Introduccin a laMeteorologa Tropical

Qu es la meteorologa tropical? La meteorologa tropical es el estudio de la atmsfera tropical y abarca fenmenos tales como tormentas y rayos, ciclones tropicales (huracanes, tifones), monzones, tormentas de polvo o arena, episodios de El Nio, lneas de turbonada, ondas de Rossby ecuatoriales, eventos de oscilacin de Madden-Julian, inversiones de los alisios, chorros del este, nieve y hielo, y muchos, muchos otros temas. Estos fenmenos derivan su impulso de importantes fuentes y sumideros de energa, como el exceso de radiacin, el calor latente, el calor sensible, la evapotranspiracin y el almacenamiento de calor en los ocanos.

Fuentes de variabilidad intraestacional

Cmo se distinguen los trpicos de las latitudes medias? Por las escalas de movimiento atmosfrico y la energa asociada con los fenmenos meteorolgicos transitorios, como los ciclones. Por ejemplo, debido al contraste de temperatura y densidad entre las distintas masas de aire, en las latitudes medias la inestabilidad atmosfrica es una ocurrencia comn. En las zonas de interaccin entre las masas de aire, la energa se concentra en los ciclones extratropicales.

En contraste, la atmsfera tropical es relativamente homognea, de modo que los efectos locales y de mesoescala predominan sobre las influencias sinpticas, salvo en el caso de los ciclones tropicales. Muchas escalas de movimiento participan en el transporte de energa, humedad y momento en los trpicos y entre los trpicos y las latitudes medias.

Oscilacin de Madden-Julian (OMJ)

La oscilacin de Madden-Julian (OMJ) comenz a documentarse poco despus de su identificacin original, en 1971.Se ha demostrado que OMJ afecta el clima en los trpicos con distintos grados de amplitud, desde la conveccin tropical de pequea escala hasta las circulaciones de escala planetaria.

La OMJ es un sistema acoplado ocano-atmsfera. La componente atmosfrica se caracteriza por una oscilacin que se propaga hacia el este desde elcontinente maritimoa lo largo de la lnea ecuatorial 7a aproximadamente 5ms-1, lo cual corresponde a un perodo aproximado de 30 a 60 das para la OMJ atmosfrica, cuya escala espacial se puede describir en trminos de una longitud de onda local aproximada de 12000 a 20000km.

La OMJ suele estar ms organizada en la regin comprendida entre el ocano ndico austral a travs de Australia, hacia el este, hasta el Pacfico occidental, en el verano austral. La seal atmosfrica caracterstica es evidente en la presin de superficie, la intensidad de los vientos troposfricos en altura y en niveles inferiores (divergencia) y en los campos representativos de la conveccin profunda (humedad relativa, radiacin de onda larga saliente y agua precipitable). La componente ocenica de la OMJ exhibe una oscilacin cuyo perodo es algo ms largo, entre 60 y 75 das. La seal ocenica caracterstica de la OMJ es evidente en la temperatura superficial del mar (TSM), la profundidad de la capa de mezcla, el flujo de calor latente superficial y los campos de tensin del viento en la superficie.

Descripcin de las ondas ecuatoriales basada en observaciones

Ondas de Kelvin

Hace ya mucho tiempo que los especialistas en dinmica de fluidos interesados en la atmsfera estn conscientes delas ondas de Kelvin. Dichas ondas fueron identificadas por vez primera en el siglo XIX por William Thomson (Lord Kelvin). En trminos generales, las ondas de Kelvin son ondas de gran escala que por su estructura quedan "atrapadas" de forma tal que se propagan a lo largo de fronteras fsicas, como una cadena montaosa, en la atmsfera, o un litoral, en el ocano.En los trpicos, cada hemisferio puede constituir la barrera a lo largo de la cual se propagan las ondas de Kelvin en la atmsfera del hemisferio opuesto, lo cual produce ondas de Kelvinatrapadas en el ecuador. Es muy probable que las ondas de Kelvin sean importantes por su rol como agentes iniciadores del fenmeno conocido como ElNio-Oscilacin del Sur o ENOS y en el mantenimiento de la OMJ.

