Meteorologia Tropical.ppt 4jh42

Introducción a la Meteorología Tropical

¿Qué es la meteorología tropical? • La meteorología tropical es el estudio de la atmósfera tropical y abarca fenómenos tales como tormentas y rayos, ciclones tropicales (huracanes, tifones), monzones, tormentas de polvo o arena, episodios de El Niño, líneas de turbonada, ondas de Rossby ecuatoriales, eventos de oscilación de Madden-Julian, inversiones de los alisios, chorros del este, nieve y hielo, y muchos, muchos otros temas. Estos fenómenos derivan su impulso de importantes fuentes y sumideros de energía, como el exceso de radiación, el calor latente, el calor sensible, la evapotranspiración y el almacenamiento de calor en los océanos.

Fuentes de variabilidad intraestacional • ¿Cómo se distinguen los trópicos de las latitudes medias? Por las escalas de movimiento atmosférico y la energía asociada con los fenómenos meteorológicos 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 atmosférica es una ocurrencia común. En las zonas de interacción entre las masas de aire, la energía se concentra en los ciclones extratropicales.

• En contraste, la atmósfera tropical es relativamente homogénea, de modo que los efectos locales y de mesoescala predominan sobre las influencias sinópticas, salvo en el caso de los ciclones tropicales. Muchas escalas de movimiento participan en el transporte de energía, humedad y momento en los trópicos y entre los trópicos y las latitudes medias.

Oscilación de Madden-Julian (OMJ) • La oscilación de Madden-Julian (OMJ) comenzó a documentarse poco después de su identificación original, en 1971. Se ha demostrado que OMJ afecta el clima en los trópicos con distintos grados de amplitud, desde la convección tropical de pequeña escala hasta las circulaciones de escala planetaria.

• La OMJ es un sistema acoplado océanoatmósfera. La componente atmosférica se caracteriza por una oscilación que se propaga hacia el este desde el continente maritimo a lo largo de la línea ecuatorial 7 a aproximadamente 5 m s-1, lo cual corresponde a un período aproximado de 30 a 60 días para la OMJ atmosférica, cuya escala espacial se puede describir en términos de una longitud de onda local aproximada de 12 000 a 20 000 km.

• La OMJ suele estar más organizada en la región comprendida entre el océano Índico austral a través de Australia, hacia el este, hasta el Pacífico occidental, en el verano austral. La señal atmosférica característica es evidente en la presión de superficie, la intensidad de los vientos troposféricos en altura y en niveles inferiores (divergencia) y en los campos representativos de la convección profunda (humedad relativa, radiación de onda larga saliente y agua precipitable). La componente oceánica de la OMJ exhibe una oscilación cuyo período es algo más largo, entre 60 y 75 días. La señal oceánica característica 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 tensión del viento en la superficie.

Descripción de las ondas ecuatoriales basada en observaciones Ondas de Kelvin

Hace ya mucho tiempo que los especialistas en dinámica de fluidos interesados en la atmósfera están conscientes de las ondas de Kelvin. Dichas ondas fueron identificadas por vez primera en el siglo XIX por William Thomson (Lord Kelvin). En términos 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 físicas, como una cadena montañosa, en la atmósfera, o un litoral, en el océano. En los trópicos, cada hemisferio puede constituir la barrera a lo largo de la cual se propagan las ondas de Kelvin en la atmósfera del hemisferio opuesto, lo cual produce ondas de Kelvin atrapadas en el ecuador . Es muy probable que las ondas de Kelvin sean importantes por su rol como agentes iniciadores del fenómeno conocido como El NiñoOscilación del Sur o ENOS y en el mantenimiento de la OMJ.

Ondas de Rossby En este caso la fuerza restauradora es la conservación 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 única variación en el campo de VP procede de la variación latitudinal del parámetro de Coriolis, lo cual explica por qué también se conocen como ondas planetarias. Las observaciones indican que las ondas de Rossby ecuatoriales tienen una vida larga, del orden de días o semanas. Las grandes ondas que estamos estudiando se propagan hacia el oeste a velocidades del orden de 10 a 20 m s-1 en el caso de las ondas de Rossby atmosféricas secas y de 5 a 7 m s-1 en el caso de las ondas de Rossby acopladas a la convección; las ondas de Rossby oceánicas se propagan a una velocidad aproximada de 1 m s-1. Dado que el Pacífico ecuatorial mide aproximadamente 17 760 kilómetros, una onda de Rossby atmosférica puede cruzar el Pacífico en tan sólo 18 días, mientras una onda de Rossby oceánica tardaría aproximadamente 210 días.

