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CAPITULO SIETE

FENOMENOS METEOROLGICOS DE ESCALA SINOPTICA

Contenido

7.1 Introduccin 7.2 Ciclones Extra-tropicales 7.2.1 Masas de Aire 7.2.2 Frentes Meteorolgicos 7.2.3 Tormentas Extra-tropicales 7.3 Ciclones Tropicales 7.3.1 Ondas del Este 7.3.2 Formacin y Gnesis de los Huracanes 7.3.3 Caractersticas Generales de los Huracanes 7.4 Resumen

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7.1 INTRODUCCION Distintas actividades humanas, tales como la agricultura, las pesqueras, las comunicaciones y el turismo, entre otras, son fuertemente afectadas por fenmenos meteorolgicos sinpticos, que tienen una escala espacial promedio del orden de varios cientos de kilmetros (de 100 a 1000 km.) y una escala temporal del orden de varios das (de 3 a 10 das). Estos fenmenos sinpticos, tambin conocidos como ciclones atmosfricos, tienen como principal funcin transportar grandes cantidades de calor, masa y energa de las regiones de mayor calentamiento a aquellas en que se tiene un dficit. Los ciclones atmosfricos pueden causar desastres socioeconmicos, por las inundaciones y los intensos vientos, que se derivan de ellos. Un cicln siempre est asociado a una regin donde la presin atmosfrica es baja en la parte central y mayor en la parte externa. Los ciclones en el hemisferio norte son aquellos sistemas atmosfricos que tienen una circulacin de sus vientos en direccin contraria a las manecillas del reloj; mientras que, en el hemisferio sur, tienen una circulacin a favor de las manecillas del reloj. Se llama ciclognesis al proceso de formacin de ciclones en la atmsfera; para que se forme un cicln se deben presentar varias condiciones dinmicas y termodinmicas, tanto en la atmsfera como en la superficie del suelo; en principio, la condicin mas comn es la convergencia horizontal de masas de aire que giran por el efecto de la rotacin terrestre, adquiriendo el giro ciclnico y el movimiento vertical ascendente, caracterstico en todo cicln. De acuerdo al principio de conservacin de masa (Ec. 4.38), las corrientes de aire, que convergen en el plano horizontal, desarrollan una componente en direccin vertical. En el caso de dos corrientes de aire en la superficie, estas estarn obligadas a ascender, favoreciendo el desarrollo de distintos procesos termodinmicos como son la conveccin, la evaporacin, la condensacin, la formacin de nubes y la precipitacin. La convergencia de las corrientes de aire no puede presentarse simultneamente en todos los niveles de una columna de aire; es decir, si el proceso de convergencia se da en los niveles inferiores, se deber observar un proceso de divergencia en los niveles superiores, de tal manera que, en promedio se tenga un balance entre las masas de aire que convergen (entrada) y las que divergen (salida). Hay dos tipos principales de ciclones: los ciclones extra-tropicales, que se presentan en la regin de las latitudes medias y los ciclones tropicales, que se presentan en las regiones tropicales. 7.2 CICLONES EXTRA-TROPICALES Un gran porcentaje del estado del tiempo en las latitudes medias (30-60 N y S) est determinado por la presencia de los sistemas atmosfricos inmersos en los vientos del oeste, caractersticos de esas latitudes. Estos sistemas, tambin conocidos como ciclones extra-tropicales, frentes, depresiones o tormentas extra-tropicales, estn asociados a condiciones muy inestables, de mucha lluvia y fuertes vientos. Durante el siglo pasado se sugiri que los ciclones extra-tropicales se formaban en la regin de convergencia (frontera) entre dos grandes corrientes de masas de aire, con propiedades diferentes, como son las masas de aire clidas y hmedas, de los trpicos, y las masas de aire fro y seco, de las regiones polares. Es pues necesario, entender primeramente el origen y la subsecuente modificacin de esas masas de aire para la mejor comprensin de los procesos de formacin de un frente meteorolgico y de una tormenta extra-tropical. 7.2.1 Masas de Aire Cuando el aire permanece por un tiempo prolongado sobre una localidad geogrfica, tal como una cuenca ocenica o continental, tender a desarrollar un equilibrio termodinmico con su medio ambiente; de tal manera que, las caractersticas del aire sern modificadas por el suelo, mientras que a su vez, las caractersticas superficiales se vern afectadas por el aire en contacto. En estas condiciones, el aire ser relativamente homogneo en sus campos de temperatura y humedad en varias decenas de miles de kilmetros cuadrados. Algunas regiones, caracterizadas por giros anticiclnicos y de mucha estabilidad, son muy propicias para desarrollar condiciones homogneas, por ejemplo, en las extensas regiones del noreste de Asia (dominadas por el giro de Siberia) y de Canad (dominada por el giro de Norteamrica) cubiertas por nieve en los meses de invierno, el aire se hace extremadamente fro por efecto del enfriamiento con la superficie y la suave mezcla, formndose las masas de aire de origen polar continental. En contraste, el aire sobre las regiones tropicales de los ocanos Pacfico y Atlntico (dominadas por el extremo sur de los grandes giros anticiclnicos) gradualmente adquirirn las caractersticas de temperatura y humedad de esas regiones; despus de un cierto periodo de tiempo, la humedad y el calor de la capa lmite habrn sido

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transmitidas a los niveles superiores de la troposfera, como resultado de los procesos de conveccin y mezcla turbulenta, formndose las masas de aire de origen tropical martimo. El concepto de masas de aire fue originalmente desarrollado por Vilhelm Bjerknes, Tor Bergeron y otros colaboradores a principios del siglo XX, como parte de su teora sobre los frentes polares.

Una masa de aire cumple con las siguientes caractersticas: a) un volumen considerablemente grande; b) debe permanecer un tiempo suficientemente largo, sobre una determinada regin (ocenica o continental), para que adquiera las propiedades de temperatura y humedad que caracterizan a esa regin; c) conforme se aleja de la regin donde se form, va intercambiando calor, masa y energa con el suelo y otras masas de aire, de tal manera que se va modificando y simultneamente modificando a otras masas de aire y regulando al clima regional; y d) se considera homognea en el plano horizontal, particularmente en sus parmetros de temperatura y humedad. Las masas de aire pueden ser de origen rtico (A), polar (P) o tropical (T) de acuerdo a la latitud, y pueden ser martimas (m) o continentales (c) de acuerdo a la superficie donde se formen. Combinando estas caractersticas se pueden obtener seis categoras de masa de aire: (Am, Ac, Pm, Pc, Tm, Tc). En la Fig.7.1 se presenta un esquema de la regin y tiempo de origen de las distintas masas de aire que regulan el clima mundial.

Fig.7.1 (a) Regiones de formacin y origen de las masas de aire, para el mes de enero. Ver texto para detalles (Reproducido de Willett, 1959)

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Fig.7.1 (b) Regiones de formacin y origen de las masas de aire, para el mes de julio. Ver texto para detalles (Reproducido de Willett, 1959)

En particular en este libro solo se presenta un breve resumen de aquellas masas de aire que afectan directamente a la Repblica Mexicana (Fig.7.2). La regin noroccidental de Mxico es principalmente afectada por masas de aire polar martimo del Pacfico; la regin norte de Mxico recibe una considerable influencia de las masas de aire polar continental de Alaska y Canad; la regin oriental y suroriental de Mxico recibe una fuerte influencia de las masas de aire tropical martimo del Golfo de Mxico, el mar del Caribe y el Atlntico y la regin occidental y sur de Mxico es principalmente afectada por las masas de aire martimo originadas en el Pacfico tropical. La influencia de estas masas de aire sobre el continente, moduladas por las caractersticas fisiogrficas, dan lugar a los diferentes climas dentro del Pas.