Ondas de Rossby

En este caso la fuerza restauradora es la conservacin de la vorticidad potencial (VP) en un campo variable de VP. Es posible demostrar que estas ondas existen incluso en un ambiente en reposo en el cual la nica variacin en el campo de VP procede de la variacin latitudinal delparmetro de Coriolis, lo cual explica por qu tambin se conocen como ondas planetarias. Las observaciones indican que las ondas de Rossby ecuatoriales tienen una vida larga, del orden de das o semanas. Las grandes ondas que estamos estudiando se propagan hacia el oeste a velocidades del orden de 10 a 20ms-1en el caso de las ondas de Rossby atmosfricas secas y de 5 a 7ms-1en el caso de las ondas de Rossby acopladas a la conveccin;las ondas de Rossby ocenicas se propagan a una velocidad aproximada de 1ms-1. Dado que el Pacfico ecuatorial mide aproximadamente 17760 kilmetros, una onda de Rossby atmosfrica puede cruzar el Pacfico en tan slo 18das, mientras una onda de Rossby ocenica tardara aproximadamente 210 das.

ondas mixtas de Rossby-gravedad

Estas son comunes en pleno trpico. Estas ondas fuerzan (y son forzadas por) conglomerados de tormentas, motivo por el cual son importantes para la prediccin del tiempo a corto plazo en los trpicos. Las ondas mixtas de Rossby-gravedad que se han identificado a partir de distintos datos satelitales y anlisis de modelos numricos abarcan escalas longitudinales de 1000 a 4000km, y tienen perodos de 4 a 5das y velocidades aproximadas de 8 a 10ms-1. Para entender cmo una onda de semejante magnitud puede sucumbir a las variaciones en el campo de masa, debemos tener en cuenta elradio de deformacin de Rossby. En los trpicos, el radio de deformacin de Rossbysuele ser del orden de miles de kilmetros.

Fuentes de variabilidad interanual

ElNio-Oscilacin del Sur (ENOS)

El fenmeno conocido como ElNio-Oscilacin del Sur (ENOS) constituye el ejemplo ms dramtico del rol esencial de la interaccin entre los ocanos y la atmsfera. El ciclo ENOS es un proceso ocenico-atmosfrico "acoplado" causado por las redistribuciones recurrentes del calor y momento atmosfrico en el Pacfico ecuatorial.La distribucin zonal del calentamiento de la superficie (tanto continental como ocenica) en los trpicos produce un patrn de circulacin de este a oeste que se conoce comocirculacin de Walker.ENOS perturba la circulacin de Walker y desencadena cambios importantes en los patrones de lluvia y conveccin profunda de las regiones tropicales, lo cual altera las circulaciones atmosfricas y el clima en todo el mundo. Las fases extremas de ENOS, denominadas ElNio y LaNia, abarcan una amplia gama de condiciones climticas.

Oscilacin cuasi-bienal (OCB)

La oscilacin cuasi-bienal (OCB) se observa ms fcilmente en los vientos zonales de la estratosfera ecuatorial inferior, que por lo general se miden en el nivel de 30 a 50hPa. La direccin del viento oscila del este al oeste y viceversa de acuerdo con un ciclo de aproximadamente dos aos (fig. 4.53). Estas oscilaciones alteran la cizalladura vertical del viento en el lmite superior de la troposfera. La fase y magnitud de la OCB han afectado la frecuencia de losciclones tropicales en el Atlntico Norte.

Fuentes de variabilidad decenal

Oscilacin decenal del Pacfico (ODP)

El nombre oscilacin decenal (o decadal, por calco del ingls) del Pacfico (ODP) identifica la oscilacin de anomalas del ocano Pacfico Norte y atmosfricas que ocurre durante un perodo de 20 a 30 aos. Existe una fuerte correlacin entre la ODP y el ciclo de ENOS, ya que ambos alcanzan su magnitud mxima durante el invierno boreal. A diferencia de ENOS, en los trpicos la seal caracterstica de la ODP es secundaria a su seal en el Pacfico Norte y en Norteamrica. Por lo general, los valores de ODP positivos estn asociados a condiciones ms hmedas de lo normal en el suroeste de los EE.UU, mientras los valores negativos son indicativos de sequa persistente.Existe tambin una fuerte correlacin entre la ODP y ciertos cambios importantes que han ocurrido en las poblaciones de peces y los ecosistemas marinos del norte del Pacfico.