ondas mixtas de Rossby-gravedad Estas son comunes en pleno trópico. Estas ondas fuerzan (y son forzadas por) conglomerados de tormentas, motivo por el cual son importantes para la predicción del tiempo a corto plazo en los trópicos. Las ondas mixtas de Rossby-gravedad que se han identificado a partir de distintos datos satelitales y análisis de modelos numéricos abarcan escalas longitudinales de 1000 a 4000 km, y tienen períodos de 4 a 5días y velocidades aproximadas de 8 a 10 m s-1. Para entender cómo una onda de semejante magnitud puede sucumbir a las variaciones en el campo de masa, debemos tener en cuenta el radio de deformación de Rossby. En los trópicos, el radio de deformación de Rossby suele ser del orden de miles de kilómetros.

Fuentes de variabilidad interanual El Niño-Oscilación del Sur (ENOS) El fenómeno conocido como El Niño-Oscilación del Sur (ENOS) constituye el ejemplo más dramático del rol esencial de la interacción entre los océanos y la atmósfera. El ciclo ENOS es un proceso oceánico-atmosférico "acoplado" causado por las redistribuciones recurrentes del calor y momento atmosférico en el Pacífico ecuatorial. La distribución zonal del calentamiento de la superficie (tanto continental como oceánica) en los trópicos produce un patrón de circulación de este a oeste que se conoce como circulación de Walker. ENOS perturba la circulación de Walker y desencadena cambios importantes en los patrones de lluvia y convección profunda de las regiones tropicales, lo cual altera las circulaciones atmosféricas y el clima en todo el mundo. Las fases extremas de ENOS, denominadas El Niño y La Niña, abarcan una amplia gama de condiciones climáticas.

Oscilación cuasi-bienal (OCB) La oscilación cuasi-bienal (OCB) se observa más fácilmente en los vientos zonales de la estratosfera ecuatorial inferior, que por lo general se miden en el nivel de 30 a 50 hPa. La dirección del viento oscila del este al oeste y viceversa de acuerdo con un ciclo de aproximadamente dos años (fig. 4.53). Estas oscilaciones alteran la cizalladura vertical del viento en el límite superior de la troposfera. La fase y magnitud de la OCB han afectado la frecuencia de los ciclones tropicales en el Atlántico Norte.

Fuentes de variabilidad decenal Oscilación decenal del Pacífico (ODP) El nombre oscilación decenal (o decadal, por calco del inglés) del Pacífico (ODP) identifica la oscilación de anomalías del océano Pacífico Norte y atmosféricas que ocurre durante un período de 20 a 30 años. Existe una fuerte correlación entre la ODP y el ciclo de ENOS, ya que ambos alcanzan su magnitud máxima durante el invierno boreal. A diferencia de ENOS, en los trópicos la señal característica de la ODP es secundaria a su señal en el Pacífico Norte y en Norteamérica. Por lo general, los valores de ODP positivos están asociados a condiciones más húmedas de lo normal en el suroeste de los EE.UU, mientras los valores negativos son indicativos de sequía persistente. Existe también una fuerte correlación entre la ODP y ciertos cambios importantes que han ocurrido en las poblaciones de peces y los ecosistemas marinos del norte del Pacífico.

Oscilación multidecadal del Atlántico (OMA)

El índice de la oscilación multidecadal del Atlántico (OMA) (que a veces también se denomina "oscilación atlántica multidecadal") mide los cambios en la temperatura superficial y la cizalladura vertical de los vientos horizontales que ocurren sobre grandes zonas del Atlántico tropical a lo largo de períodos de 20 a 40 años. 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 Atlántico Norte tropical presentan una anomalía cálida (OMA positiva), la mayor parte de los Estados Unidos y el noreste de América del Sur reciben menos lluvia, al tiempo que cae más en el sur de Alaska, el norte de Europa, África occidental y el sudeste de EE.UU. Las sequías persistentes que experimenta la región central del territorio de EE.UU, como la gran sequía de la década de 1930 que en inglés se conoce como Dust Bowl, se han relacionado con episodios de OMA positiva.

