tropicales

Las condiciones ambientales favorables para la formación de los ciclones tropicales varían según la posición geográfica y la estación del año. En términos generales, las existencia de temperaturas altas de la superficie del mar y poca cizalladura vertical del viento constituyen dos condiciones necesarias pero no suficientes para la ciclogénesis tropical.⁴¹

Si bien es cierto que los ciclones tropicales son un fenómeno común en la mayoría de las regiones tropicales del mundo, el Pacífico noroccidental es la única cuenca oceánica en la cual se han observado en todos los meses del año (fig. 8.54). Con la formación de la tormenta tropical Ana en abril de 2003 y la temporada del Atlántico de 2005, que concluyó con la tormenta tropical Zeta (para la cual se emitieron alertas hasta el 6 de enero de 2006), podemos decir que se han observado ciclones tropicales en el Atlántico Norte todos los meses del año menos febrero y marzo. La «temporada de huracanes» del Atlántico Norte, que se define sobre la base de estadísticas a largo plazo, abarca el período entre el 1º de junio y el 30 de noviembre. En el Pacífico nororiental, dicha temporada comienza el 15 de mayo y también se extiende hasta el 30 de noviembre. En el océano Índico Norte, los ciclones tropicales tienden a ocurrir en los meses de transición del monzón temprano (mayo-junio) y tarde (octubre-noviembre) en la estación de lluvias, cuando las condiciones de gran escala para la ciclogénesis son más favorables. En el hemisferio sur, la estación de ciclones tropicales suele extenderse de noviembre a abril, aunque se han observado tormentas temprano (octubre) y tarde (mayo) en la temporada.

Resumen del CNH de la temporada de huracanes del Atlántico de 2005:
http://www.nhc.noaa.gov/2005atlan.shtml
Archivo de temporadas de huracanes del CNH:
http://www.nhc.noaa.gov/pastall.shtml
Agencia Meteorológica de Japón (JMA):
http://www.jma.go.jp/jma/jma-eng/jma-center/rsmc-hp-pub-eg/trackarchives.html
Centro de Predicción Climática de NOAA NWS, evaluaciones expertas (evaluaciones, avisos, perspectivas): http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/expert_assessment/

Visualizaciones de NASA de la temporada de huracanes de 2005, nubes en IR, TSM, trayectorias y nombres asignados:
http://svs.gsfc.nasa.gov/goto?3354 (lista de todas las películas, con y sin sonido)

Video de una entrevista con la Dra. Jenni Evans en Weather World:
http://www.met.psu.edu/research/research-videos

8.6 Climatología de los ciclones tropicales »
Sección especial 8-7 Ciclón tropical Catarina en el Atlántico Sur (2004)

Nunca se había observado un ciclón tropical en el Atlántico Sur desde el comienzo de la era satelital, hace más de 40 años, hasta el 28 de marzo de 2004, cuando «ciclón tropical Catarina» tocó tierra en Brasil. Como el Atlántico Sur no se consideraba una región favorable para la formación de los ciclones tropicales, no existía una lista de nombres aprobada por la OMM para esa cuenca. Por eso Catarina heredó el nombre del estado Brasilero de Santa Catarina, donde finalmente tocó tierra. Este rarísimo ciclón tropical dejó su huella: al menos dos personas fallecieron, 11 desaparecieron y 75 resultaron gravemente lesionadas. Aproximadamente 32 000 casas sufrieron daños y casi 400 de ellas quedaron completamente destruidas, para un costo total de 350 millones de USD.

Fig. 8SE7.1. Imagen MODIS del ciclón tropical Catarina el 26 de marzo de 2004. En ese momento, los vientos de Catarina en la superficie se estimaban en 35 m s⁻¹ (categoría 1 en la escala Saffir-Simpson).

Animación satelital de la llegada de Catarina a Brasil

¿Por qué fue tan sorprendente Catarina?

Antes de Catarina, se pensaba que las TSM más frías del Atlántico Sur y la fuerte cizalladura vertical del viento impedían la formación de los ciclones tropicales. Normalmente, las aguas más cálidas que se registran en esta región se acercan a 26 °C, una temperatura que se considera el mínimo necesario para la formación de los ciclones tropicales en el clima actual, pero Catarina nació como una tormenta subtropical. En el Atlántico Norte, los ciclones subtropicales se forman sobre aguas más frías y son precursores de la ciclogénesis tropical una o dos veces cada temporada.²³

Es decir, las tormentas que se forman lejos del ecuador bajo las condiciones propicias pueden transformarse en ciclones tropicales. Otro aspecto enigmático de Catarina se explica con la teoría: si la tropopausa y la superficie son frías, es aún posible alcanzar la intensidad de huracán.¹⁷ Por tanto, la formación e intensificación de Catarina se puede explicar a partir de nuestra comprensión actual de los ciclones tropicales.

¿Cómo sabemos que Catarina alcanzó el nivel de huracán (al menos 33 m s⁻¹)? La información más completa acerca de Catarina proviene del TMI del TRMM,¹³⁹ que detectó el núcleo cálido del sistema, un rasgo típico de los ciclones tropicales, y la estructura en bandas espirales (fig. 8SE7.2); QuikSCAT detectó los vientos en la superficie (fig. 8SE7.3).

Fig. 8SE7.2. Imagen de microondas en la banda de 85 GHz del ciclón tropical Catarina tomada por el TMI a las 0501 UTC del 28 de marzo de 2004.

Fig. 8SE7.3. Barrido QuikSCAT del ciclón tropical Catarina a las 0845 UTC del 26 de marzo de 2004, cuando aún se intensificaba. Los puntos verdes indican vientos que pueden ser inexactos debido a la interferencia de la lluvia en la medición (1 nudo = 0,51 m s⁻¹).

Más información e imágenes de Catarina:
http://australiasevereweather.com/cyclones/2004/summ0403.htm
http://trmm.gsfc.nasa.gov/publications_dir/south_atlantic_cyclone.html
http://tropic.ssec.wisc.edu/storm_archive/brazil/brazil.html

8.6 Climatología de los ciclones tropicales »
Sección especial 8-8 Ciclón tropical Gonu (2007)

¿Dónde en el mundo podemos considerarnos a salvo de los ciclones tropicales? ¿Quizás en los desiertos del Medio Oriente? Parece que no, ¡incluso aquí se ha sentido el impacto de los ciclones tropicales! Cuando el ciclón tropical Gonu^j entró en el golfo de Omán, era una tormenta ciclónica severa (sección especial 8-3) con vientos máximos sostenidos de 1 minuto de 43 m s⁻¹ (153 km h⁻¹ u 83 nudos). A medida que la tormenta atravesaba el golfo hacia la costa de Irán, se debilitó hasta convertirse en una tormenta tropical con vientos de aproximadamente 23 m s⁻¹ (83 km h⁻¹ o 45 nudos) cuando llegó a tierra el 7 de junio de 2007.

Fig. 8SE8.1. Trayectoria y velocidad del viento de supertormenta ciclónica Gonu (2007)

Pese a que tocó tierra en Irán, los efectos de Gonu se sintieron principalmente en Omán, cuya capital, Muscat, fue azotada por vientos muy intensos y las olas asociadas, así como lluvias torrenciales. La intensificación de la lluvia de la tormenta inducida por la topografía agravó las inundaciones en Muscat. Gonu solo provocó tres muertes en Irán, pero fue responsable de 25 muertes en Omán, donde aproximadamente el mismo número de personas desaparecieron.

^j En las Islas Maldivas, gonu es el nombre de un bolso hecho con hojas de palmera.