Oscilacin multidecadal del Atlntico (OMA)El ndice de laoscilacin multidecadal del Atlntico (OMA) (que a veces tambin se denomina "oscilacin atlntica multidecadal") mide los cambios en la temperatura superficial y la cizalladura vertical de los vientos horizontales que ocurren sobre grandes zonas del Atlntico tropical a lo largo de perodos de 20 a 40 aos. En las regiones extratropicales, el efecto de la OMA se observa en forma de un desplazamiento de las dorsales subtropicales y las corrientes en chorro. Cuando las aguas del Atlntico Norte tropical presentan una anomala clida (OMA positiva), la mayor parte de los Estados Unidos y el noreste de Amrica del Sur reciben menos lluvia, al tiempo que cae ms en el sur de Alaska, el norte de Europa, frica occidental y el sudeste de EE.UU. Las sequas persistentes que experimenta la regin central del territorio de EE.UU, como la gran sequa de la dcada de 1930 que en ingls se conoce comoDust Bowl, se han relacionado con episodios de OMA positiva.

Distribucin de la humedad y precipitacinImportancia del vapor de agua

El vapor de agua slo constituye entre el 0 y el 4% del volumen total de la atmsfera, y sin embargo es el factor ms importante en la determinacin del tiempo y el clima. la condensacin del vapor de agua forma la precipitacin, un recurso esencial para sustentar la vida. El vapor de agua es unabsorbedor yemisoractivo de la radiacin infrarroja (IR), y de ese modo afecta el proceso de calentamiento y enfriamiento de la atmsfera y la superficie. La liberacin de calor latente que ocurre cuando el vapor se condensa o se congela constituye una importante fuente de energa para los movimientos atmosfricos y los sistemas meteorolgicos convectivos. El transporte vertical del vapor de agua por conveccin en los cmulos es el mecanismo ms importante para el transporte vertical del calor en los trpicos. La cantidad de vapor de agua afecta las tasas de evaporacin y transpiracin en la superficie.

En esta figura ilustra algunos procesos esenciales para el tiempo y el clima en los trpicos.

Definicin del contenido de vapor de agua

Presin de vapor: La presin parcial que el vapor de agua ejerce en el aire (en hPa o mb).Humedad especfica: La masa del vapor de agua dividida entre la masa del aire (en g kg-1).Razn de mezcla: La masa del vapor de agua dividida entre la masa del aire seco (en g kg-1).Temperatura de punto de roco: La temperatura a la cual se debe enfriar el aire (con presin y contenido de vapor constantes) para que se produzca la saturacin. La temperatura de punto de escarcha es similar, pero con la saturacin relativa al hielo (en C/F/K).Humedad relativa (HR): La razn de humedad especfica a humedad especfica de saturacin. La cantidad de vapor de agua comparada con la cantidad necesaria para la saturacin (a cierta temperatura y presin).Saturacin o equilibrio: Condicin de la atmsfera cuando la tasa de evaporacin es igual a la tasa de condensacin. Cuando el aire est saturado, contiene la cantidad mxima de vapor de agua que puede existir a una temperatura y presin en particular.

Ciclones tropicales

Aspectos clave de la distribucin mundial de los ciclones tropicales:

Los ciclones tropicales no se forman muy cerca del ecuador y nunca cruzan el ecuador.

El Pacfico Noroccidental es la regin de ciclones tropicales ms activa.

En el Pacfico Noroccidental y el Atlntico Norte, las trayectorias de los ciclones tropicales pueden extenderse hasta latitudes muy altas. El ocano ndico Norte (Baha de Bengala y Mar Arbigo) est delimitado por tierra firme en el norte y el Pacfico Nororiental est delimitado por regiones de agua fra en el norte.

La Baha de Bengala produce cinco veces el nmero de ciclones tropicales que el Mar Arbigo. La combinacin de cordilleras altas con planicies costeras y deltas fluviales bajos en la Baha de Bengala crea una regin muy vulnerable a los ciclones tropicales. Es ms, los dos ciclones tropicales ms devastadores de los que tenemos constancia ocurrieron en esta regin . (Los ciclones tropicales del hemisferio sur suelen ser ms dbiles que los que se forman en las cuencas del Pacfico Norte y del Atlntico.La extensin del chorro subtropical hasta las latitudes tropicales en el hemisferio sur produce el efecto de limitar las trayectorias de los ciclones tropicales. An as, algunos ciclones tropicales del hemisferio sur experimentan la transicin extratropical.Pese a ser raros, pueden producirse sistemas que se parecen a ciclones tropicales en el Atlntico Sur y junto a las costas subtropicales orientales de Australia y frica del sur.