Distribución de la humedad y precipitación Importancia del vapor de agua El vapor de agua sólo constituye entre el 0 y el 4 % del volumen total de la atmósfera, y sin embargo es el factor más importante en la determinación del tiempo y el clima. la condensación del vapor de agua forma la precipitación, un recurso esencial para sustentar la vida. El vapor de agua es un absorbedor y emisor activo de la radiación infrarroja (IR), y de ese modo afecta el proceso de calentamiento y enfriamiento de la atmósfera y la superficie. La liberación de calor latente que ocurre cuando el vapor se condensa o se congela constituye una importante fuente de energía para los movimientos atmosféricos y los sistemas meteorológicos convectivos. El transporte vertical del vapor de agua por convección en los cúmulos es el mecanismo más importante para el transporte vertical del calor en los trópicos. La cantidad de vapor de agua afecta las tasas de evaporación y transpiración en la superficie.

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

Definición del contenido de vapor de agua • • • •

• •

•

Presión de vapor: La presión parcial que el vapor de agua ejerce en el aire (en hPa o mb). Humedad específica: La masa del vapor de agua dividida entre la masa del aire (en g kg-1). Razón de mezcla: La masa del vapor de agua dividida entre la masa del aire seco (en g kg-1). Temperatura de punto de rocío: La temperatura a la cual se debe enfriar el aire (con presión y contenido de vapor constantes) para que se produzca la saturación. La temperatura de punto de escarcha es similar, pero con la saturación relativa al hielo (en °C/°F/K). Humedad relativa (HR): La razón de humedad específica a humedad específica de saturación. La cantidad de vapor de agua comparada con la cantidad necesaria para la saturación (a cierta temperatura y presión). Saturación o equilibrio: Condición de la atmósfera cuando la tasa de evaporación es igual a la tasa de condensación. Cuando el aire está saturado, contiene la cantidad máxima de vapor de agua que puede existir a una temperatura y presión en particular.

Ciclones tropicales 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. En el Pacífico Noroccidental y el Atlántico Norte, las trayectorias de los ciclones tropicales pueden extenderse hasta latitudes muy altas. •

El océano Índico Norte (Bahía 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.

La Bahía 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 la Bahía 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 . (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. Aún 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.

Etapas clave del ciclo de vida de un ciclón tropical típico Las perturbaciones incipientes Perturbaciones incipientes prometedoras son las que satisfacen todas las condiciones necesarias pero no suficientes para la ciclogénesis tropical que se pueden resumir en términos de un máximo de vorticidad ciclónica en los niveles bajos asociada con convección profunda en un ambiente con cizalladura vertical débil del viento.

Tormenta tropical Si el ambiente es propicio, una perturbación incipiente puede organizarse para formar una tormenta tropical. El mantenimiento de estas condiciones ambientales propicias para la ciclogénesis tropical es ideal para permitir que la perturbación siga intensificándose hasta alcanzar la etapa de tormenta tropical . Las aguas oceánicas cálidas de los trópicos son la fuente de energía para el ciclón tropical. 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. Los flujos de calor y humedad y la energía potencial componen la energía estática húmeda del aire. La conversión de esta energía estática húmeda en energía cinética por medio de la convección es el mecanismo mediante el cual los ciclones tropical se intensifican.

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. 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. 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.

Ciclón tropical severo (supertifón, huracán mayor) Relativamente pocos ciclones tropicales alcanzan este nivel, que se caracteriza por vientos máximos sostenidos en la superficie de más de 50 m s-1. Para intensificarse hasta el nivel de ciclón tropical severo, la tormenta debe permanecer sobre el océano 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: 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), intrusión 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.

Condiciones necesarias para la formación de un ciclón tropical Suficiente energía térmica oceánica (TSM > 26 °C hasta 60 m de profundidad). Humedad relativa alta en la troposfera media (700 hPa). Inestabilidad condicional. Vorticidad relativa alta en la troposfera inferior Poca cizalladura vertical de los vientos horizontales en el lugar de ciclogénesis. Latitud de al menos 5 grados con respecto del ecuador.

Diferentes etapas de los ciclones tropicales

Observación, análisis y predicción Ilustración de los instrumentos que comprenden el Sistema Mundial de Observación (SMO) de la Organización Meteorológica Mundial (OMM).