8.6 Climatología de los ciclones tropicales »
8.6.2 Variabilidad intraestacional

8.6 Climatología de los ciclones tropicales »
8.6.2 Variabilidad intraestacional »
8.6.2.1 Modulación intraestacional por la oscilación de Madden-Julian (OMJ)

Cuando la fase «activa» de la OMJ atraviesa una región, intensifica la actividad convectiva a nivel local;^140,141 a la inversa, la fase «inactiva» de la OMJ suprime la actividad convectiva. En el período de máxima intensidad de la OMJ, la ciclogénesis tropical se vuelve probable; la figura 8.55 muestra las fases de una OMJ y los puntos de origen de las perturbaciones que luego se convirtieron en ciclones tropicales.

Se ha atribuido a la convección profunda en el Pacífico oriental la función de mantener la inversión del gradiente de VP⁶³ asociado con el movimiento de las ondas de Rossby y las ondas mixtas de Rossby-gravedad alejadas del ecuador (fig. 8.20a) hacia la zona de confluencia del Pacífico, un proceso que en la actualidad se considera una fuente potencial de ciclogénesis tropical (fig. 8.30a). El mantenimiento del ecuador dinámico por medio de la convección destaca la importancia potencial de la convección como agente modulador del entorno dinámico de ciclogénesis, no solamente como trazador estacional. Debido a que la OMJ es un fuerte agente modulador de la convección tropical, también se la ha relacionado con la modulación de los controles dinámicos de ciclogénesis tropical.

La modulación de ondas tropicales (del este) sobre el Pacífico oriental cerca del ecuador por la OMJ influye en las variaciones intraestacionales en la ciclogénesis tropical en la región.^56,143,146 Con tal de que estas ondas tropicales conserven su coherencia al pasar de África al Pacífico nororiental, la probabilidad de que se formen ciclones tropicales depende más del momento en que ocurre que de la fuerza inicial. Para producir ciclogénesis, la onda tropical debe interactuar con el ciclo activo de convección de la OMJ en las regiones de inestabilidad dinámica sobre aguas tropicales cálidas. A medida que la OMJ pasa sobre la región, los lugares favorables para la ciclogénesis se desplazan hacia el este y el norte, moviéndose con la convección profunda en la ZCIT.¹⁴⁷ La necesidad de que existan todos estos factores complementarios explica en parte por qué en el Pacífico oriental la ciclogénesis queda suprimida durante las fases «desfavorables» de la OMJ.¹⁴⁷

Un estudio del sistema onda tropical-OMJ confirmó que la dinámica barotrópica es un factor importante que contribuye al acoplamiento de la fase de convección activa de la OMJ con un aumento potencial en la ciclogénesis tropical en el Pacífico y el Atlántico tropical.^148,149,150 Se cree que el chorro anómalo del oeste asociado con la fase del oeste de la OMJ sea un elemento esencial en la formación barotrópica de las perturbaciones incipientes en todo el Pacífico tropical.

La idea es que la fase de convección activa de la OMJ puede crear un ambiente de gran escala en el Pacífico noroccidental propicio para la ciclogénesis tropical incluso en ausencia de factores contribuyentes, como las ondas tropicales, corriente arriba.¹⁴⁸

Observación diaria de OMJ, NOAA:
http://www.cpc.noaa.gov/products/precip/CWlink/daily_mjo_index/mjo_index.html

8.6 Climatología de los ciclones tropicales »
8.6.2 Variabilidad intraestacional »
8.6.2.2 Modulación intraestacional por la capa de aire del Sahara

Otro agente modulador del desarrollo de los ciclones tropicales de gran escala en el Atlántico oriental es la capa de aire del Sahara, que fue identificada por vez primera en la década de 1970.¹⁵¹ A partir de fines de primavera hasta comienzos de otoño, la intensificación de la radiación solar durante la estación caliente causa una mezcla profunda sobre el desierto del Sahara que a su vez crea una capa límite superficial seca y bien mezclada capaz de extenderse hasta el nivel de 500 hPa. En su extremo sur, este aire de la capa límite superficial del Sahara está delimitado por el chorro africano del este, que tiene una amplitud pico de 10 a 25 m s⁻¹ cerca de 700 hPa (fig. 8.56). Las tormentas de arena que se levantan en este ambiente seco introducen partículas que quedan suspendidas a través de toda la capa (fig. 2.40). Cuando esta capa límite superficial del desierto se desplaza sobre el océano Atlántico (algo que a menudo ocurre en relación con el movimiento de las ondas tropicales africanas), queda encima de una capa marina húmeda y se transforma en la capa de aire del Sahara. Por lo tanto, la capa de aire del Sahara es una capa de aire muy seco y bien mezclado en altura embebido en el entorno marino del Atlántico (figura 5.20).

La existencia de una relación entre la capa de aire del Sahara y la ciclogénesis tropical no es sorprendente, ya que aquélla es más prevalente en la región de desarrollo principal (RDP) de la ciclogénesis tropical del Atlántico, junto a la costa occidental del continente africano.^151,154,155 La convección activa puede persistir en sus límites sur y oeste, pero el nivel bajo de humedad relativa en la capa de aire del Sahara suprime la convección en otros lugares. A medida que una capa de aire del Sahara sale de la costa occidental de África, el chorro africano del este en 700 hPa también se extiende sobre el mar debido al gradiente de temperatura meridional entre el aire de la capa de aire del Sahara y el aire tropical al sur.¹⁵³ La vorticidad por cizalladura ciclónica al sur de este chorro en los niveles medios acompañada de una perturbación en los niveles medios (la onda tropical) puede generar un flujo transversal respecto del campo de vorticidad y conducir a la advección de la vorticidad ciclónica y la intensificación de una perturbación cercana en la superficie al sur del chorro hacia el este en los niveles medios (fig. 8.56). El acoplamiento de la perturbaciones de los niveles medio y bajo puede llevar a la formación de una depresión tropical.

Aunque es posible que la capa de aire del Sahara inhiba el desarrollo de las ondas tropicales africanas que forman tormentas tropicales,¹⁵² se ha sugerido que las ondas tropicales sirven para transportar el polvo del Sahara¹⁵⁸ y que, por tanto, es posible que participen en su propia destrucción. También se ha asociado la lluvia en el Sahel occidental con la actividad de ciclones tropicales en el Atlántico Norte.^31,159 Aún queda por ver si la capa de aire del Sahara participa en la modulación intraestacional de la actividad de tormentas en el Atlántico relacionada con la lluvia en el Sahel occidental, o bien si la lluvia en el Sahel no es sino un sustituto de la frecuencia de génesis de las ondas tropicales.

Información de CIMSS sobre la capa de aire del Sahara:
http://tropic.ssec.wisc.edu/misc/sal/info.sal.m8g10split.html
Proyecto SAL de la División de Investigación de Huracanes de NOAA: h
http://www.aoml.noaa.gov/hrd/project2007/sal.html
Diagnósticos de la capa de aire del Sahara en tiempo real:
http://tropic.ssec.wisc.edu/real-time/salmain.php?&prod=splitEW&time=

8.6 Climatología de los ciclones tropicales »
8.6.3 Variabilidad interanual

A escalas temporales interanuales, la variabilidad en los ciclones tropicales puede ser producto de patrones globales de variación en la atmósfera o en el sistema atmósfera-océano, como El Niño-Oscilación del Sur (ENOS)^92,161,162 o la oscilación cuasi-bienal (OCB)^{162,163,164,165} del viento en la estratosfera inferior. El régimen de lluvia en el Sahel occidental también se ha asociado a variaciones en la frecuencia e intensidad estacional de los ciclones tropicales del Atlántico.^166,167

El gran nivel de actividad de la temporada de 2005 en la cuenca del Atlántico Norte se atribuyó a temperaturas del agua extraordinariamente altas,^168,169 pero lo cierto es que se registraron temperaturas similares en el Atlántico y el golfo de México en 2006 (fig. 8.57), que fue un año típico en cuanto a la actividad de ciclones tropicales. Es más, pese a que en 2004 y 2006 vimos patrones de TSM muy similares en el Atlántico (fig. 8.57a,c), el año 2004 fue relativamente activo, con 15 tormentas con nombre, 9 de las cuales se convirtieron en huracanes.