Etapas clave del ciclo de vida de un cicln tropical tpico

Las perturbaciones incipientes

Perturbaciones incipientes prometedoras son las que satisfacen todas las condiciones necesarias pero no suficientes para la ciclognesis tropical que se pueden resumir en trminos de un mximo de vorticidad ciclnica en los niveles bajos asociada con conveccin profunda en un ambiente con cizalladura vertical dbil del viento.

Tormenta tropical

Si el ambiente es propicio, una perturbacin incipiente puede organizarse para formar una tormenta tropical. El mantenimiento de estas condiciones ambientales propicias para la ciclognesis tropical es ideal para permitir que la perturbacin siga intensificndose hasta alcanzar la etapa de tormenta tropical . Las aguas ocenicas clidas de los trpicos son la fuente de energa para el cicln tropical. La evaporacin (el flujo de calor latente) y la transferencia de calor (el flujo de calor sensible) desde la superficie del ocano calientan y humectan la capa lmite superficial de la tormenta tropical. Los flujos de calor y humedad y la energa potencial componen la energa esttica hmeda del aire. La conversin de esta energa esttica hmeda en energa cintica por medio de la conveccin es el mecanismo mediante el cual los ciclones tropical se intensifican.

Cicln tropical (tifn, huracn)

Si se sigue manteniendo un ambiente propicio para la ciclognesis tropical y la intensificacin, se produce ms intensificacin hasta que se forme un cicln tropical intenso con una estructura simtrica y un ojo despejado. Tpicamente, se ha considerado que la cizalladura vertical del viento tiene un efecto negativo para la intensificacin de los ciclones tropicales. Una excepcin a esta regla es el rol que juega la vaguada tropical de la alta troposfera (Tropical Upper Tropospheric Trough, TUTT) en la intensificacin de las tormentas del Pacfico Noroccidental. Algunos estudios recientes cuestionan esta perspectiva: se ha demostrado que la cizalladura vertical del viento intensifica las tormentas en los entornos termodinmicos marginales.Estas tormentas deben ya ser lo suficientemente intensas como para que su conveccin pueda sobrevivir la perturbacin inicial causada por la cizalladura vertical del viento, lo cual explica por qu se sigue considerando que la cizalladura tiene un efecto negativo para la ciclognesis tropical.

Cicln tropical severo (supertifn, huracn mayor)

Relativamente pocos ciclones tropicales alcanzan este nivel, que se caracteriza por vientos mximos sostenidos en la superficie de ms de 50ms-1. Para intensificarse hasta el nivel de cicln tropical severo, la tormenta debe permanecer sobre el ocano abierto, de modo que es menos probable que una tormenta que se forma cerca de tierra firme alcance esta intensidad.

Fin del ciclo de vida de los ciclones tropicales: disipacin o transicin extratropical (TE)

Cuando un cicln tropical penetra un ambiente hostil, se disipa (fig.8.11) o pasa por la transicin extratropical. Los ambientes hostiles incluyen al menos una de las siguientes condiciones: fuerte cizalladura vertical del viento (ms de 10 a 15ms-1a travs de una capa profunda), temperaturas ocenicas fras debajo del ncleo de la tormenta (menos de 26C), intrusin de aire seco o llegada a tierra. Las TSM fras y la cizalladura fuerte son condiciones tpicas de los ambientes de latitudes medias, lo cual explica por qu 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 transicin a cicln extratropical.

Condiciones necesarias para la formacin de un cicln tropical

Suficiente energa trmica ocenica (TSM > 26C hasta 60m de profundidad).Humedad relativa alta en la troposfera media (700 hPa).Inestabilidad condicional.Vorticidad relativa alta en la troposfera inferiorPoca cizalladura vertical de los vientos horizontales en el lugar de ciclognesis.Latitud de al menos 5 grados con respecto del ecuador.

Diferentes etapas de los ciclones tropicales

Observacin, anlisis y prediccin

Ilustracin de los instrumentos que comprenden el Sistema Mundial de Observacin (SMO) de la Organizacin Meteorolgica Mundial (OMM).

El actual sistema mundial de observacin se compone de instrumentos que la OMM clasifica de la forma siguiente:

Instrumentos de clase 1, los cuales midenen un punto; estos instrumentos abarcan un volumen pequeo de los fenmenos que miden (por ejemplo: la temperatura del aire medida por el termmetro de una estacin de tierra).

