lunes, 27 de mayo de 2013

Meteorología Tropical. Ondas del Este y Ciclones tropicales

El 1 de Junio comienza la temporada de huracanes en el Atlántico Norte y según las predicciones va a ser bastante activa. Te interesarán las siguientes notas.

Notas sobre Ciclones Tropicales y Ondas del este.

El estudio científico de los Ciclones tropicales, comienza a llevarse a cabo a partir de la Segunda Guerra Mundial, cuando se produce una mejoría de los métodos de análisis y observación meteorológica ( radar , mediciones aerológicas etc). Uno de los objetivos principales del programa de vigilancia meteorológica es el estudio de estas enérgicas depresiones que ocasionan cantidad de daños. El lanzamiento de satélites meteorológicos de órbita geoestacionaria en el marco del Experiento Atmosférico global (1979), y el desarrollo de programas de investigación por parte de la OMM, ha mejorado el conocimiento de estas depresiones. Un ciclón tropical se define como una estructura ciclónica móvil del ambito intertropical en la que se ponen en juego enormes cantidades de energía. Los más intensos en el mar de China han llegado a movilizar una energía total superior a la bomba de Hiroshima.

En los trópicos es donde la tierra absorbe la mayor parte de la energía solar que luego se transfiere a la atmósfera ,es por ello que la comprensión de la circulación general de los tropicos es objetivo fundamental en meteorología dinámica .Es importante destacar que si bien las regiones extratropicales cuentan con una teoría sólida ( la teoría cuasi-geostrófica) para explicar la dinámica de los sistemas sinópticos , para los movimientos tropicales no existe una teoría comparable. La fuente primaria de energía para sistemas sinópticos de latitudes medias es la energía potencial asociada al gradiente térmico latitudinal, siendo el calentamiento diabático debido al desprendiemiento de calor latente de condensación y calentamiento radiativo fuentes de energía secundarias. Sin embargo en los trópicos la fuente de energía principal es el desprendimeinto de calor latente de condensación . La mayoría del calor latente cedido se da en sistemas nubosos convectivos existiendo una fuerte interacción entre la convección a escala cúmulo y las circulaciones a gran escala, Holton (1990).

Los ciclones tropicales pueden presentar tres categorías en función de la velocidad de sus vientos. En primer lugar estan las depresiones tropicales si la velocidad de sus vientos no alcanza los 60 km/h.Tormentas tropicales si la velocidad de sus vientos oscila entre los 60 y los 120 km/h y Huracanes cuando alcanza los 120 Km/h aproximadamente. Se distinguen 5 categorías en la escala Saffir Simpson. Categoría 1: vientos sostenidos mínimos de unos 120 Km /h . Categoría 2 : vientos sostenidos mínimos de unos 150 km/h . Categoría 3 vientos sostenidos mínimos de 180 Km/h. Categoría 4 vientos sostenidos mínimos de unos 212 km/h y Categoría 5: vientos sostenidos mínimos de 250 Km/h. En los huracanes el viento es intenso en los niveles bajos mientras en las capas altas es más débil al contrario que las borrascas extratropicales.

Los ciclones tropicales reciben distintas denominaciones en función de los sectores planetarios afectados , así se les llama huracanes en el Atlantico y en el Pacífico oriental, tifones en el Pacífico occidental, ciclones en el Índico, baguíos en Filipinas y willy-willies en Australia.

A todos ellos se les suele poner nombre de persona , cuya inicial indica el orden entre ls ciclones del año. Su estructura típica es la de una baja presión circular de 200 a 500 km de diámetro, con una presión en su centro inferior a los 950 hpa , excepcionalmente baja de 900 hpa y vientos de 120 km/h, que en ocasiones han superado los 500 km/h

Los ciclones tropicales requieren una serie de requisitos para su génesis:

-Superficies oceánicas con temperaturas superiores a los 26 ºC .Estas elevadas temperaturas favorecen la evaporación y la transferencia de calor y de humedad. La energía calorífica se transfiere a la atmósfera almacenada en el vapor de agua, en forma de calor latente de vaporización y en consecuencia el líquido no evaporado se enfría en una cantidad que es proporcional al calor perdido por esta razón para que el proceso de evaporación se mantenga se requiere un aporte de energía cada vez mayor.