•

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

•

Instrumentos de clase 1, los cuales miden en un punto; estos instrumentos abarcan un volumen pequeño de los fenómenos que miden (por ejemplo: la temperatura del aire medida por el termómetro de una estación de tierra). Instrumentos de clase 2, los cuales miden variables promediadas para un área o un volumen en forma remota (por ejemplo: la temperatura derivada a partir de mediciones satelitales de radiancia o la precipitación derivada de la reflectividad al radar).

•

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

• El sistema de Vigilancia Meteorológica Mundial (VMM) supervisado por la OMM es el sistema internacional de observación meteorológica. La VMM se compone del Sistema Mundial de Observación (SMO), del Sistema Mundial de Telecomunicaciones (SMT) y del Sistema Mundial de Proceso de Datos (SMPD). Los Servicios Meteorológicos Nacionales de los distintos de la OMM están a cargo de implementar y operar estos sistemas. La tasa de recolección y transmisión de datos es muy variable en las regiones tropicales. La situación es particularmente grave en ciertas partes de África y las Américas. Muchas estaciones ya han dejado de ser operativas y aunque otras todavía recogen datos, son incapaces de transmitirlos debido a problemas de telecomunicaciones.

Teledetección: observaciones de área promediadas Satélite La teledetección satelital es la fuente principal de observaciones meteorológicas de rutina en los trópicos. Junto con los satélites geoestacionarios, los satélites polares y de investigación en órbita terrestre baja (Low Earth Orbit, LEO) cubren las regiones tropicales del mundo , que en gran parte comprenden regiones oceánicas. Gracias a su amplia cobertura espacial y temporal (15 a 30 minutos), los satélites geoestacionarios son adecuados para seguir la evolución de los fenómenos meteorológicos, derivar los vientos a partir del movimiento de las nubes, generar pronósticos momentáneos (nowcast) para condiciones de alto impacto y producir los datos que se asimilarán en los modelos de predicción numérica del tiempo.

Radar En las regiones tropicales, las observaciones de radar meteorológico son muy escasas debido a la falta de instalaciones de radar terrestre; además, los sistemas de radar satelitales, como el radar de precipitación de la misión de medición de la lluvia tropical (Tropical Ra infall Measuring Mission, TRMM) y CloudSat observan cada lugar un máximo de dos veces al día. Si bien las estaciones de radar individuales son importantes para el trabajo de análisis y predicción en regiones pequeñas, resulta mucho más útil coordinar varias de ellas para formar una red de observación que permita seguir las circulaciones de mesoescala, como el centro de los ciclones tropicales.

El sistema mundial de observación Observaciones meteorológicas La recopilación sistemática de datos atmosféricos básicos es esencial para comprender los sistemas atmosféricos tropicales, los cambios estacionales asociados a dichos sistemas y la variabilidad del clima tropical. Los elementos atmosféricos básicos son la presión y la temperatura del aire, la humedad, las nubes, la velocidad y dirección del viento, la precipitación y la visibilidad. Muchas de las variables derivadas de estos elementos básicos se consideran estándar para el análisis del tiempo; esto ocurre, por ejemplo, con la vorticidad, una medida de la rotación de los fluidos derivada a partir de la velocidad del viento.

Error de observación • Las observaciones nos permiten caracterizar el estado de la atmósfera con la mayor precisión posible. Las características definitorias de una red de observación son las variables medidas, los errores de instrumento y la distribución espacial y temporal de las mediciones. Los errores de observación pueden deberse a la calibración inadecuada del instrumento, a la posición del instrumento y a errores introducidos por un observador humano. El error de observación se puede categorizar de la forma siguiente:

Error de instrumento: una función del diseño y las condiciones de operación del instrumento. Error de representatividad: el error causado por la representación incorrecta de fenómenos a escalas menores que la distancia entre los puntos de observación. • Error de observador: algunos observadores tienden a favorecer determinados valores (por ejemplo, los valores divisibles por 5 ó 10) o a no informar siempre de pequeñas cantidades de precipitación. Tales errores son difíciles de cuantificar y corregir, ya que los valores parecen razonables. Existen varias posibilidades para reducir este tipo de error, como una mejor formación de los observadores y la instalación de más estaciones meteorológicas automatizadas.