Resúmenes estacionales
Agencia Meteorológica de Japón (JMA):
http://www.jma.go.jp/jma/jma-eng/jma-center/rsmc-hp-pub-eg/trackarchives.html
Centro Conjunto de Alerta de Tifones (Joint Typhoon Warning Center, JTWC):
http://www.usno.navy.mil/JTWC/annual-tropical-cyclone-reports
Archivo de temporadas de huracanes del CNH:
http://www.nhc.noaa.gov/pastall.shtml
Informes del CNH para ciclones tropicales del Atlántico, 2004:
http://www.nhc.noaa.gov/2004atlan.shtml
Datos de observación de ENOS en tiempo real:
http://www.pmel.noaa.gov/tao/jsdisplay/

8.6 Climatología de los ciclones tropicales »
8.6.3 Variabilidad interanual »
8.6.3.1 Modulación interanual por El Niño-Oscilación del Sur (ENOS)

La variación en la actividad anual de ciclones tropicales a nivel de cuenca oceánica puede ser resultado de varios tipos de forzamiento espacial y temporal.^41,161,162 Uno de los factores dominantes cuyo efecto sobre la actividad de ciclones tropicales dura varios años es el fenómeno denominado El Niño-Oscilación del Sur (ENOS).

Los cambios atmosféricos y oceánicos a gran escala que acompañan un evento cálido (El Niño) o un evento frío (La Niña) producen el desplazamiento de las regiones tropicales que más favorecen la ciclogénesis tropical (fig. 8.58). Por ejemplo, cuando durante un evento cálido se suprime la convección en el continente marítimo y la zona de convección profunda se extiende hasta las regiones centrales de las cuencas de los océanos Pacífico e Índico, ocurren cambios en los patrones de cizalladura vertical del viento y TSM a través de los trópicos. El resultado son TSM más bajas y cizalladura vertical del viento más fuerte en las regiones tropicales del Pacífico occidental y del Atlántico, así como TSM más altas y cizalladura vertical del viento menor en el Pacífico central, el Pacífico nororiental y el océano Índico central. Por consiguiente, la actividad de ciclones tropicales en el Pacífico central, el Pacífico nororiental y el océano Índico central suele intensificarse durante los eventos cálidos y los ciclones tropicales son menos prevalentes en las regiones centrales de la cuencas oceánicas en los años neutros o de eventos fríos. Lo opuesto es cierto para el Pacífico occidental y el Atlántico Norte: los eventos fríos son más favorables para la ciclogénesis tropical y, por tanto, suelen estar acompañados por temporadas de ciclones tropicales más activas que los años neutros o de evento cálido.^{161,162,167,173}

Es preciso considerar la variabilidad interanual y ENOS con cierto cuidado. Aunque en 1992 se produjo un evento cálido (parte de un evento cálido de varios años de duración), también fue el año en que un huracán de categoría 5 tocó a tierra en Miami, Florida. El huracán Andrew fue la primera tormenta de una temporada relativamente tranquila que además comenzó tarde, y aun así fue el huracán más devastador para Estados Unidos en casi veinte años. Esto demuestra que las relaciones entre la actividad estacional y la frecuencia de llegada a tierra, la intensidad de las tormentas y sus impactos son débiles.

Informe actualizado del CNH sobre huracán Andrew (1992): http://www.nhc.noaa.gov/1992andrew.html

8.6 Climatología de los ciclones tropicales »
8.6.3 Variabilidad interanual »
8.6.3.2 Modulación interanual por la oscilación cuasi-bienal (OCB)

En vínculo entre las fases de la OCB y la actividad de ciclones tropicales en el Pacífico noroccidental y el Atlántico Norte^161,171,177 radica en los cambios asociados en la cizalladura vertical del viento local. Las fases de la OCB relacionadas con una temporada de huracanes más (o menos) activa producen una mayor (menor) cizalladura vertical del viento en la estratosfera baja. En el Pacífico noroccidental esta reducción (aumento) en la cizalladura vertical del viento ocurre en la fase del este (del oeste) de la OCB y está vinculada con un mayor (menor) grado de actividad estacional de ciclones tropicales.¹⁶⁴ Una OCB del oeste (anomalía del oeste en el viento zonal ecuatorial a 30 hPa ) durante la temporada de huracanes del Atlántico suele producir una temporada más activa de lo normal; en contraste, una OCB del este suprime la actividad de temporada con efectos similares a los eventos cálidos.

8.6 Climatología de los ciclones tropicales »
8.6.4 Ciclos multidecenales e influencias climáticas a largo plazo

Aunque los cambios en el clima tropical a muy largo plazo (varios siglos) se han estudiado durante décadas, no fue sino hasta tiempos recientes que se logró reconocer la variabilidad de los ciclones tropicales a escalas temporales de más de unos pocos años.^{178,179,180,181} Las variaciones del fenómeno ENOS a escalas temporales decenales se ha analizado a partir de datos de presión en la superficie y TSM que abarcan hasta mediados del siglo XIX, e incluso antes.^182,183 Estos datos se han recuperado de archivos de observación, como los diarios de a bordo¹⁸⁴ o conjuntos de datos históricos alternativos.¹⁷⁵ Se ha propuesto la hipótesis de que estas variaciones de ENOS tienen efectos para la actividad de tifones y ciclones tropicales en las cuencas del Pacífico y posiblemente del océano Índico. Podemos utilizar ciertos registros a largo plazo de la actividad de ciclones tropicales, como los datos de llegada a tierra mantenidos por seis siglos en China,¹⁸¹ para someter esta relación a prueba.

Se han sugerido tres posibles mecanismos físicos para explicar la modulación decenal de ENOS: (i) un mecanismo acoplado de oscilación interna en el Pacífico ecuatorial;¹⁸⁵ (ii) un forzamiento tropical por variabilidad de las latitudes medias;¹⁸⁵ o (iii) el enlentecimiento de la circulación termohalina global, lo cual provocaría fluctuaciones decenales de la TSM en el Pacífico.¹⁸⁶ Aún no queda del todo claro si uno de estos mecanismos, u otro que aún no se ha considerado, explica este fenómeno.^33,34

El tercer mecanismo propuesto para la variabilidad interdecenal de ENOS está relacionado con el concepto de cinta transportadora oceánica o circulación termohalina, que vincula las corrientes oceánicas globales (figura 3.21a).¹⁸⁷ Las corrientes oceánicas superficiales son impulsadas por la formación de «agua profunda» que baja hasta el fondo de los océanos Atlántico Norte y Austral (figura 3.21b).

La correspondencia entre las lluvias monzónicas (sequía) en la región del Sahel de África occidental, los cambios en la circulación del Atlántico tropical¹⁸⁸ y una mayor (menor) incidencia de huracanes intensos en el Atlántico^159,166,189 aporta evidencia del vínculo entre la actividad de ondas tropicales africanas y la actividad intensa de huracanes en la cuenca a escalas temporales de varias décadas. La relación entre las variaciones en la cantidad de ondas tropicales y la cantidad total de ciclones tropicales en el Atlántico Norte durante una temporada dada es tenue. Parecería más bien que las fluctuaciones en la actividad de ondas tropicales contribuyen a variaciones en la frecuencia de huracanes intensos (vientos máximos de más de 50 m s⁻¹, lo cual corresponde a las categorías Saffir-Simpson 3 a 5).¹⁹⁰ Eso refleja el recorrido más largo sobre aguas oceánicas cálidas de las tormentas que alcanzan esos niveles de intensidad.