Fig. 7.2 Esquema del lugar de origen y desplazamiento de las masas de aire que

controlan el clima de la Repblica Mexicana

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Masas de Aire Polar Martimo.- Se originan sobre el ocano Pacfico del norte, son las masas de aire que mas comnmente afectan el oeste del continente Norteamericano y noroeste de Mxico, particularmente durante los meses de invierno. Se caracterizan por tener una temperatura superficial (aire y agua) del orden de 0-10C, con contenidos relativamente altos de humedad, siendo masas de aire inestables. Estas masas de aire son fuertemente controladas por el sistema de vientos del oeste de latitudes medias, en el que estn inmersos los frentes meteorolgicos y las tormentas extra-tropicales, con densos sistemas de nubes convectivas, las cuales traen generosas precipitaciones en forma de nieve y lluvia a esas regiones. Estas masas de aire de origen polar martimo, van modificando sus caractersticas conforme se desplazan al sur, recibiendo calor del ocano; de tal manera que, cuando llegan al continente, las temperaturas no son tan bajas; dando por consecuencia un clima templado, en la mayor parte de la vertiente oeste de Norteamrica, y de un clima del tipo mediterrneo, particularmente en el sur de California y noroeste de Baja California. Masas de Aire Polar Continental.- Se originan en la regin continental de Norteamrica (Alaska y Canad), produciendo condiciones muy fras durante invierno y relativamente clidas, durante verano, como una respuesta a la temperatura de la superficie del suelo. Durante invierno, se caracterizan por tener temperaturas superficiales muy bajas (usualmente, por debajo de 0C), con poco contenido de humedad; en general son muy estables en las capas inferiores de la atmsfera (pues el suelo est muy fro). Producen condiciones anticiclnicas de relativa sequa, con bajas precipitaciones y condiciones extremadamente fras, ocasionando severas heladas en los estados del norte y centro de Mxico. Cuando estas masas de aire se desplazan al sur y al oriente de Mxico tienden a hacerse inestables en sus niveles superficiales (pues el suelo es ms clido), generando intensos vientos, conocidos como nortes, en el Golfo de Mxico. Masas de Aire Tropical Martimo.- Se originan en ambos ocanos, Atlntico y Pacfico, alrededor de Norteamrica. Se caracterizan por ser muy clidas y con grandes contenidos de humedad en los niveles inferiores, por lo que en general son muy inestables, favorecen la formacin de distintas perturbaciones atmosfricas. Las masas de aire del Atlntico, se forman al sur del giro anticiclnico de las Bermudas, para combinarse con los vientos alisios y dar origen a la componente del Atlntico de la circulacin monznica de verano, la cual transporta una considerable humedad y calor del Atlntico, del mar Caribe y del Golfo de Mxico, hacia la vertiente oriental de Mxico y de Estados Unidos (desde la pennsula de Yucatn hasta la cuenca del Mississippi). Las masas de aire del Pacfico tropical se forman en la regin ecuatorial de ambos hemisferios, siendo transportadas por los flujos transecuatoriales hacia Centro Amrica y el suroeste de Mxico, formando la componente del Pacfico de la circulacin monznica. Ambas masas de aire tropical martimo, del Atlntico y del Pacfico, convergen en la meseta central de Mxico, formando los sistemas convectivos de mesoescala y ocasionando intensas precipitaciones, particularmente en las sierras occidentales de Mxico, en los estados de Sinaloa, Sonora, Durango y Chihuahua. Masas de aire Tropical Continental.- Estas masas de aire se forman en las grandes extensiones continentales de los trpicos, se caracterizan por tener temperaturas muy altas, y relativamente secas e inestables. La Repblica Mexicana no es directamente influenciada por este tipo de masas de aire (como sera el caso del sur de Europa, que es fuertemente influenciado por masas de aire originadas en el norte de Africa); sin embargo, estas caractersticas se observan en la regin central de Mxico y, en general, en aquellas regiones protegidas de la influencia directa de las masas de aire originadas en los ocanos tropicales. Recurdese que, las masas de aire martimo, al ser forzadas a ascender, en el costado de barlovento, por la meseta central y las cordilleras montaosas de Mxico, ocasionan considerables lluvias en las franjas costeras de ambas vertientes; mientras que al descender en el costado de sotavento, se tienen caractersticas de aire seco y caliente, como es el caso en Salina Cruz, el Golfo de California, el desierto Sonorense y la regin central del norte de Mxico, todas ellas regiones muy protegidas y afectadas por cadenas montaosas, caracterizadas por climas semiridos. Conforme las masas de aire se mueven de su lugar de origen, van siendo modificadas al interaccionar con la superficie (ocano o tierra), afectando su temperatura, su humedad y su estabilidad. Por ejemplo, cuando las masas de aire polar continental originadas en Asia se mueven hacia el Pacfico norte, se intensifican los procesos de interaccin mar/aire con la transferencia de calor y humedad, propiciando una gran inestabilidad y transportando a grandes alturas estas propiedades, transformndose rpidamente en masas de aire polar martimo. Similarmente, cuando el aire tropical martimo o continental se mueve hacia el norte, a regiones con temperatura superficial mas baja, se enfra, hacindose mas estable y favoreciendo la

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formacin de nubes bajas (estratos y neblinas). La estructura de una masa de aire tambin puede cambiar por efectos dinmicos, como la convergencia y la divergencia, asociados a patrones de viento de gran escala. La divergencia est relacionada con movimiento anticiclnico subsidente, y tiende a estabilizar el aire y disminuir la nubosidad y la humedad relativa por el calentamiento adiabtico; por el contrario, el flujo convergente, asociado a movimientos convectivos y ascendentes, tiende a incrementar la inestabilidad, aumentando la nubosidad y la humedad relativa del aire. En ambos casos, siempre que se presente la transformacin de una masa de aire, estar asociada a una importante generacin de perturbaciones atmosfricas. Hay muchas dificultades para definir el tipo de masa de aire en situaciones reales, esto se puede deber a que: a) las caractersticas de las masas de aire varan considerablemente de continente a continente y de ocano a ocano; b) el concepto de masas de aire fue originalmente desarrollado a partir de datos de superficie, dndose mucho nfasis a la temperatura y humedad superficial, frecuentemente a expensas de caractersticas dinmicas y de estabilidad, ms importantes; c) las condiciones son, la mayora de las veces, no-uniformes en las regiones donde se originan las masas de aire, dando por consecuencia que no se pueda hablar de una condicin pura, sino ms bien de una condicin promedio; d) muchas masas de aire son transicionales; es decir, se van modificando conforme se trasladan de un lugar a otro; y e) la precipitacin est mucho mas relacionada a los procesos dinmicos de la atmsfera (inestabilidad, estabilidad, inversiones, convergencia y divergencia) que al tipo de masa de aire.

Fig.7.3 (a) Atmsfera barotrpica, donde las superficies de presin, P, y las de volumen especfico, ,

son paralelas; (b) Atmsfera baroclnica, donde las superficie de presin hacen un ngulo con las superficies de volumen especfico.

