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.