Se han asociado las variaciones multidecenales en la actividad de huracanes del Atlántico con los cambios a largo plazo de las temperaturas del océano y la cizalladura vertical del viento horizontal en la cuenca oceánica.¹⁸⁰ Estas variaciones acopladas se han denominado oscilaciones multidecenales (o multidecadales) del Atlántico (OMA)oscilaciones multidecenales (o multidecadales) del Atlántico (OMA), que también se han relacionado con variaciones de escala decenal en la cinta transportadora oceánica. Cuando la cinta transportadora oceánica se acelera, el Atlántico tropical es más cálido que la media climática y se produce un aumento en la actividad de huracanes. Según esta teoría, las fases cálidas (frías) del Atlántico tropical corresponden a un transporte de aguas por las corrientes oceánicas globales más rápido (más lento) que la media climática.

Como las temperaturas oceánicas y la cizalladura vertical del viento se han vinculado estrechamente a la probabilidad de ciclogénesis tropical, no debería resultar sorprendente la existencia de un vínculo entre estos campos ambientales y la variabilidad de los huracanes. El ciclo periódico de la «cinta transportadora» del océano¹⁸⁷ se ha relacionado con las variaciones de las temperaturas del océano Atlántico y las sequías que ocurren en África occidental,^191,192 lo cual parece apoyar el argumento de que las fluctuaciones multidecenales de las corrientes oceánicas son la fuente de los cambios de temperatura en la superficie oceánica, de las variaciones que resultan en la lluvia monzónica en África occidental y, en consecuencia, de la frecuencia de las ondas tropicales. Aunque parecería una explicación definitiva, ¡hay pocos casos tan simples en la ciencia!

Algunos estudios recientes han dado lugar a dudas sobre el efecto de modulación multidecenal de los océanos para los huracanes del Atlántico, y han elegido una explicación alternativa del calentamiento oceánico del siglo XX. En este escenario, el cambio climático global combinado con el enfriamiento y luego el calentamiento provocado por la variación temporal de aerosoles de sulfato a lo largo del siglo XX controló la evolución de las temperaturas del océano Atlántico.¹⁹³ Esta interpretación de las variaciones de la TSM en el Atlántico relacionada con el cambio global (no con la OMA) abre interrogantes fundamentales: ¿cuál es el rol de los ciclones tropicales en el clima? ¿Cuáles son los mecanismos mediante los cuales las variaciones del estado básico del clima influyen en los ciclones tropicales? ¿Pueden los cambios en las características de los ciclones tropicales provocar retroalimentaciones que luego afectan la evolución del estado básico del clima?

Las teorías de la influencia del calentamiento global han sugerido aumentos en las intensidades de los ciclones tropicales relacionados con el calentamiento continuo esperado. Se pueden utilizar los nuevos conjuntos de datos^112,194 creados para someter estas teorías a prueba, y quizás esto pueda aclarar el asunto del forzamiento dominante de las variaciones multidecenales de ciclones tropicales. Mientras tanto, la comunidad que estudia los ciclones tropicales ha preparado una declaración de consenso sobre lo que se considera nuestro entendimiento actual del calentamiento global. Cabe esperar la revisión de esta declaración a medida que los estudios científicos relacionados con el tema se desarrollan.

Declaraciones oficiales sobre ciclones tropicales y cambio climático

Declaraciones oficiales sobre ciclones tropicales y cambio climático
Declaración de la OMM (vers. larga):
http://www.wmo.int/pages/prog/arep/tmrp/documents/iwtc_statement.pdf
Resumen ejecutivo de la declaración de la OMM:
http://www.wmo.int/pages/prog/arep/tmrp/documents/iwtc_summary.pdf
Aprobación de la AMS de la declaración de la OMM: http://www.ametsoc.org/POLICY/wmo.html

8.6 Climatología de los ciclones tropicales »
8.6.5 Pronóstico estacional de la actividad de ciclones tropicales

La primera metodología sistemática de pronóstico estacional basada en estadísticas para la actividad de ciclones tropicales se remonta a finales de la década de 1970¹⁷² y se centraba en la región australiana. No fue sino hasta 1984 que un grupo de científicos de Colorado State University comenzó a publicar pronósticos regulares de la actividad anual de ciclones tropicales para la cuenca del Atlántico Norte.^162,170

En la actualidad contamos con varios modelos estadísticos capaces de predecir la actividad de ciclones tropicales a nivel de cuenca en todo el mundo (tabla 8.3). Es interesante observar que incluso las organizaciones que generan pronósticos para la misma cuenca emplean predictores distintos para el mismo predictando. Por ejemplo, mientras el Instituto de Meteorología de la República de Cuba usa la OCB como predictor de la actividad de huracanes en el Atlántico Norte,¹⁹⁷ ni CSU ni NOAA usan este predictor en sus modelos.^180,198

Una innovación reciente en las predicciones estacionales de ciclones tropicales son los pronóstico con base dinámica.¹⁹⁹ Para utilizar este enfoque, se ejecutan los modelos de pronóstico globales para toda la temporada y se cuenta el número de vórtices similares a un ciclón tropical pronosticados por estos modelos. Se pueden identificar varias características de estas tormentas modeladas y también se pueden emitir predicciones para estas cantidades. Un ejemplo de esto es la energía ciclónica acumulada (ACE, por la sigla del inglés accumulated cyclone energy), una medida de la energía del viento definida como la suma de los cuadrados de las velocidades máximas sostenidas del viento en superficie (en nudos) medidas cada seis horas para todos los sistemas con nombre mientras sean al menos de fuerza de tormenta tropical.

Para que sea útil, un modelo de pronóstico estacional debe demostrar habilidad frente a una predicción basal sin habilidad.²⁰⁰ El pronóstico sin habilidad más comúnmente empleado en los modelos de pronóstico meteorológico operativos es una combinación de climatología y persistencia (denominado CLIPER). Las evaluaciones de varios modelos de pronóstico estadístico estacionales disponibles demostró que tenían habilidad en comparación con el modelo de referencia CLIPER.^195,201 Esto significa que dichos modelos proporcionan información útil sobre la probabilidad de que se produzca más o menos actividad en la temporada entrante.

8.6 Climatología de los ciclones tropicales »
Sección especial 8-9 Estaciones de ciclones tropicales extremas en el mundo

De vez en cuando, una temporada de ciclones tropicales llega a llamar la atención hasta de la gente menos interesada en los trópicos. Los mapas siguientes muestran algunas temporadas recientes que han captado la imaginación de muchas personas en todo el mundo.

Fig. 8SE9.1. En 2006, parecía que se formaban ciclones tropicales constantemente en el Pacífico nororiental. Este mapa presenta la temporada entera, desde Aletta hasta Sergio.

Fig. 8SE9.2. Arriba: trayectorias de todos los ciclones tropicales de la región australiana en 2005/2006. Abajo: montaje de imágenes satelitales de ciclones tropicales severos Glenda, Monica y Larry. Estas tres tormentas afectaron Australia en el mismo mes, aunque solo dos de ellas estuvieron activas en un momento dado (esta imagen artificial fue creada para compararlas). Montaje creado por C. Velden y T. Olander (CIMSS/University of Wisconsin).