Una masa de aire de origen puro es un ejemplo de una atmsfera barotrpica, definida como una atmsfera homognea, donde las superficies isobricas y las isostricas son paralelas en cualquier seccin vertical; en contraste, en las regiones de frontera, donde convergen distintas masas de aire, se forman grandes gradientes horizontales de temperatura, humedad, presin, volumen y viento, generndose una atmsfera baroclnica, definida como una condicin en la atmsfera, donde las superficies isostricas y las isobricas se intersectan entre ellas en cualquier seccin transversal (Fig.7.3). Conforme el ngulo entre las isolneas de presin y las de volumen especfico se hace ms grande, los movimientos resultantes sern ms intensos; esto sucede en las regiones frontales donde se encuentran masas de aire de caractersticas muy diferentes. Las regiones de convergencia entre distintas masas de aire se denominan frentes (o sistemas frontales) y se forman principalmente en las latitudes medias, donde interaccionan las masas de aire de origen polar con las de origen tropical. Estos sistemas se desarrollan en el cinturn de vientos del oeste, comnmente sobre los ocanos, donde las condiciones de humedad y temperatura son favorables para alimentar de energa a estos sistemas (Fig.7.4).

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Fig.7.4 Regiones de origen de los sistemas frontales de latitudes medias. Las B indican regiones de presin

baja; las A, regiones de presin alta; las lneas gruesas con pequeos tringulos indican frentes fros y con pequeos semicrculos indican frentes clidos; las tormentas tropicales y huracanes estn indicadas con giros de flechas en las regiones cercanas al ecuador.

7.2.2 Frentes Meteorolgicos En trminos generales, un frente meteorolgico es una regin donde interaccionan masas de aire de distintas caractersticas atmosfricas y en donde se presenta una marcada transicin en los parmetros meteorolgicos, tales como temperatura, densidad, presin, humedad y viento. Un frente se puede extender por varios miles de kilmetros, en la horizontal, y desde la superficie hasta la tropopausa, en la vertical. Los frentes meteorolgicos fueron inicialmente estudiados por los fsicos y meteorlogos noruegos: Vilhelm Bjerknes, Tor Bergeron y Karl Solberg, en la dcada de 1920. Este conocimiento se present en lo que se conoce como la Teora del Frente Polar; el concepto fundamental de esta teora es que las variaciones da a da de las condiciones meteorolgicas en las latitudes medias estn conectadas directamente a los frentes, formados por la convergencia entre las masas de aire de distintos orgenes y a las tormentas extra-tropicales, las cuales son tpicas de las latitudes medias. En la zona de transicin, o frente meteorolgico, se presentan gradientes muy intensos y bruscos de los parmetros mencionados, como se observa en la figura 7.5.

Fig.7.5 Esquema idealizado del perfil vertical de un frente meteorolgico. Se muestran las isotermas en la

zona de transicin entre dos masas de aire de distintas caractersticas (T0 > T1 > T2 > T3 > T4). Las flechas indican el movimiento de las masas de aire (viento) cercano al frente. Ntese que a medida que la distancia al frente se reduce, el esfuerzo en el viento ser mayor, por lo que las condiciones de inestabilidad se incrementarn.

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Como se vio en el captulo 6, el 'choque' de masas de aire de diferente temperatura y densidad, causa un proceso de conveccin forzada; las masas de aire fro, denso y relativamente estable, tienden a bajar, mientras que las masas de aire clido, ligero y relativamente inestable, tienden a subir, generando siempre una zona de presin baja, que recibe el nombre de depresin frontal. Ahora bien, supngase que la masa de aire fro tiene una mayor velocidad de desplazamiento horizontal, entonces se formar lo que se llama un frente polar (o frente fro); en caso de que sea la masa de aire clido la de mayor velocidad entonces se formar un frente tropical (o frente clido). El frente polar dar por consecuencia una gran adveccin de aire fro, disminuyendo la temperatura del medio ambiente conforme este se desplaza hacia el sur; por el contrario, el frente tropical producir una gran adveccin de aire clido, aumentando la temperatura del medio conforme este se desplaza hacia el norte. En la fase inicial de la formacin de un frente, la zona de interaccin entre las masas de aire polar y las masas de aire tropical, en el plano horizontal, ser fuertemente influenciada por la rotacin terrestre. Es decir, debido al efecto de Coriolis el movimiento de las parcelas de fluido tiende a ser desviado hacia la derecha en el hemisferio norte, entonces se observar que la zona frontal tiende a deformarse dando origen a una onda, de amplitud creciente conforme las masas de aire intensifican su interaccin.

Esta interaccin, tender a generar un movimiento circular en contra de las manecillas del reloj, como se observa en la figura 7.6, generndose un movimiento ascendente de las parcelas de aire, lo que a su vez favorece la continua disminucin de la presin atmosfrica y la formacin de sistemas de nubes convectivas.

Fig. 7.6 Esquema idealizado de la fase inicial de un frente meteorolgico en el plano horizontal x-y. En el caso de una tierra en reposo, se obtendra un frente recto (lnea punteada, a lo largo de una latitud fija), pero en el caso real, con la tierra en rotacin, y recordando que en el hemisferio norte las masas de aire son desviadas a la derecha de su movimiento inicial, entonces este frente tender a estar ondulado (lnea continua). En el extremo norte se tienen los vientos del oeste; mientras que en el extremo sur se tienen los vientos alisios del este.

Es de esperar que tambin se tenga un esquema similar en cada nivel de altura. Sin embargo, estos esquemas de frente en el plano x-y estarn desfasados en el espacio para cada nivel. Entonces, combinando las representaciones en el plano horizontal y en el eje vertical se tendr el siguiente esquema (Fig.7.7). La nubosidad y la precipitacin producida por estos frentes de latitudes medias es muy considerable, pues abarca grandes extensiones sobre la superficie ocenica, hasta de varios miles de kilmetros de largo, y en algunas ocasiones hasta de 1000 km. de ancho.

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Fig.7.7 (a) Esquema clsico del frente fro meteorolgico en el plano vertical, donde las masas de aire fro tienen una mayor velocidad de desplazamiento, sumergindose por debajo de las masas de aire clido.

Fig.7.7 (b) Frente clido, donde las masas de aire clido tienen una mayor velocidad de desplazamiento, levantndose por arriba de las masas de aire fro. Como se puede apreciar, la pendiente en el frente fro est ms vertical que en el frente clido, por lo que los movimientos convectivos sern ms intensos, presentndose condiciones ms severas en los frentes fros que en los frentes clidos.

Cada depresin frontal est caracterizada por un centro de presin baja y un intenso gradiente de presin, el cual favorece una gran convergencia y movimiento ciclnico, con fuertes vientos a lo largo del frente. Estos fenmenos meteorolgicos, que nacen sobre los ocanos, son particularmente intensos durante los meses de otoo e invierno, cuando la circulacin atmosfrica es dominada por las masas de origen polar con bajas temperaturas, mientras que la superficie ocenica aun mantiene una relativa alta temperatura, favoreciendo un considerable intercambio de calor, masa y momentum en la interfase mar/aire. La precipitacin asociada con los dos tipos principales de frentes (fros y clidos) es regulada por la naturaleza y caractersticas de las masas de aire. En el modelo clsico del frente polar, las formaciones de nubes en ambos frentes son muy diferentes: en el frente fro, donde la pendiente formada por ambas masas de aire es muy inclinada, las nubes son de tipo cmulos convectivo y tienden a producir lluvias muy intensas en forma de chubascos de corta duracin. Por el contrario, en el frente clido, donde la pendiente es menos inclinada, las nubes son del tipo estratocumulos y tienden a producir lluvias menos intensas, pero de mayor duracin (Tabla 7.1).