Instrumentos de clase 2, los cuales miden variables promediadas para un rea o un volumen en forma remota (por ejemplo: la temperatura derivada a partir de mediciones satelitales de radiancia o la precipitacin derivada de la reflectividad al radar).

Instrumentos de clase 3, los cuales miden la velocidad del viento siguiendo objetos fsicos y observando su desplazamiento con el tiempo (por ejemplo: el movimiento de las sondas rastreado por satlites de posicionamiento global o la velocidad del viento derivada a partir del movimiento de los distintos elementos de nubes en las imgenes de satlite).

El sistema de Vigilancia Meteorolgica Mundial (VMM) supervisado por la OMM es el sistema internacional de observacin meteorolgica. La VMM se compone del Sistema Mundial de Observacin (SMO),del Sistema Mundial de Telecomunicaciones (SMT) y del Sistema Mundial de Proceso de Datos (SMPD). Los Servicios Meteorolgicos Nacionales de los distintos miembros de la OMM estn a cargo de implementar y operar estos sistemas. La tasa de recoleccin y transmisin de datos es muy variable en las regiones tropicales. La situacin es particularmente grave en ciertas partes de frica y las Amricas. Muchas estaciones ya han dejado de ser operativas y aunque otras todava recogen datos, son incapaces de transmitirlos debido a problemas de telecomunicaciones.

Teledeteccin: observaciones de rea promediadas

Satlite

La teledeteccin satelital es la fuente principal de observaciones meteorolgicas de rutina en los trpicos. Junto con los satlitesgeoestacionarios, los satlites polares y de investigacin enrbita terrestre baja (Low Earth Orbit, LEO)cubren las regiones tropicales del mundo , que en gran parte comprenden regiones ocenicas. Gracias a su amplia cobertura espacial y temporal (15 a 30 minutos), los satlites geoestacionarios son adecuados para seguir la evolucin de los fenmenos meteorolgicos, derivar los vientos a partir del movimiento de las nubes, generar pronsticos momentneos (nowcast) para condiciones de alto impacto y producir los datos que se asimilarn en los modelos de prediccin numrica del tiempo.

Radar

En las regiones tropicales, las observaciones deradar meteorolgicoson muy escasas debido a lafalta de instalaciones de radar terrestre; adems, los sistemas de radar satelitales, como elradar de precipitacin de la misin de medicin de la lluvia tropical (Tropical Ra infall Measuring Mission, TRMM)yCloudSatobservan cada lugar un mximo de dos veces al da. Si bien las estaciones de radar individuales son importantes para el trabajo de anlisis y prediccin en regiones pequeas, resulta mucho ms til coordinar varias de ellas para formar una red de observacin que permita seguir las circulaciones de mesoescala, como el centro de los ciclones tropicales.

El sistema mundial de observacin

Observaciones meteorolgicasLa recopilacin sistemtica de datos atmosfricos bsicos es esencial para comprender los sistemas atmosfricos tropicales, los cambios estacionales asociados a dichos sistemas y la variabilidad del clima tropical. Los elementos atmosfricos bsicos son la presin y la temperatura del aire, la humedad, las nubes, la velocidad y direccin del viento, la precipitacin y la visibilidad. Muchas de las variables derivadas de estos elementos bsicos se consideran estndar para el anlisis del tiempo; esto ocurre, por ejemplo, con lavorticidad, una medida de la rotacin de los fluidos derivada a partir de la velocidad del viento.

Error de observacin

Las observaciones nos permiten caracterizar el estado de la atmsfera con la mayor precisin posible. Las caractersticas definitorias de una red de observacin son las variables medidas, los errores de instrumento y la distribucin espacial y temporal de las mediciones. Los errores de observacin pueden deberse a la calibracin inadecuada del instrumento,a la posicin del instrumentoy a errores introducidos por un observador humano.El error de observacin se puede categorizar de la forma siguiente:

Error de instrumento:una funcin del diseo y las condiciones de operacin del instrumento.

Error de representatividad:el error causado por la representacin incorrecta de fenmenos a escalas menores que la distancia entre los puntos de observacin. Error de observador: algunos observadores tienden a favorecer determinados valores (por ejemplo, los valores divisibles por 5 10) o a no informar siempre de pequeas cantidades de precipitacin. Tales errores son difciles de cuantificar y corregir, ya que los valores parecen razonables. Existen varias posibilidades para reducir este tipo de error, como una mejor formacin de los observadores y la instalacin de ms estaciones meteorolgicas automatizadas.