Informe sobre el ciclón Larry:
http://www.bom.gov.au/weather/qld/cyclone/tc_larry

Fig. 8SE9.3. La temporada de ciclones tropicales de 2006/2007 en el océano Índico Sur fue extremadamente activa. Aunque Madagascar resultó particularmente afectado, otras partes de África sudoccidental también sintieron su impacto. (Abajo) Imagen IR realzada de los ciclones tropicales el 22 de febrero de 2007.

Fig. 8SE9.4. Con la formación de treinta ciclones tropicales (incluidos 16 tifones y cinco supertifones), la temporada de 2004 en el Pacífico noroccidental mereció el apelativo de activa, incluso en esta región tropical muy activa. Climatológicamente, en el Pacífico noroccidental se forman 25 sistemas con nombre, 16 de los cuales son tifones o supertifones. Para el Japón, la temporada fue particularmente devastadora: diez tifones tocaron tierra en Japón ese año (muchos estaban pasando o ya habían pasado por la transición extratropical).

Fig. 8SE9.5. Las temporadas de huracanes del Atlántico de 2004 (arriba) y 2005 (centro) fueron muy activas (vea la tabla, a continuación) y se recuerdan por el hecho de que múltiples ciclones tropicales tocaron tierra en el Caribe, América Central y América del Norte. Pero, ¿son temporadas sin precedentes? Las estadísticas de la temporada de huracanes de 1933 (tabla 8SE9.1) muestran que en ese entonces también hubo un nivel anormalmente alto de actividad. Es más, en el mapa de trayectorias observadas en 1933 (abajo) no se registra ninguna trayectoria en el tercio oriental de la cuenca del Atlántico, y es posible que hubiera otras tormentas en esta región que simplemente no se observaron. Los datos y las estadísticas de trayectorias provienen de la base de datos HURDAT de NOAA.

Tabla 8SE9.1. Comparación de las temporadas de huracanes del Atlántico Norte de 2004, 2005 y 1933

	Climatología	2004	2005	1933
Tormentas con nombre	10	16	28	21
Tormentas tropicales	4	5	12	11
Huracanes	6	9	15	10
Tormentas subtropicales	1–2	1	1	0

8.7 Movimiento de los ciclones tropicales

Hace más de un siglo que sabemos que los ciclones tropicales se mueven en respuesta a los demás sistemas atmosféricos en su entorno.^202,203 Desde esta perspectiva, es como si los ciclones tropicales se movieran de forma pasiva, como «corchos flotantes» empujados por los sistemas atmosféricos a su alrededor. No cabe duda de que la acción rectora del ambiente (advección) es el factor predominante en el movimiento de los ciclones tropicales. La advección de la tormenta por su entorno se puede aproximar mediante el viento promedio calculado a través de una capa profunda de la atmósfera.^204,205,206 Para calcular este viento a partir de datos de nivel de presión estándar, es preciso ponderar cada nivel según la masa de la capa que representa. Para el movimiento de los ciclones tropicales, se utiliza principalmente el promedio de los niveles de 850 a 200 hPa, pero se ha demostrado que la elección de la capa a promediar para calcular la advección está levemente relacionada con la intensidad de la tormenta²⁰⁷ y a menudo una capa menos profunda (digamos 850 a 500 hPa) puede estimar la corriente rectora mejor para una tormenta más débil. La advección es claramente un aspecto importante, pero el éxito limitado que se ha obtenido con este enfoque de pronóstico nos ha obligado a considerar otros mecanismos que también contribuyen al movimiento de las tormentas tropicales.

Como el enfoque más directo para estudiar el movimiento de las tormentas consiste en considerar el movimiento causado por el flujo promediado a través de una capa profunda, comenzaremos este estudio con la ecuación de vorticidad potencial barotrópica no divergente. La limitación barotrópica implica suponer que la estructura horizontal de la atmósfera es igual en todos los niveles verticales, de forma que se puede representar por el flujo medio de capa profunda. Por lo tanto, la vorticidad potencial barotrópica se reduce a la componente vertical de la vorticidad absoluta .

La ecuación de vorticidad potencial (VP) barotrópica no divergente se escribe así:

     (9)

Un análisis de escala de la ecuación (9)²⁰⁸ demuestra que el término más importante es la advección de la vorticidad relativa, . Sin embargo, las observaciones indican que si no se toma en cuenta la advección de la vorticidad terrestre , se produce un error en el movimiento de varios metros por segundo y cierto desplazamiento en la dirección de la acción rectora. A lo largo de un pronóstico de 24 horas o más, este error se va acumulando, de forma que también debemos considerar este término, , conocido como efecto β, porque β es la variación norte-sur del parámetro de Coriolis.Ecuación

     (10)

8.7 Movimiento de los ciclones tropicales »
8.7.1 El «efecto β» y el efecto «β» ambiental

Además del movimiento de vórtice causado por la acción rectora del flujo a gran escala, la interacción entre el vórtice y el gradiente de vorticidad de fondo de la Tierra,^208,209 que se conoce como el efecto-β^k o la propagación por los giros β, contribuye al movimiento de los ciclones tropicales. Este componente de propagación del vórtice del movimiento suele ser menor que la acción rectora (a menudo solo a razón de un par de metros por segundo en la velocidad hacia adelante), pero a veces su impacto en la dirección de la tormenta puede alterar sustancialmente su evolución, porque el cambio de dirección puede provocar la interacción de la tormenta con otros fenómenos (otros sistemas atmosféricos, anomalías de TSM, etc.).

Al considerar cómo el movimiento observado de un ciclón tropical difiere del movimiento esperado si las estructuras atmosféricas circundantes estuviesen simplemente empujándolo, es necesario comprender los giros β.^l Muchos autores han derivado análisis matemáticos directos que demuestran la física de la formación de los giros β y su impacto en el movimiento de los ciclones tropicales; aquí se incluye un breve resumen de dichos resultados.

• La propagación (el movimiento que no es producto de la advección) de un ciclón tropical no podría ocurrir sin la variación norte-sur del parámetro de Coriolis.
• Los vientos giratorios de un ciclón tropical combinados con la variación norte-sur del parámetro de Coriolis inducen asimetrías de vorticidad relativa en el ciclón tropical (fig. 8.60) que denominamos giros β.
• Debido a que la vorticidad relativa se calcula tomando los gradientes espaciales del vector viento, los cambios de vorticidad deben provocar cambios en el viento. Por tanto, debe haber vientos relacionados con los giros β.
• El viento del giro β produce un flujo neto a través del centro del ciclón tropical. Por lo general, la deriva β ocurre hacia el noroeste a pocos kilómetros por hora; la velocidad y dirección vienen determinadas por el tamaño y la intensidad del vórtice.²¹⁰
• En los estudios de modelado numérico, en un comienzo los giros β se forman en el radio de vientos máximos (R_MÁX) del ciclón tropical y tienen una orientación tal que el giro β ciclónico está al este respecto del centro del ciclón, mientras el giro β anticiclónico está a su oeste. Esto es así en ambos hemisferios.
• Conforme la simulación numérica evoluciona, los giros β se alejan del centro de la tormenta y rotan en sentido ciclónico debido a los vientos rotacionales de la tormenta.
• Esta posición y orientación final de los giros β produce vientos asociados que causan la propagación del ciclón tropical hacia el polo y hacia el oeste en ambos hemisferios.
• En la atmósfera real no podemos observar esta evolución de los giros β. En realidad, el desarrollo de los giros β ocurre junto a la evolución del ciclón tropical y su entorno.