Tabla 7.1. Caractersticas del estado del tiempo asociadas al paso de un frente fro y uno clido

Parmetros Meteorolgicos

Frente Fro Frente Clido

Antes Despus Antes Despus Direccin del viento suroeste noroeste sur suroeste Velocidad del viento moderada intensa dbil moderada Temperatura templada fra templada clida Nubes cmulos despejado estratos cirrocmulos Precipitacin muy intensa no moderada intermitente Humedad alta baja moderada alta Presin Atmosfrica baja alta alta baja

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7.2.3 Tormentas Extra-tropicales La condicin inicial mas frecuente de formacin de una tormenta extra-tropical, se asocia a la evolucin de un frente meteorolgico; es decir, al movimiento convergente de dos masas de aire de distintas caractersticas. De acuerdo a observaciones en fluidos, cuanto mayor sean los gradientes de los parmetros, tales como la temperatura, la densidad, la presin o el esfuerzo de viento, como ocurre en las regiones frontales, se tendr menor estabilidad y en consecuencia las regiones frontales sern inestables a pequeas perturbaciones que puedan ocurrir. Esto quiere decir que cualquier pequea perturbacin que exista en el frente, tender a amplificarse, absorbiendo energa del mismo frente. Las tormentas extra-tropicales de latitudes medias se desarrollan a partir de una inestabilidad baroclnica en las regiones frontales, y dependen fundamentalmente de los parmetros dinmicos (esfuerzo del viento) y termodinmicos (gradientes horizontales de temperatura, densidad y presin). Para entender con mayor detalle el proceso de ciclognesis de las tormentas extra-tropicales, considrese el siguiente esquema de evolucin idealizado: Conforme la onda, formada por ambos frentes, se va ampliando, simultneamente se va formando un sector clido, definindose como la regin limitada entre los dos frentes en la que el aire clido se eleva, mientras que el aire fro va penetrando por debajo del aire clido (Fig.7.8). En la regin del frente clido, la lluvia se asocia al movimiento ascendente del aire, donde las nubes cambian continuamente de cirroestratos a nimbos. En la regin del frente fro, el movimiento ascendente del aire caliente es mas intenso, formando cumulonimbus y propiciando lluvias y nubosidad ms intensa.

Fig.7.8 Etapa inicial en la formacin de una tormenta extra-tropical; a) plano horizontal, conforme las

masas de aire clido y fro convergen, dando origen al frente, este se va deformando y generando una onda de baja presin; b) plano vertical, el aire clido es atrapado y forzado a ascender con aire fro por delante (del frente clido) y por detrs (del frente fro). Las lneas continuas representan isobaras, las flechas representan la direccin del viento.

Si la onda es dinmicamente inestable, entonces podr crecer en amplitud y ganar energa de los procesos de liberacin de calor latente al condensarse el vapor de agua. El aire clido desarrollar una prominencia en direccin hacia el polo y penetrar en la masa de aire fro, la cual comienza a fluir alrededor de la parte trasera de la onda (Fig.7.9). En esta fase, el viento tiene una direccin del aire fro al aire clido, por atrs de la onda, y del aire clido al aire fro, por delante de la onda. Este transporte de calor hacia el polo es un proceso de transferencia de energa muy importante en la dinmica de la circulacin general de la atmsfera, pues permite una redistribucin de calor, de energa y momentum, tendiendo hacia un balance termodinmico en la atmsfera. Todo el sistema tender a moverse en una direccin paralela a las isobaras dentro del sector clido (una caracterstica muy til para el pronstico operativo del estado del tiempo).

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Fig.7.9 Al hacerse inestable la onda del frente, esta aumenta en amplitud, ganando energa de la

condensacin del vapor de agua e intensificando el movimiento ascendente de las parcelas de aire hmedo dentro del sector de aire clido. Las flechas slidas indican la magnitud y direccin relativa del desplazamiento de ambos frentes; la flecha hueca indica la direccin de movimiento del sistema frontal. Ntese que el frente fro tiene una mayor velocidad de desplazamiento que el frente clido.

Durante las siguientes 24-36 horas, desde que se inici la perturbacin, el frente fro podr alcanzar al frente clido, desarrollndose una depresin en el sector clido, el cual empieza a ser totalmente atrapado, debido a su menor densidad y peso, favoreciendo flujo ciclnico alrededor de la zona de presin baja, con flujo divergente en la parte superior. Con el tiempo, el aire fro domina en los niveles superficiales, mientras que el aire clido se encuentra en los niveles superiores, de esto, resulta un cinturn de nubes y precipitacin, por la convergencia y ascenso de los dos frentes, para formar lo que se conoce como frente ocluido (o vaguada). Este frente ocluido, se forma por la superposicin del frente clido sobre el frente fro, mientras que al proceso de ascenso del aire clido se llama oclusin; esta oclusin se inicia desde el extremo ms al norte del sistema, prolongndose hacia el sur, como se observa en la figura 7.10.

Fig.7.10 frente parcialmente ocluido, el frente fro ha alcanzado al frente clido, superponindose a l;

de tal manera que, en el extremo norte del frente ocluido (o vaguada), el aire clido se encuentra totalmente por arriba del aire fro. Ntese que las isobaras cercanas al frente ocluido se cierran completamente, formando un giro ciclnico de gran intensidad, con nubosidad y lluvias muy intensas.

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Hay dos tipos de frentes ocluidos (o vaguadas): el frente fro ocluido, caracterizado por aire ms fro atrs del frente ocluido, y el frente clido ocluido, cuando el aire por atrs del frente ocluido es menos fro que el aire delantero. La oclusin clida tiende a ocurrir sobre zonas continentales durante invierno, donde las masas de aire polar continental se mantienen adelantadas al sistema, mientras que la oclusin fra es ms comn sobre los ocanos, donde las masas de aire polar martimo provenientes del norte se aproximan a zonas de temperatura superficial del mar relativamente clidas. En la fase final del desarrollo del sistema frontal (Fig.7.11), donde el frente fro se sobrepone totalmente al frente clido, la oclusin crece en extensin, elevando al sector de aire clido para desaparecer casi completamente de la superficie del suelo y mezclarse con la tropopausa. Conforme la depresin crece, los procesos de convergencia se van debilitando hasta disiparse.

Fig.7.11 Frente totalmente ocluido, en esta etapa, el aire clido se encuentra prcticamente por arriba

del aire fro, de tal manera que el frente ocluido cubre toda la regin superficial. A partir de este momento, el sistema deja de extraer energa del suelo, para iniciar un proceso de estabilizacin, perdiendo continuamente energa por la precipitacin asociada.

Este cicln extra-tropical en general, debido al fuerte movimiento vertical, estar asociado a gran cantidad de precipitacin, intensos vientos y estar fuertemente controlado por la corriente de chorro, como se ver en los siguientes captulos. 7.3 CICLONES TROPICALES Los ciclones tropicales son sistemas atmosfricos de presin baja, caracterizados por vientos intensos y lluvias abundantes, que se originan sobre los ocanos tropicales, en ambos lados del ecuador geogrfico. Las temporadas de formacin de estos ciclones son de Mayo a Noviembre en el hemisferio Norte, y de Octubre a Mayo en el hemisferio Sur. A diferencia de las tormentas extra-tropicales, que se desarrollan en regiones de intensos gradientes de temperatura, densidad y viento, como es la regin de latitudes medias (con una atmsfera de caractersticas baroclnicas), los ciclones tropicales se desarrollan en regiones de dbiles gradientes de temperatura y viento, como es la regin cercana al ecuador (con una atmsfera de caractersticas barotrpicas). Los ciclones tropicales pasan la mayor parte de su tiempo de vida sobre los ocanos, esto se debe a que es sobre los ocanos donde se producen los principales transportes de calor (latente y sensible) que alimentan a estas perturbaciones atmosfricas; por el contrario, sobre las regiones continentales ceden gran parte de su energa al suelo, ya sea en forma de lluvia por friccin, por lo que son rpidamente disipados. Los ciclones tropicales han sido objeto de numerosos estudios, tanto de su estructura y caractersticas generales, como de los mecanismos que rigen su gnesis, evolucin y trayectoria, pues son de los fenmenos naturales ms impresionantes de la naturaleza y siempre estn asociados tanto a efectos