-Valor mínimo de la fuerza de coriolis suficiente para animar la rotación ciclónica, incremento de la vorticidad ciclónica. El ambito propicio para la formación de ciclones tropicales son las latitudes comprendidas entre 5º y 20º. Se generan en franjas planetarias de la zona de convergencia intertropical. Los ciclones tropicales pueden nacer a expensas de una perturbación inicial como pueden ser las ondas del este, a partir de la cual empieza su crecimiento que puede culminar en la formación de un huracán o desparecer. Las ondas del este se desplazan de este a oeste en el flujo de los alisios en el flanco sur de las altas presiones subtropicales ,con una velocidad de 20 Km/h y unas dimensiones de hasta 500 km de longitud. La explicación teórica de este fenómeno, ofrecida por el meteorólogo americano Herbert Riehl en su magistral Tropical Meteorology ( 1954) se fundamenta en el Teorema de la Vorticidad según el cual, el aire que se encuentra detrás de la vaguada de baja presión y que se dirige hacia ella se desplaza hacia el Polo ( La fuerza de coriolis f aumenta) al tiempo la curvatura se vuelve cada vez más ciclónica de manera que la altura de la columna (Z) debe aumentar es decir el aire se contrae para poder mantener (P) constante. La expansión vertical del aire se traduce en una convergencia en el flujo del aire , mientras en la parte delantera de la onda se observa divergencia , reaparece la inversión térmica del alisio en altitud y la curvatura se vuelve anticiclónica tal y como se observa en la figura 1 y 2.




Figura 1 .Estructura horizontal de una onda del Este según Lock Wood , 1985.

Figura 2. Estructura vertical de una onda del este . En la zona de convergencia es donde se localizan los cúmulos y cumulonimbos que dan origen a chubascos tormentosos.LockWood,1985.

Figura 3. Modelo conceptual de las condiciones conductivas ( izquierda) o detrimentales (derecha) para el crecimiento de una Tormenta Tropical en una onda del este. Kurihara,1985.


Los ciclones tropicales requieren ausencia de fuertes corrientes de viento (corrientes en chorro) en la vertical que impidan la formación de vórtices bien definidos ,es decir escasa cizalladura vertical.

Scorer (1988) destaca la importancia que tiene la distribución de la energía cinética entre los cumulonímbos en virtud de la rotación ciclónica de la configuración de la baja presión . Este movimientos rotatorio sobre el mar cálido permite la extracción continua de vapor de agua de la superficie marina y su reparto a través de las líneas de cumulonímbos que forman la espiral nubosa.

Existe doble campo de presiones en su estructura ,véase figura 4 . Baja presión en la baja y media troposfera donde habrá convergencia y vorticidad ciclónica* y alta presión en la troposfera superior donde habrá divergencia y vorticidad anticiclónica. Esta alta presión en altura crea los mecanismos de divergencia necesarios para mantener la potencia de los ascensos.

*Nota: La Vorticidad absoluta positiva es igual a la Vorticidad relativa + el parámetro de coriolis, es ciclónica en el hemisferio norte. La vorticidad está relacionada con el movimiento del aire alrededor del ciclón (vorticidad relativa geostrófica) y también con la localización de este sistema en la tierra que rota.

Figura 4. Estructura vertical de una borrasca cálida según Medina,1976

Se ha comprobado que la presión de los 200 hpa se encuentra unos 1000 metros más baja sobre el centro de un ciclón tropical que en su área exterior, esto se debe a un descenso de la tropopausa en este sector central del ciclón y a la puesta en marcha de de movimientos de descenso de aire de la estratosfera inferior ,véase figura 5. Este proceso es fundamental para la configuración del ojo del ciclón. El ojo puede definirse como un sector de aire subsidente de la estratosfera , carente de nubosidad y con una elevada temperatura por la subsidencia , tiene un diámetro de entre 10 y 15 km. Está rodeado de un área de ascensos intensos que forman los torreones nubosos, los cumulonimbos de hasta 12 Km de altura, haciendo que el ciclón presente una estructura simétrica. Ëste último sector es el de los vientos de enorme velocidad que se encuentran en equilibrio ciclostrófico y la pequeña distancia radial hace que la aceleración centrípeta sea muy elevada . Los acumulados de precipitación pueden alcanzar los 300 o 400 mm en 24 horas y el oleaje oceánico hasta 6 metros.


Figura 5.Estructura horizontal y vertical de un ciclón tropical según Barry y Chorley,1992.


Los ciclones tropicales son estructuras de núcleo cálido ( a diferencia de las borrascas extratropicales que presentan núcleo frío) . Se mueven en atmósferas barotrópicas. Según Holton (1990) se define la atmósfera barotrópica como aquella en la que la densidad depende exclusivamente de la presión, de manera que las superficies isobáricas son también superficies de densidad constante. Para un gas ideal, si la atmósfera es barotrópica las superficies isobáricas serán también isotérmicas. En una atmósfera barotrópica los sistemas de presión están en fase con la altura y no hay cizalladura vertical por tanto el viento termico*=0.