Sabemos que el entorno del ciclón tropical varía tanto en la horizontal como en la vertical, por lo cual resulta importante estudiar el movimiento con flujos ambientales más realistas. Los gradientes de vorticidad ambiental cambian la estructura de los giros β y, por tanto, alteran la propagación del ciclón tropical en comparación con la acción rectora.

La simple dinámica barotrópica que acabamos de describir permite comprender la evolución de los «giros β ambientales» en entornos que varían poco en la vertical.^{177,211,212,213} El impacto causado en los giros β el cambio provocado por el gradiente de vorticidad relativa se ilustra en la figura 8.61.

8.7 Movimiento de los ciclones tropicales »
8.7.2 Interacción entre vórtices: el efecto Fujiwhara

Hace más de un siglo que sabemos que los vórtices se desplazan en respuesta a otros vórtices, incluso en ambientes que en lo demás pueden considerarse tranquilos.^202,203 En términos dinámicos, se trata de la acción rectora y del efecto β que un vórtice ejerce sobre otro. Algunos estudios observacionales^40,214 para el período de 1945 a 1981 han documentado en promedio una interacción entre tormentas binarias 1,5 veces al año en el Pacífico noroccidental y una vez cada tres años²¹⁴ en el Atlántico Norte. Ocurrió una interacción binaria cuando entre los centros de los ciclones tropicales mediaba una distancia crítica de separación menor de 1300 a 1400 km, que dependía del tamaño de los sistemas en interacción.^40,215 En el 70 % de estos casos, uno de los ciclones describió una órbita alrededor del otro en sentido ciclónico a una velocidad orbital que variaba inversamente con la distancia de separación. El movimiento observado de estos ciclones tropicales es una combinación de la rotación en torno al otro vórtice y la acción rectora que ejerce el entorno. Podemos visualizar la rotación mutua entre los dos ciclones tropicales restando el movimiento medio de las dos tormentas del movimiento individual de cada una de ellas (fig. 8.62).

Un análisis exhaustivo de diez casos de interacción entre ciclones tropicales ha creado un marco para describir las interacciones entre las tormentas binarias.²¹⁶ Si consideramos la trayectoria del par de vórtices relativa al centroide, podemos separar las interacciones entre las dos tormentas en cuatro componentes: i) aproximación y captura, ii) órbita mutua, iii) fusión y iv) escape (fig. 8.62).

Fusión de dos ciclones tropicales, Zeb y Alex (1998)

8.7 Movimiento de los ciclones tropicales »
8.7.3 Otros factores que afectan el movimiento de los ciclones tropicales

En nuestra discusión de la estructura de los ciclones tropicales, consideramos varias medidas empleadas para describir la estructura radial del campo rotacional del viento (fig. 8.13)³³ como (1) la intensidad (vientos máximos en la superficie), (2) la fuerza (viento promedio en un anillo externo a la pared del ojo) y (3) el tamaño.

La relación entre el movimiento y la fuerza de un ciclón tropical suele ser más estrecha cuando se evalúa la fuerza a un radio de 3 a 5 grados de latitud (es decir, aproximadamente 300 a 500 km).^206,207 Es más, la velocidad de propagación del ciclón tropical aumenta y su dirección²¹⁰ tiene una componente más pronunciada hacia el oeste a medida que aumenta la fuerza de la tormenta. El tamaño de un ciclón tropical también está relacionado con su velocidad de propagación, aunque no con su dirección de propagación: los ciclones tropicales más grandes exhiben velocidades de propagación mayores que las tormentas más pequeñas.^{98,210,217,218}

Entonces, eso significa que las tormentas más intensas también deben desplazarse más rápido, ¿verdad?¡NO! La relación entre la intensidad de la tormenta y su movimiento es débil e indirecta. Un estudio de los ciclones tropicales en la región australiana demostró que la intensidad de los ciclones tropicales está vinculada con la capa sobre la cual los vientos ambientales desplazan la tormenta,²⁰⁷ aunque no se ha identificado ningún vínculo importante entre la propagación y la intensidad de los ciclones tropicales.²¹⁰

Finalmente, la variación vertical tanto en el ciclón tropical como en su entorno significa que su movimiento no es estrictamente lo que podría anticiparse a partir de la dinámica barotrópica. La cizalladura vertical del viento puede alterar la distribución de la convección en el ciclón tropical. Esto puede producir un efecto de retroalimentación que altera la estructura de la tormenta y, en consecuencia, en su movimiento.

En resumen, un ciclón tropical se mueve gracias a una combinación de la advección por acción de los vientos troposféricos medios de su entorno y la propagación provocada por los gradientes de vorticidad de la Tierra y su entorno (lo cual incluye cualquier otro ciclón tropical en interacciones de Fujiwhara), así como por las variaciones en el movimiento debidas a la cizalladura horizontal y vertical del viento. La estructura del ciclón tropical (su tamaño y estabilidad inercial) influyen en cómo la tormenta responde frente a todos estos factores que contribuyen a sus movimientos: las tormentas más grandes tendrán un componente de propagación del movimiento más grande; las tormentas más fuertes mostrarán una desviación mayor entre la dirección de la advección y su movimiento; y la altura de la troposfera elegida para calcular la advección ambiental de la tormenta guarda poca relación con la intensidad de la tormenta.

8.8 Impactos ambientales y sociales

Los ciclones tropicales son los sistema atmosféricos tropicales más peligrosos y nos amenazan con fenómenos tales como vientos intensos, marejada ciclónica, olas impulsadas por el viento, lluvias fuertes e inundaciones, tornados y rayos, entre otros.^219,220,221 El impacto de los ciclones tropicales se puede categorizar en términos de impacto directo o indirecto (secundario).²²² Los impactos directos incluyen erosión costera por la marejada ciclónica y destrucción de infraestructura por acción del viento. Algunos ejemplos de los impactos indirectos son las enfermedades asociadas con la contaminación del agua, los aumentos en el precio de petróleo causados por los daños que sufren las plataformas marinas y el cierre de las refinerías, y los incendios provocados por la caída de líneas de alta tensión. Las pérdidas económicas causadas por daños en cultivos y zonas pesqueras donde la población depende de estas actividades para su sustento, el estrés posterior al desastre⁴⁰ y los aumentos en el costo del seguro constituyen efectos indirectos a largo plazo. Los ciclones tropicales siguen siendo amenazas importantes para la sociedad, especialmente con el crecimiento acelerado de las poblaciones costeras, una tendencia constante en muchos lugares del mundo.¹³⁷

8.8 Impactos ambientales y sociales »
8.8.1 Marejada ciclónica y olas impulsadas por el viento

«La evidencia disponible indica que siempre que un ciclón tropical provoca una alta tasa de mortalidad, la causa predominante de muerte es el ahogamiento, no la acción del viento o de los objetos arrastrados por el viento, ni los colapsos estructurales.» Rappaport y Fernandez-Partagas (1995)

Animación de los daños provocados por la marejada ciclónica y el viento

La marejada ciclónica es producto de las olas impulsadas por el viento combinadas con un leve componente producto de la baja presión del centro del ciclón. La marejada ciclónica es más fuerte donde el movimiento del ciclón intensifica el viento, lo cual significa que en el hemisferio norte la marejada ciclónica es más peligrosa en el cuadrante delantero derecho del ciclón; en el hemisferio sur, la marejada es más peligrosa en el cuadrante delantero izquierdo. Si bien las olas pueden ser relativamente bajas en alta mar, su altura aumenta a medida que se aproximan al litoral (fig. 8.63). La marejada ciclónica es capaz de mover estructuras y el suelo de la costa varios kilómetros tierra adentro. Ciertos estudios geológicos han revelado la existencia de capas de sedimento en el fondo de un lago en Alabama (EE.UU.) que se cree fueron depositados tierra adentro por marejadas ciclónicas ocurridas hace quizás 3000 años.²²⁴ La pleamar intensifica el efecto de la marejada ciclónica. Los modelos de inundaciones costeras, como SLOSH, se utilizan para pronosticar la marejada ciclónica.