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destructivos (por los fuertes vientos e inundaciones repentinas) como a efectos benficos (pues las lluvias permiten la recarga de acuferos y presas). Los estudios de estos fenmenos, hoy en da, se basan en las ms sofisticadas observaciones (aviones de reconocimiento, imgenes de satlite, radar doppler y estaciones de superficie), as como de modelos tridimensionales en computadora. La formacin de estos fenmenos se observa en regiones muy hmedas, inestables y donde se presenta una perturbacin atmosfrica que favorece la disminucin de la presin. En la zona tropical existen varios tipos de perturbaciones ondulatorias de escala sinptica que ocurren principalmente en las capas inferiores de la atmsfera y que se originan de los procesos de intercambio de energa, calor y masa entre el mar y el aire; solamente unas cuantas de ellas evolucionan para convertirse en ciclones tropicales. La gran mayora, son perturbaciones atmosfricas poco profundas (0-8 km. de altura) que viajan del este al oeste, inmersas en la corriente de vientos alisios en los trpicos. Estas perturbaciones pueden originarse de distintas formas, pero quizs la ms comn se deriva de lo que se conoce como las ondas del este. 7.3.1 Ondas del Este Se ha podido observar que los principales fenmenos de escala sinptica en las regiones tropicales se originan de la evaporacin de los ocanos, transportando vapor de agua, formando sistemas convectivos y liberando calor latente que sirve como energa cintica para mover la atmsfera. Por ejemplo, el sistema de convergencia intertropical de los vientos alisios, sobre los ocanos clidos, proporciona la humedad para el desarrollo de los sistemas convectivos; a su vez, el calor latente liberado, proporciona la energa para el movimiento de las grandes celdas de circulacin (meridional de Hadley y zonal de Walker), que retroalimentan los vientos alisios. El modelo clsico de las ondas del este fue desarrollado por Herbert Riehl y sus colaboradores en la dcada de 1940, despus de la II Guerra Mundial. Una onda del este es un sistema de presin baja inmerso en los vientos alisios, entre las latitudes 5 - 20 N y S, que se mueve hacia el oeste con velocidades del orden de 5 - 8 m/s. Su paso por un determinado lugar usualmente tarda entre 4 y 5 das. Las ondas del este se forman principalmente en las regiones occidentales de los ocanos tropicales, coincidente con las zonas de mxima temperatura superficial del mar y despus del medio da, en que los vientos alisios tienen su mxima extensin vertical. Se forman aproximadamente unas 50 ondas/da del este en cada ocano y se estima que una de cada cuatro ondas puede evolucionar a depresin tropical, y de estas, una de cada diez se desarrollan en forma de tormenta tropical. En trminos generales, la estructura de una onda del este tiene las siguientes caractersticas: perodos tpicos del orden de 3 4 das y una longitud de onda del orden de 2,000 a 2,500 km., al este de la onda, los vientos del sureste ascienden, formndose nubes convectivas, con abundantes lluvias; por el contrario, al oeste de la onda, los vientos del noroeste descienden, despejndose los cielos. El giro de los vientos tambin es muy diferente alrededor de la onda: al oeste, el flujo anticiclnico se intensifica, favoreciendo un proceso de divergencia y una relativa subsidencia del aire, con cielos relativamente despejados, principalmente en los niveles superiores; por el contrario, al este, la circulacin es ciclnica, favoreciendo un proceso de convergencia y movimiento convectivo del aire, con cielos cubiertos de nubes cumulonimbos, particularmente cerca del eje de la onda (Fig.7.12).

Fig.7.12 Esquema idealizado de una onda del este: (a) plano horizontal; (b) plano vertical. La flecha slida grande

indica la direccin de los vientos alisios (del noreste en el hemisferio norte y del sureste en el hemisferio sur). La flecha slida mediana, indica la direccin de desplazamiento de la onda del este (5-8 m/s). las flechas pequeas indican la direccin del viento alrededor del eje de la onda del este (tambin llamada vaguada), indicada por la lnea vertical. Las letras A y B indican presin alta y baja, respectivamente [Adaptado de Riehl, 1965].

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En general, el modelo idealizado de Riehl, se aplica solo en casos muy particulares. En otros casos se observa que la onda del este se desplaza a velocidades mayores que los mismos vientos alisios, haciendo que se presente una convergencia y conveccin por delante de la onda (contrario al modelo clsico). En la actualidad, se acepta que la onda del este tiene varios subtipos, con distintas caractersticas. Bajo ciertas condiciones favorables, una onda del este puede evolucionar y transformarse en un cicln tropical o un huracn. 7.3.2 Formacin y Gnesis de los Huracanes Las regiones donde se originan los huracanes son usualmente las de mayor nmero de ondas del este. Bajo condiciones favorables, las ondas del este se intensifican para formar una perturbacin tropical, en la que se inicia el movimiento giratorio de los vientos ciclnicos del orden de 4 a 7 m/s en la superficie y con vientos ms intensos en los niveles superiores. Si continan las condiciones favorables, la perturbacin evolucionar para convertirse en depresin tropical, donde el movimiento circulatorio se organiza, formando un conglomerado de nubes convectivas con vientos mximos del orden de 18 m/s. En caso de que el sistema contine evolucionando y se alcancen velocidades en el rango de 18-33 m/s, este recibe el nombre de tormenta tropical. Si el sistema continua creciendo y si se alcanzan velocidades del viento mayores de 33 m/s, entonces se le define como Huracn. Aunque el nacimiento y desarrollo de un huracn an no se entiende completamente, la mayora de los meteorlogos estn de acuerdo en que hay 4 fases principales: 1) la fase de formacin, que puede comenzar con una inestabilidad en una onda del este, la cual se convierte en depresin tropical; 2) la fase de inmadurez, cuando la depresin se intensifica para convertirse en tormenta tropical. Durante esta fase, la tormenta es muy simtrica y cubre un rea relativamente pequea; 3) la fase de madurez, cuando el rea se agranda y los vientos alcanzan velocidades de huracn; y 4) la fase de decaimiento, que se inicia cuando los vientos empiezan a disminuir y el ojo desaparece. Usualmente los huracanes inician la fase de decaimiento cuando se desplazan sobre regiones de aguas relativamente fras, en latitudes subtropicales, donde se suspende la fuente de calor y humedad del ocano, o cuando penetran al continente, donde pierden su energa por el efecto friccional del suelo. Se sabe que la principal fuente de energa proviene del calor latente de vaporizacin del agua. Para que el mar pueda liberar una cantidad suficiente de calor se necesita que se desarrolle un proceso de conveccin en la atmsfera, asociado al movimiento ascendente del aire y con giro ciclnico en el plano horizontal; es decir, se necesita una combinacin apropiada en los procesos dinmicos y termodinmicos del ocano y la atmsfera, para la formacin y desarrollo de los huracanes. Conforme los rayos del sol inciden sobre la superficie ocenica, el aire hmedo se calienta y se eleva, favoreciendo una reduccin en la presin atmosfrica y una circulacin ciclnica alrededor del ncleo clido del sistema. El aire en ascenso se expande y se enfra, favoreciendo la condensacin del vapor de agua y liberando grandes cantidades de calor latente al medio ambiente, retroalimentando al sistema. Los principales mecanismos para la formacin de huracanes son los siguientes: 1. Fuerte vorticidad relativa en niveles superficiales.- Se ha observado que los ciclones tropicales solo se

forman en regiones donde existe movimiento ciclnico y convergencia de los vientos en la atmsfera baja. Mientras ms grande sea el movimiento giratorio (vorticidad) del aire, mayor potencial de formacin para huracanes (o mayor ciclognesis). Esto favorece una alta convergencia y un mayor movimiento ascendente de las masas de aire.