Nota*: El viento térmico es la variación del viento geostrófico con la altura . El viento térmico es proporcional al gradiente horizontal de temperaturas.

Por contra las borrascas extratropicales y vaguadas polares se mueven en atmósferas baroclinas donde la densidad depende de la presión y de la temperatura , hay gradiente horizontales de temperaturas y fuerte cizalladura vertical por lo que el viento térmico es distinto de cero. Los sistemas de presión en este caso están inclinados con la altura.

El núcleo cálido de los ciclones tropicales se genera como consecuencia de la liberación de calor latente de condesación de los torreones de cumulonímbos. El calor latente absorbido durante la evaporación, ahora es liberado ya sea a la superficie como a la atmósfera y como resultado la temperatura del aire aumentará. El corazón cálido de un ciclón tropical es básico para su crecimiento, puesto que intensifica el anticiclón superior que refuerza los ascensos de aire cálido y húmedo y que convierten el incremento térmico debido al calor latente de condesación en energía potencial,que luego se transforma en energía cinética. Este proceso de incremento de un sistema tormentoso se conoce como inestabilidad condicional de segundo orden o inestabilidad condicional de segunda clase, término acuñado por Charney y Eliasen en 1964. La atmósfera tropical media no está saturada incluso en la capa límite plantetaria, por tanto la masa de aire debe sufrir un ascenso forzado antes de adquirir la fuerza de flotación. La convergencia del flujo de humedad en niveles bajos garantiza el ascenso forzado y alimenta la convección del cúmulo. El cúmulo proporciona el calor necesario para mover la perturbación. Por tanto no debe pensarse que las ondas o ciclones son simplemente el resultado de la aparición de inestabilidad condicional en atmósfera saturada con un gradiente superadiabático húmedo.

En los ciclones tropicales como comentábamos, encontramos convergencia en superficie y divergencia en las capas altas, por continuidad (conservación de la masa),véase figura 6, de tal forma que el aire asciende ,se expande en la vertical y se enfría adiabáticamente (véase figura 7), al encontrase con presiones más bajas conforme asciende , generándose así un gradiente térmico vertical. El enfriamiento adiabático del aire equilibra el calentamiento por calor latente de condensación entre los 300 y 400 hpa donde presenta un máximo , similar a 10 ºC y es que el calentamiento por calor latente de condensación debido a nubes convectivas no se destribuye por igual en la columna vertical. En este caso la ecuación de la energía termodinámica*
Figura 6: Convergencia en la baja troposfera y divergencia en la troposfera superior.


* Nota .Ecuación de energía termodinámica.

Figura 7 .Cambios en la estabilidad con convergencia isobárica en la baja troposfera y divergencia en la troposfera superior.

Como señalan Barry y Chorley, la aportación de calor y humedad, el escaso rozamiento sobre superficies marinas y el desprendimiento de calor latente de condensación en los cumulnimbos, son factores esenciales en el mantenimiento de los ciclones tropicales ,sin embargo cuando disminuyen o desaparecen pueden llegar a hacerlos desaparecer . Esto ocurre cuando se encuentran con superficies marinas frías o áreas continentales, ya que el rozamiento los deshace , zonas con fuerte cizalladura vertical ,cuando se encuentran con vaguadas en altura se debilitan. También se debilitan cuando la zona de divergencia superior se aleja del vórtice ciclónico. En el Atlántico norte se transforman en borrascas extratropicales muy enérgicas de estructura frontal (transición extratropical), que se insertan en la circulación del oeste . Los huracanes suelen desplazarse a unos 16-24 Km/h. Por lo general recurvan hacia los polos en los márgenes occidentales de los anticiclones subtropicales, como el anticiclón de las Azores en el Atlántico Norte. Sin embargo, el calentamiento del océano en la zona subtropical, ha favorecido por ejemplo en 2012, que algunos ciclones recurven hacia los Polos mucho antes de llegar a la zona del Caribe . Un ejemplo lo encontramos en la tormenta tropical Nadine en 2012, que llegaría a convertirse en Huracán . Otro ejemplo ,el Huracán Gordon en 2012 o la Tormenta Tropical Delta en 2005, cuyos vientos afectaron a Canarias.
Tormenta Tropical Nadine situada al Suroeste de Azores, el 18 de Septiembre de 2012. Imagen de alta resolución del satélite Aqua/Modis de la NASA.




























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