La transición extratropical de un ciclón tropical (sección 8.5) puede levantar olas extremadamente altas. Por ejemplo, la transición extratropical del huracán Luís (1995) generó olas máximas de 30 metros que provocaron fuertes daños al buque transatlántico Queen Elizabeth II. Estas enormes olas llegaron muy poco tiempo antes del centro principal de la tormenta. El crecimiento de tales olas se ha explicado en términos de un fenómeno de alcance o fetch «atrapado»: en estas situaciones, debido a su rápido movimiento, la tormenta se desplaza por mucho tiempo a la misma velocidad que las olas más grandes que engendra¹²³ (fig. 8.64). Por consiguiente, las olas generadas durante la transición extratropical pueden ser mucho más grandes que las olas que suelen generar los ciclones tropicales. El mayor crecimiento de las olas ocurre solo en la región de vientos más intensos de la tormenta en transición (donde el movimiento de la tormenta hacia adelante se suma a sus vientos).

La transición extratropical de un ciclón tropical (sección 8.5) puede levantar olas extremadamente altas. Por ejemplo, la transición extratropical del huracán Luís (1995) generó olas máximas de 30 metros que provocaron fuertes daños al buque transatlántico Queen Elizabeth II. Estas enormes olas llegaron muy poco tiempo antes del centro principal de la tormenta. El crecimiento de tales olas se ha explicado en términos de un fenómeno de alcance o fetch «atrapado»: en estas situaciones, debido a su rápido movimiento, la tormenta se desplaza por mucho tiempo a la misma velocidad que las olas más grandes que engendra¹²³ (fig. 8.64). Por consiguiente, las olas generadas durante la transición extratropical pueden ser mucho más grandes que las olas que suelen generar los ciclones tropicales. El mayor crecimiento de las olas ocurre solo en la región de vientos más intensos de la tormenta en transición (donde el movimiento de la tormenta hacia adelante se suma a sus vientos).

Fig. 8.64. Modelo conceptual de un ciclón tropical con una trayectoria rectilínea y una región de alcance a la derecha de la trayectoria (rectángulo de puntos). Las olas dentro de ese rectángulo experimentan un período de forzamiento del viento más largo; la distancia sobre la cual las olas crecen se conoce como alcance efectivo o dinámico (rectángulo púrpura)

Animación conceptual del crecimiento de una ola dentro de la zona de alcance dinámico:

Vista en la superficie

Vista aérea

8.8 Impactos ambientales y sociales »
Sección especial 8-10 Las tormentas más mortíferas: los ciclones de Bangladesh de 1970 y 1991

El desastre de 1970, el ciclón Bhola

Imagínese, si puede, levantarse una mañana para descubrir que fallecieron entre 300 000 y quizás hasta 500 000 de sus compatriotas. Esto ocurrió de verdad, y no en una época remota. Este desastre inconcebible ocurrió el 12 de noviembre de 1970, cuando la tormenta que ahora conocemos como ciclón Bhola tocó tierra in Bangladesh.

Fig. 8SE10.1. El ciclón se formó sobre el golfo de Bengala central el 8 de noviembre de 1970. A medida que viajaba hacia el norte se intensificó hasta que alcanzó su pico con vientos sostenidos de 10 minutos de 50 m s⁻¹ (185 km h⁻¹; categoría 3 en la escala Saffir-Simpson) y una presión central mínima de 966 hPa, el 12 de noviembre de 1970.

La noche del 12 de noviembre de 1970, la tormenta tocó tierra en la costa de Pakistán Oriental (el Bangladesh actual). Muchas de las islas junto a la costa fueron arrasadas por la marejada ciclónica. La ciudad de Tazumuddin (en el distrito de Bhola de Bangladesh) sufrió las pérdidas más fuertes: la tormenta mató a más del 45 % de la población de 167 000 personas. La combinación de la lluvia intensificada por la topografía montañosa y la marejada ciclónica es mortífera en las áreas bajas del norte del golfo de Bengala.

Fig. 8SE10.2. Mapas físico y político de la región del océano Índico Norte (vista amplia arriba, detalle abajo) que muestran la posición de Bangladesh en la región de un delta circundado por terreno de montaña.

El desastre de 1991, el ciclón de Chittagong

Fig. 8SE10.3. Ciclón tropical 02B a las 1900 UTC, del 29 de abril de 1991.

El ciclón tropical 02B llegó a tierra en Chittagong, Bangladesh el 29 de abril de 1991 aproximadamente a las 1900 UTC. El saldo oficial para esta tormenta fue de 138 000 víctimas. Lo daños se estimaron en más de 1500 millones de USD de 1991. La región costera fue completamente destrozada por el viento que alcanzó valores medios de un minuto en la superficie de más de 72 m/s (260 km h⁻¹). La región costera fue completamente destrozada por el viento que alcanzó valores medios de un minuto en la superficie de más de 72 m s⁻¹ (260 km h⁻¹), una presión mínima de 898 hPa (categoría 5 en la escala Saffir-Simpson) y una marejada ciclónica que alcanzó 6,1 metros. Sin embargo, como demostró la tormenta Bhola en 1970, el saldo mortal hubiera podido ser mucho mayor. La evacuación de entre 2 y 3 millones de residentes de las zonas costeras logró mitigar el número de muertes, pese a que en 1991 la tormenta fue el desastre natural más grande a nivel mundial. La importancia de la evacuación y la disponibilidad de lugares donde refugiarse fue demostrada de forma aún más drástica cuando una potente tormenta de categoría 4, el ciclón Sidr, tocó tierra el 15 de noviembre de 2007. El saldo de víctimas se calculó en poco más de 3000 personas, una cantidad pequeña comparada con los cientos de miles de muertes provocadas por los ciclones anteriores. Aunque los daños fueron muy costosos y la destrucción afectó a casi 9 millones de personas, la mejor planificación redujo las muertes en dos órdenes de magnitud.²²⁵

El éxito relativo que se ha logrado en Bangladesh contrasta enormemente con las fuertes pérdidas de vida que ocurrieron en Burma (Myanmar) debido a la marejada ciclónica y las inundaciones provocadas por ciclón Nargis en mayo de 2008. El 21 de julio, el saldo oficial indicaba que 84 530 personas habían fallecido; el saldo extraoficial es considerablemente más alto.

Informe de la ONU sobre la tormenta tropical TC Nargis, julio de 2008:
http://www.reliefweb.int/rw/rwb.nsf/db900SID/ONIN–7GRR3J?OpenDocument&rc=3&cc=mmr
Noticias sobre ciclones tropicales del océano Índico:
http://www.scidev.net/en/agriculture-and-environment/tropical-cyclones-1/

8.8 Impactos ambientales y sociales »
8.8.2 Inundaciones y deslizamientos

Los huracanes no son los únicos sistemas que causan inundaciones importantes. Una tormenta tropical débil también puede causar muertes y daños catastróficos. Un ejemplo reciente es la tormenta tropical Allison (2001), que produjo más de 915 mm de lluvia en cinco días, causó 22 muertes, dañó más de 48 000 casas y provocó daños por un total de más de 5000 millones de USD en Texas y los estados vecinos.