2. Fuerte efecto de Coriolis.- El mayor nmero de huracanes se forman entre los 10 y 15oN, donde el efecto de Coriolis se hace importante en el giro natural del movimiento de las parcelas de aire. Este factor es muy importante para la formacin de huracanes, pues sirve como condicin inicial en el giro ciclnico del viento en las zonas de convergencia.

3. Dbil esfuerzo vertical del viento horizontal entre la baja y alta troposfera.- Se ha podido observar que la mayor cantidad de huracanes se forman en regiones de dbil esfuerzo vertical del viento. A mayor esfuerzo vertical se tendr una mayor turbulencia e inestabilidad dinmica que propiciar una gran disipacin (o ventilacin) de las nubes cmulos. Esto har que el calor (latente y sensible) dispuesto para alimentar la perturbacin sea distribuido en una mayor rea (o volumen) y en consecuencia la energa disponible por unidad de volumen ser menor y se tendrn menores probabilidades de tener desarrollo de la perturbacin a huracn. En caso contrario, es decir, si el esfuerzo vertical del viento es dbil,

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entonces se podr tener una gran energa potencial para alimentar el desarrollo del huracn. Por otro lado, al aumentar el contenido de vapor de agua por unidad de volumen, entonces esto dar por consecuencia una disminucin gradual en la presin superficial que ha su vez generar una mayor convergencia y vorticidad ciclnica (mecanismo desestabilizador).

4. Suficiente energa latente del ocano.- La principal fuente de energa para la formacin y desarrollo de un huracn es el calor que extrae del ocano. Cuando la temperatura superficial del mar, TSM, es mayor de 26C se propicia una diferencia de temperaturas entre el agua y el aire que genera gran transferencia de calor latente y sensible del ocano a la atmsfera. Cuando el huracn se desplaza por regiones de temperaturas menores de 26oC, la perdida de energa es grande y el huracn tiende a disiparse rpidamente. Esta es una de las razones por las que no se observa nacimiento de huracanes sobre las regiones dominadas por corrientes ocenicas fras, como la corriente de Per en Amrica del Sur. La influencia del ocano, segn han indicado algunos autores, puede extenderse hasta los 60 m o hasta la profundidad donde la temperatura tenga el valor de 26C.

5. Suficiente gradiente vertical de temperatura.- En general, en regiones de conveccin intensa, en donde se forman nubes de tipo cumulonimbus, se tendr un gradiente vertical de temperatura, entre los niveles troposfricos altos y los bajos, del orden de 10C, lo cual permite un transporte continuo de calor de la superficie del mar a niveles superiores en la troposfera. Por supuesto que, mientras mayor sea este gradiente, significar que la atmsfera estar ganando calor y energa potencial para alimentar el desarrollo del huracn.

6. Alto contenido de vapor de agua en la baja y mediana troposfera.- Cuando la regin de la troposfera media se encuentra con un alto contenido de humedad (H.R. > 70 %), se favorece la presin baja superficial que, a su vez, favorece el movimiento vertical y la formacin de conveccin.

La gnesis de ciclones tropicales, no solo depende de las caractersticas ocenicas y atmosfricas, sino que tambin los continentes pueden tener una influencia importante. La interaccin del viento con las montaas, puede dar como resultado un fenmeno conocido como ondas de sotavento, donde conforme el aire pasa la montaa, se va generando un giro en el viento. Un ejemplo de este fenmeno se presenta cuando los vientos Alisios del noreste, provenientes del golfo de Mxico y del mar Caribe, pasan sobre las sierras de Centro Amrica y sur de Mxico, generando una mayor vorticidad del viento sobre la vertiente del Pacfico al sureste de Mxico. En esta regin se ha observado la mayor generacin de tormentas tropicales y huracanes del Pacfico oriental, sugirindose la posibilidad de que las caractersticas orogrficas de la zona afecten los sistemas de viento y sea este un mecanismo generador de algunos huracanes. 7.3.3 Caractersticas Generales de los Huracanes Un huracn es un gran sistema atmosfrico, que puede extenderse entre 300 y 500 km. de radio, con intensos vientos girando alrededor de un centro de calma relativa. El centro, tambin conocido como el ojo de la tormenta, tiene un dimetro del orden de 20 - 30 km. de forma circular o elptica, se caracteriza por vientos dbiles, aire seco, cielos despejados, altas temperaturas y una presin atmosfrica muy baja. En el huracn, los vientos pueden alcanzar velocidades mayores de 250 - 300 km/hr (70 - 85 m/s), incluso en algunos super-huracanes se han detectado rachas con vientos mayores de 400 km/hr (>110 m/s). El huracn puede alcanzar hasta 16 km. de altura y llegar a la tropopausa. Su movimiento de desplazamiento horizontal puede alcanzar velocidades del orden de 15 - 20 km/hr (4 - 6 m/s). Usualmente, cuando se encuentra sobre los trpicos, su trayectoria es hacia el oeste - noroeste; conforme se adentra en latitudes subtropicales, puede girar hacia el noreste, siguiendo el patrn de circulacin general de la atmsfera y los ocanos. Hoy en da, gracias a los satlites, se puede dar un excelente seguimiento a los huracanes y detectar muchas de sus caractersticas, como son la velocidad y direccin de desplazamiento, as como las grandes concentraciones de nubes cumulonimbus girando en sentido ciclnico alrededor del ojo. Por su parte, de las imgenes de radar y de observaciones directas se pueden detectar abundantes precipitaciones y la intensidad de los vientos asociados a estos ciclones tropicales. Debido a su gran tamao, a la intensidad de sus vientos, a sus abundantes precipitaciones y a su duracin de varios das, o incluso de varias semanas, los huracanes pueden causar severos desastres socioeconmicos cuando entran a tierra, tales como inundaciones, destruccin de puertos y vas de comunicacin, adems de la prdida de vidas humanas, cuando no se toman las debidas precauciones. Estos sistemas atmosfricos reciben varios nombres en las distintas regiones del mundo (Fig.7.13); por ejemplo, en la regin de la India se les conoce como ciclones; en la regin oriental de Asia se les conoce

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como tifones (esta palabra se deriva del vocablo chino Ti Fun, que significa gran viento); en la regin de las Filipinas se les conoce como baguos; mientras que en Australia se les llama willy willies; en el resto del mundo el trmino ms usado es de huracn (esta palabra se deriva del vocablo Maya Hunraken, que significa Dios de las tormentas). Independientemente de los diferentes nombres, estos sistemas tropicales tienen las mismas causas y propiedades.

Fig.7.13 Regiones de origen de los fenmenos tropicales de mayor importancia. Los ciclones tropicales de

mxima intensidad de los vientos, reciben varios nombres, dependiendo de su localizacin geogrfica.

Se ha observado que unas dos terceras partes de stos fenmenos se presentan en el hemisferio Norte, as como dos terceras partes se dan en el hemisferio oriental (ocanos Indico y Pacfico asitico). En promedio se forman aproximadamente 80 ciclones tropicales (tormentas tropicales y huracanes) al ao en el mundo; unas dos terceras partes de ellos alcanzan fuerza de huracn (Fig.7.13). Desde el lanzamiento del primer satlite meteorolgico en 1965, el Ocano Pacfico Tropical Oriental, correspondiente a las costas de Mxico, ha sido reconocido como una regin prolfica en generacin de tormentas tropicales y huracanes, con aproximadamente 14 como promedio anual, mientras que la regin del Atlntico americano tiene solamente unas 9 por ao, aunque estos ltimos tienen una mayor permanencia sobre los ocanos clidos y normalmente son ms intensos y destructivos, mientras que los huracanes formados sobre el Pacfico americano son de menor duracin intensidad.

Fig.7.14 Series de tiempo de las anomalas de valores anuales de los ciclones tropicales (tormentas

tropicales y huracanes) en (a) el ocano Pacfico oriental y (b) el Atlntico. Para obtener el nmero de ciclones observados para cada ao se debe sumar la anomala al valor del promedio anual.

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La frecuencia de ocurrencia y la intensidad de las tormentas tropicales y huracanes para cada cuenca ocenica muestra grandes variaciones ao con ao (Fig.7.14), dependiente de fenmenos de escala planetaria como son El Nio - Oscilacin del Sur, la circulacin monznica en los continentes asitico, africano, americano y australiano, la circulacin de la corriente de chorro en la alta troposfera, la circulacin termohalina de los ocanos, etc. Estructura del viento.- Las observaciones del viento en los huracanes, en el hemisferio norte, indican un proceso de convergencia en los niveles superficiales, con vientos hmedos muy intensos girando ciclnicamente (Fig.7.15a); mientras que los niveles de la troposfera superior se caracterizan por una circulacin divergente, en la que los vientos relativamente ms secos y dbiles giran anticiclnicamente. (Fig.7.15b).

(a) (b)

Fig.7.15 Esquema idealizado en el plano horizontal de la circulacin de los vientos en un huracn: (a)

En niveles superficiales, con vientos ciclnicos, donde el fuerte gradiente de presin favorece vientos muy intensos conforme se acerca al ojo; (b) En niveles superiores, con vientos anticiclnicos, con un gradiente de presin ms dbil y vientos menos intensos que en la superficie. Las flechas indican la magnitud y direccin relativa del viento en ambos niveles.

Dadas las condiciones de gnesis, descritas en la seccin anterior, se tendr que en una regin ocenica de temperatura alta, el aire superficial absorber humedad y calor del agua, disminuyendo su densidad siendo forzado a ascender formndose una zona de convergencia en la regin central, permitiendo que aire alrededor, relativamente ms fro y denso, converja; el aire hmedo al ascender, se enfra y se condensa, liberando calor hacia el medio ambiente, aumentando la flotabilidad e inestabilidad del aire y promoviendo a su vez el movimiento ascendente de las parcelas de aire hmedo. Todo esto favorece una rpida disminucin de la presin atmosfrica, generndose un fuerte gradiente de presin, haciendo que el aire externo converja hacia el centro, rotando espiralmente en direccin ciclnica por el efecto combinado de vorticidad y de Coriolis, con velocidad creciente hasta llegar a la frontera del ojo. Al intensificarse la componente tangencial de los vientos espirales, la fuerza centrpeta impide que los vientos hmedos convergentes alcancen el centro de la tormenta, entonces estos ascendern alrededor del ojo permitiendo que el aire fro, ms pesado y denso, de los niveles superiores descienda y se caliente adiabticamente dentro del ojo. Este proceso de subsidencia no se extiende hasta la superficie, sino que se detiene a una altura aproximada de 1 km., donde se forma una capa de inversin, con aire muy caliente en la parte superior y aire menos clido por debajo. Conforme los vientos hmedos convergen en los niveles bajos y ascienden en la frontera del ojo, forman las columnas de nubes, en forma de espirales alrededor del centro del huracn. Cercano a la tropopausa comienza la divergencia, alejando el aire del centro con movimiento anticiclnico, la circulacin vertical se completa cuando el viento divergente de los niveles superiores desciende a la superficie en la frontera externa del huracn (Fig.7.16). El proceso de conveccin vertical del aire se mantendr mientras la temperatura de las parcelas de aire en ascenso sea ms alta que la temperatura del medio ambiente. Mientras que la entrada de energa por calor sea mayor que la prdida de energa por disipacin (friccin y precipitacin) el huracn continuar intensificndose. Por el contrario, el huracn dejar de recibir las grandes cantidades de calor, cuando se mueva sobre corrientes ocenicas fras, sobre los continentes o cuando las corrientes atmosfricas inhiban el proceso termodinmico de conveccin; en estas condiciones el huracn tender a disiparse, liberando

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grandes cantidades de energa y masa en forma de vientos y de precipitacin, destruyendo todo a su paso y causando grandes estragos a la poblacin civil.

Fig.7.16 Estructura idealizada del campo de viento y de las bandas de nubosidad en una seccin

transversal de un huracn. La columna ascendente de aire clido y hmedo dentro del huracn se condensa produciendo densas nubes cumulonimbus en forma de espirales, con abundante lluvia. La tormenta se nutre del aire convergente en los niveles inferiores, aire relativamente fro desciende por el ojo y es calentado por compresin adiabtica.

Gracias a los nuevos sistemas de radar instalados en los aviones de reconocimiento, se ha podido tener una idea ms clara de la intensidad y estructura de los vientos horizontales dentro de un huracn. En el caso del huracn Gilberto el 14 de septiembre de 1988 (Fig.7.17), se observa que entre la superficie y aproximadamente los 6 km. de altura, los vientos se incrementan muy rpidamente hacindose mximos (> 60 m/s), a una distancia de 10 a 15 km. del ojo de la tormenta; a partir de esa zona, los vientos disminuyen lentamente hasta alcanzar los lmites exteriores del huracn; tambin se puede observar que los vientos de la superficie (por abajo de los 6 km.) son de mayor intensidad que los vientos superiores (por arriba de los 12 km.).

Fig.7.17 Un esquema simple de la estructura del viento en el huracn Gilberto (14 septiembre de

1988), obtenida por radar. Los vientos mximos en la superficie se observan en una regin aislada cercana al ojo, disminuyendo rpidamente hacia el ojo y mas lentamente hacia afuera del huracn. Cada huracn es diferente y estn cambiando minuto a minuto.

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Fig.7.18. Trayectoria de las tormentas tropicales y huracanes en el ocano Atlntico durante el ao de 1995

(Reproducido y modificado del National Hurricane Center, NOAA, EUA) . Trayectoria.- El movimiento de un huracn puede ser visto como el de un trompo, girando muy rpidamente sobre su propio eje y desplazndose relativamente lento sobre la superficie ocenica. En sus primeras fases de formacin, mientras es an una pequea tormenta tropical, se desplaza muy lentamente, aproximadamente a unos 15 o 20 km/hr, incluso estas tormentas pueden permanecer estacionarias y continuar incrementando la energa de sus vientos al ganar energa de los ocanos clidos. Conforme el huracn madura, movindose hacia el norte, aumenta su desplazamiento a velocidades del orden de 30 a 45 km/hr. Cuando llega a latitudes subtropicales (> 25) y gira hacia el noreste, puede pasar un momento transitorio en el que se detenga por un pequeo perodo, para inmediatamente despus acelerarse, por influencia de la corriente de vientos del oeste, y alcanzar incluso velocidades del orden de 80-100 km/hr, particularmente en sus ltimos momentos de disipacin. La trayectoria promedio de los huracanes es casi parablica, cuando viajan del trpico a latitudes medias, mientras que si se mantienen solo en los trpicos, la trayectoria es casi zonal; sin embargo, hay una gran variabilidad espacial y temporal, dependiendo principalmente de la posicin relativa de los sistemas de circulacin atmosfrica que los controla (Fig.7.18). Efectos asociados.- Los huracanes evolucionan de distinta manera conforme se desplazan sobre la superficie terrestre: sobre los ocanos clidos, reciben energa principalmente de la evaporacin del agua, mientras que sobre los continentes, pierden rpidamente su energa, principalmente en forma de intensos vientos con abundantes precipitaciones. Se puede representar la evolucin de un huracn en trminos del comportamiento de la intensidad del viento y la presin atmosfrica, tanto sobre la superficie ocenica, donde los cambios son relativamente lentos, como cuando hace su entrada al continente, donde tanto el viento y la presin varan rpidamente (Fig.7.19).