La cantidad, el alcance y el impacto de las inundaciones causadas por una tormenta tropical depende de los siguientes factores:

• Precipitación antecedente: El suelo saturado presenta un mayor potencial de inundación que el suelo seco. Un ejemplo de esto es el caso que ocurrió en Jamaica en 2002. La isla estuvo sometida a lluvias fuertes a medida que el ojo de la tormenta tropical Isidore pasaba al sur entre el 17 y el 24 de septiembre. Apenas tres días más tarde, la tormenta tropical Lili pasó al norte y provocó más lluvias fuertes entre el 27 y el 30 de septiembre (fig. 8.65). Las dos tormentas marcaron muchos récords de lluvia; muchos lugares recibieron más del 600 % de la lluvia normal para septiembre. Otro ejemplo se dio en América Central, donde Mitch (1998) arremetió casi al final de la temporada de lluvias, cuando el suelo estaba saturado.
• Velocidad de movimiento del ciclón: Cuanto más lento el movimiento, tanto más fuertes las posibles inundaciones.
• Intensificación orográfica: El levantamiento adicional del aire húmedo por terreno alto produce más precipitación.
• Intensificación por forzamiento sinóptico: La interacción del ciclón con sistemas sinópticos de latitudes medias a veces puede intensificar la baja presión y aumentar la precipitación. Un ejemplo excelente es huracán Agnes (1972), cuya interacción con una vaguada de latitudes medias provocó inundaciones fluviales en una gran zona del nordeste de EE.UU. (fig. 8.66). Los daños materiales causados por las inundaciones provocadas por Agnes en el interior alcanzaron un valor de 3500 millones de USD, en comparación con los 10 millones provocados por su llegada a tierra en Florida.
• Hidrología: Las cuencas fluviales estrechas se inundan más fácilmente que las cuencas más anchas y planas. La confluencia de varios ríos también puede empeorar las inundaciones. Bangladesh es uno de los lugares más vulnerables a las inundaciones porque es el lugar de confluencia de varios ríos importantes en la boca del golfo de Bengala.
• Uso del suelo: Los entornos urbanos son más susceptibles a las inundaciones repentinas porque producen más escorrentía y canalización, lo cual acelera el movimiento del agua en la superficie. Las laderas desnudas son más susceptibles a deslizamientos, porque no cuentan con la acción estabilizadora del suelo de las raíces de las plantas.
• Otros factores geográficos: Las inundaciones también se ven afectadas por el tipo de suelo. Los suelos de infiltración lenta producen más escorrentía e inundaciones.

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8.8.3 Vientos intensos y tornados

Animación de los daños provocados por el viento (escala Saffir-Simpson)

Además de los vientos intensos asociados con la llegada a tierra de un ciclón tropical, se generan vientos muy intensos en los tornados que a veces acompañan las tormentas tropicales. Cuando un ciclón tropical llega a tierra, la velocidad de los vientos en la superficie baja más rápidamente que la de los vientos en altura, lo cual crea la cizalladura vertical del viento que permite la formación de tornados. En el hemisferio norte, la mayoría de los tornados se forman en el cuadrante delantero derecho del ciclón; en el hemisferio sur, esto ocurre en el cuadrante delantero izquierdo. La mayoría de los tornados se observan en las bandas de lluvia externas,²²⁶ donde la cizalladura vertical del viento es favorable. Los tornados en el núcleo interno intenso son el producto de mesovórtices de la pared del ojo.²²⁷

En EE.UU., los huracanes en fase de recurvatura hacia el nordeste tenían mayores probabilidades de producir tornados que los huracanes que se desplazaban hacia el oeste, posiblemente por la intensificación de la cizalladura en los niveles bajos causada por una vaguada en el nivel de 500 hPa.²²⁸

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8.8.4 Rayos

Los rayos provocados por las tormentas tropicales constituyen un pequeño porcentaje de las descargas atmosféricas a nivel mundial. Las tormenta tropicales suelen producir las descargas eléctricas en las bandas de lluvia convectiva externas.^229,230,231 Con frecuencia, la mayor densidad de relámpagos se registra en el lado oriental de la tormenta (figura 8.68, por ejemplo).

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8.8.5 Impactos de la transición extratropical

Debido a la estructura cambiante de un sistema en transición extratropical en comparación con el ciclón tropical original que lo engendró, el área de vientos destructivos es mucho mayor y suele estar confinada a la derecha del ciclón en el hemisferio norte (a la izquierda en el HS) cuando se mira la tormenta hacia su dirección de movimiento. La región de lluvias es también más grande y se halla en el lado opuesto respecto de los vientos más intensos.

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8.8.6 Mitigación de riesgos

Las catástrofes como las provocadas por los ciclones de Bangladesh, ciclón tropical Nargis y huracán Katrina subrayan la necesidad de tomar medidas de mitigación que consideren los aspectos tanto físicos como sociales de los ciclones tropicales. La mitigación de riesgos es un esfuerzo multifacético que implica planificación a largo plazo (educación, reglamentos de construcción y zonificación) y a corto plazo (respuesta al eventos inmediato y el período posterior). La mitigación de los impactos de los ciclones tropicales incluye mejorar los pronósticos de estas tormentas, comprender la fuente y distribución de la vulnerabilidad social, entender el impacto a largo plazo de los cambios en el ambiente costero (como la destrucción de las marismas), actualizar los mapas de llanuras aluviales, estudiar y/o revisar los planes de uso del suelo y los códigos de construcción y crear sistemas de alerta diseñados para alcanzar todos los segmentos de la población. Uno de los retos de la mitigación de los efectos de los ciclones tropicales es el hecho de que el ámbito de responsabilidad de los distintos aspectos involucrados (alertas, educación, zonificación, recuperación, etc.) está distribuido a través de una multitud de niveles y departamentos gubernamentales que varían de país en país y región en región: no hay una estrategia única que se pueda aplicar a todas las situaciones relacionadas con los ciclones tropicales.

Los boletines de alerta y las órdenes de evacuación son las estrategias de mitigación empleadas inmediatamente antes de que un ciclón tropical choque con un determinado lugar. Para que un sistema de alerta sea eficaz, requiere la integración de tecnologías de vigilancia, así como planes, procedimientos y personal de evacuación. Sorensen²³⁴ estudió el funcionamiento de varios sistemas de alerta a lo largo de veinte años e identificó varios factores importantes que determinan la respuesta deseada frente a un boletín de alerta o una orden de evacuación. La respuesta se vio afectada más a menudo por señales o indicaciones físicas (p. ej., imágenes del tamaño y la intensidad de la tormenta); la proximidad al peligro; la experiencia con los peligros^m y factores sociales (p. ej., cuando un vecino en quien confiamos decide evacuar). La mitigación se debe concebir como un proceso en constante fase de ajuste y mejora.

Página de la campaña Turn Around Don’t Drown del NWS (NOAA): http://www.srh.noaa.gov/tadd/
Informe del Banco Mundial sobre el ciclón tropical Sidr:
http://reliefweb.int/report/bangladesh/bangladesh-planning-and-implementation-post-sidr-housing-recovery-practice-lessons
NASA, ciclón tropical Nargis:
http://www.nasa.gov/mission_pages/hurricanes/archives/2008/h2008_nargis.html
Informe de la ONU sobre ciclón tropical Nargis:
http://www.reliefweb.int/rw/rwb.nsf/db900SID/ONIN-7GRR3J?OpenDocument&rc=3&cc=mmr

Enlaces de la OMM a las alertas de ciclón tropical activas en diferentes países:
http://www.wmo.int/pages/prog/www/tcp/National%20Warnings.html
Juego ¡Alto a los desastres! de las Naciones Unidas: http://www.stopdisastersgame.org/es/home.html