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Fig.7.19 Perfiles de la presin atmosfrica y la intensidad del viento durante el paso

de un huracn. [Modificado de Jarvinen, Neumann y Davis, 1988].

Por otro lado, los vientos y la baja presin asociados al huracn, forzan intensamente la superficie ocenica, generndose perturbaciones que pueden viajar grandes distancias antes de disiparse; estas perturbaciones pueden ser: 1) olas de huracn, que viajan radialmente hacia afuera del huracn, pero particularmente en el cuadrante derecho delantero en la direccin de desplazamiento con alturas promedio del orden de 15 metros, aunque en la regin asitica estas olas pueden alcanzar alturas de 25 metros. La altura de estas olas bsicamente depende de la velocidad del viento y de la duracin de tiempo en que sopla el viento en la misma direccin. Las olas de huracn viajan con velocidades menores que las del viento que las generan, pero a una mayor velocidad que la del desplazamiento del huracn mismo; por ejemplo, un sistema huracanado que se desplaza a una velocidad de 15 km/hr, con vientos del orden de 150 km/hr, puede generar olas con velocidades del orden de 50 km/hr y pueden viajar por varios miles de kilmetros, por adelante del huracn mismo. 2) marejada de huracn, es la elevacin anormal del nivel del mar por efecto del viento. El aumento del nivel del mar, por efecto de la marejada de huracn resulta del apilamiento de agua que ha sido arrastrada por el huracn. La marejada puede comenzar algunas horas antes de que llegue la tormenta, an alejada a cientos de kilmetros. Este tipo de perturbacin puede alcanzar alturas del orden de 2 3 metros por arriba de la marea normal, incluso hasta 5 8 metros en eventos muy intensos y puede durar varias horas. Las marejadas de huracn pueden resultar particularmente desastrosas cuando se combinan con las mareas de luna llena, pues se incrementa notablemente el nivel del mar. Cuando la marejada de huracn se presenta en una zona costera, en donde la pendiente de la plataforma continental es muy pequea, se tendr una surgencia de tormenta que puede ser de graves consecuencias para la poblacin costera, debido a la gran inundacin asociada. Estas marejadas usualmente se desplazan a velocidades del orden de 75 a 90 km/hr. El poder destructivo de las marejadas de huracn es enorme incluso pueden destruir, en unas cuantas horas, carreteras, edificios, o causar erosiones costeras de 10 15 metros de playa. Los huracanes ayudan a mantener el balance de calor en el mundo, actuando como vlvulas de seguridad, las que extraen el exceso de calor de los trpicos, transportndolo hacia las latitudes altas, adems de formar parte importante en el balance de agua, redistribuyendo el agua dulce sobre los continentes para la recarga de los mantos freticos. En general, la cantidad promedio de lluvia asociada a un huracn, puede variar entre 8 y 15 centmetros en una regin particular, aunque estos valores dependern de la topografa y altura del suelo, y del viento; en algunas ocasiones se han observado precipitaciones promedio de 50 cm, en un solo evento de huracn. Del total de energa extrada del ocano por evaporacin, aproximadamente un 90 % es liberada como calor latente de condensacin al formarse las nubes y la lluvia; sin embargo, solo un 3 % puede ser convertido en energa mecnica, disponible para generar y alimentar los vientos. Este 3 % es equivalente a unos 10 mil millones de KW-hr. Para darse una idea esquemtica de esta energa, considrese la precipitacin observada de un huracn, que puede ser de unos 10 cm en el transcurso de 1 da; si se tiene un radio aproximado de 300 km., con un rea de 280,000 km2, para un

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volumen total de agua de cerca de 2.8 x 1010 m3 o su equivalente de 2.8 x 1010 toneladas; de tal manera que al condensarse esta cantidad de agua se liberan unas 2.8 x 1016 caloras a la atmsfera, lo que equivale aproximadamente a 3 x 1010 KW-hr. Esta energa es equivalente a unas 2 bombas de hidrgeno o a unas 2,000 bombas atmicas, como las que fueron usadas en la 2da. Guerra Mundial, contra Japn. 7.4 RESUMEN Los fenmenos meteorolgicos de escala sinptica, particularmente las tormentas de latitudes medias y los ciclones tropicales, casi siempre estn asociados a grandes cantidades de precipitacin, fuertes gradientes de presin y vientos muy intensos, por lo que pueden ocasionar desastres hidrometeorolgicos y consecuentemente grandes prdidas econmicas y de vidas humanas. Las tormentas o ciclones extra-tropicales se originan de frentes meteorolgicos formados por la convergencia de masas de aire de distintas caractersticas; estas pueden ser de tipo rtico (extremadamente fras), polar (fras), o tropical (clidas), segn la regin latitudinal donde se originan, y de tipo continental o martimo, segn la superficie donde se formen. El concepto de frentes meteorolgicos fue desarrollado por J. Bjerknes y su grupo de investigadores a principios del siglo XX; bsicamente, un frente meteorolgico es una regin atmosfrica donde se tienen grandes gradientes de los parmetros fsicos que caracterizan las masas de aire. Por ejemplo, un frente clido es aquel que se mueve en la direccin del aire fro, de tal manera que el aire clido reemplaza aire fro; por el contrario, un frente fro ser aquel que se mueve hacia el aire clido. Usualmente los frentes fros se mueven ms rpidamente que los frentes clidos, por lo que los gradientes de temperatura, humedad, presin y viento, sern ms intensos en los frentes fros que en los clidos. Despus de varios das de que el frente se ha formado, ste puede desarrollar un cicln extra-tropical, donde las masas de aire clido se encuentran por arriba de las masas de aire fro, ocasionando un sistema de presin baja, con mucha nubosidad, fuertes vientos y abundantes precipitaciones. Por otro lado, los ciclones tropicales o huracanes, son sistemas meteorolgicos con vientos giratorios de gran intensidad, alrededor de un centro de presin baja. Los ciclones tropicales pueden desarrollarse a partir de perturbaciones en la atmsfera cercanas al ecuador geogrfico, conocidas como ondas del este que se mueven hacia el oeste en la baja troposfera. Cuando estas perturbaciones encuentran condiciones de viento, humedad y temperatura favorables, entonces pueden evolucionar hasta convertirse en huracanes, con fuertes vientos y enormes sistemas de nubes cumulonimbos, girando alrededor de un centro de presin baja (ojo), caracterizado por cielos despejados y calmas.

En condiciones normales, los ciclones extra-tropicales y los tropicales tienen una duracin del orden de varios das; los ciclones extra-tropicales usualmente siguen una trayectoria de oeste al este, fluctuando latitudinalmente entre los 30 y 60 de ambos hemisferios; por el contrario, los ciclones tropicales pueden seguir una trayectoria curva, casi parablica, desde los trpicos hasta las latitudes medias, primero en direccin noroeste (latitudes tropicales) y luego en direccin noreste (latitudes medias). Los ciclones tropicales reciben su energa principalmente de la evaporacin de la superficie marina; por el contrario, los ciclones extra-tropicales reciben su energa principalmente de los intensos gradientes horizontales de temperatura entre las distintas masas de aire que los forman. Estructuralmente, los huracanes tienen sus vientos ms intensos en la baja troposfera, mientras que las tormentas extra-tropicales tienen sus vientos ms intensos cerca de la tropopausa.