CAPITULO SIETE FENOMENOS METEOROLÓGICOS DE ESCALA SINOPTICA

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1 CAPITULO SIETE FENOMENOS METEOROLÓGICOS DE ESCALA SINOPTICA Contenido 7.1 Introducción 7.2 Ciclones Extra-tropicales Masas de Aire Frentes Meteorológicos Tormentas Extra-tropicales 7.3 Ciclones Tropicales Ondas del Este Formación y Génesis de los Huracanes Características Generales de los Huracanes 7.4 Resumen 143

2 7.1 INTRODUCCION Distintas actividades humanas, tales como la agricultura, las pesquerías, las comunicaciones y el turismo, entre otras, son fuertemente afectadas por fenómenos meteorológicos sinópticos, que tienen una escala espacial promedio del orden de varios cientos de kilómetros (de 100 a 1000 km.) y una escala temporal del orden de varios días (de 3 a 10 días). Estos fenómenos sinópticos, también conocidos como ciclones atmosféricos, tienen como principal función transportar grandes cantidades de calor, masa y energía de las regiones de mayor calentamiento a aquellas en que se tiene un déficit. Los ciclones atmosféricos pueden causar desastres socioeconómicos, por las inundaciones y los intensos vientos, que se derivan de ellos. Un ciclón siempre está asociado a una región donde la presión atmosférica es baja en la parte central y mayor en la parte externa. Los ciclones en el hemisferio norte son aquellos sistemas atmosféricos que tienen una circulación de sus vientos en dirección contraria a las manecillas del reloj; mientras que, en el hemisferio sur, tienen una circulación a favor de las manecillas del reloj. Se llama ciclogénesis al proceso de formación de ciclones en la atmósfera; para que se forme un ciclón se deben presentar varias condiciones dinámicas y termodinámicas, tanto en la atmósfera como en la superficie del suelo; en principio, la condición mas común es la convergencia horizontal de masas de aire que giran por el efecto de la rotación terrestre, adquiriendo el giro ciclónico y el movimiento vertical ascendente, característico en todo ciclón. De acuerdo al principio de conservación de masa (Ec. 4.38), las corrientes de aire, que convergen en el plano horizontal, desarrollan una componente en dirección vertical. En el caso de dos corrientes de aire en la superficie, estas estarán obligadas a ascender, favoreciendo el desarrollo de distintos procesos termodinámicos como son la convección, la evaporación, la condensación, la formación de nubes y la precipitación. La convergencia de las corrientes de aire no puede presentarse simultáneamente en todos los niveles de una columna de aire; es decir, si el proceso de convergencia se da en los niveles inferiores, se deberá 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 región 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) está determinado por la presencia de los sistemas atmosféricos inmersos en los vientos del oeste, característicos de esas latitudes. Estos sistemas, también conocidos como ciclones extra-tropicales, frentes, depresiones o tormentas extra-tropicales, están asociados a condiciones muy inestables, de mucha lluvia y fuertes vientos. Durante el siglo pasado se sugirió que los ciclones extra-tropicales se formaban en la región de convergencia (frontera) entre dos grandes corrientes de masas de aire, con propiedades diferentes, como son las masas de aire cálidas y húmedas, de los trópicos, y las masas de aire frío y seco, de las regiones polares. Es pues necesario, entender primeramente el origen y la subsecuente modificación de esas masas de aire para la mejor comprensión de los procesos de formación de un frente meteorológico y de una tormenta extratropical Masas de Aire Cuando el aire permanece por un tiempo prolongado sobre una localidad geográfica, tal como una cuenca oceánica o continental, tenderá a desarrollar un equilibrio termodinámico con su medio ambiente; de tal manera que, las características del aire serán modificadas por el suelo, mientras que a su vez, las características superficiales se verán afectadas por el aire en contacto. En estas condiciones, el aire será relativamente homogéneo en sus campos de temperatura y humedad en varias decenas de miles de kilómetros cuadrados. Algunas regiones, caracterizadas por giros anticiclónicos y de mucha estabilidad, son muy propicias para desarrollar condiciones homogéneas, por ejemplo, en las extensas regiones del noreste de Asia (dominadas por el giro de Siberia) y de Canadá (dominada por el giro de Norteamérica) cubiertas por nieve en los meses de invierno, el aire se hace extremadamente frío por efecto del enfriamiento con la superficie y la suave mezcla, formándose las masas de aire de origen polar continental. En contraste, el aire sobre las regiones tropicales de los océanos Pacífico y Atlántico (dominadas por el extremo sur de los grandes giros anticiclónicos) gradualmente adquirirán las características de temperatura y humedad de esas regiones; después de un cierto periodo de tiempo, la humedad y el calor de la capa límite habrán sido 144

3 transmitidas a los niveles superiores de la troposfera, como resultado de los procesos de convección y mezcla turbulenta, formándose las masas de aire de origen tropical marítimo. 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 teoría sobre los frentes polares. Una masa de aire cumple con las siguientes características: a) un volumen considerablemente grande; b) debe permanecer un tiempo suficientemente largo, sobre una determinada región (oceánica o continental), para que adquiera las propiedades de temperatura y humedad que caracterizan a esa región; c) conforme se aleja de la región donde se formó, va intercambiando calor, masa y energía con el suelo y otras masas de aire, de tal manera que se va modificando y simultáneamente modificando a otras masas de aire y regulando al clima regional; y d) se considera homogénea en el plano horizontal, particularmente en sus parámetros de temperatura y humedad. Las masas de aire pueden ser de origen ártico (A), polar (P) o tropical (T) de acuerdo a la latitud, y pueden ser marítimas (m) o continentales (c) de acuerdo a la superficie donde se formen. Combinando estas características se pueden obtener seis categorías de masa de aire: (Am, Ac, Pm, Pc, Tm, Tc). En la Fig.7.1 se presenta un esquema de la región y tiempo de origen de las distintas masas de aire que regulan el clima mundial. Fig.7.1 (a) Regiones de formación y origen de las masas de aire, para el mes de enero. Ver texto para detalles (Reproducido de Willett, 1959) 145

4 Fig.7.1 (b) Regiones de formación 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 República Mexicana (Fig.7.2). La región noroccidental de México es principalmente afectada por masas de aire polar marítimo del Pacífico; la región norte de México recibe una considerable influencia de las masas de aire polar continental de Alaska y Canadá; la región oriental y suroriental de México recibe una fuerte influencia de las masas de aire tropical marítimo del Golfo de México, el mar del Caribe y el Atlántico y la región occidental y sur de México es principalmente afectada por las masas de aire marítimo originadas en el Pacífico tropical. La influencia de estas masas de aire sobre el continente, moduladas por las características fisiográficas, dan lugar a los diferentes climas dentro del País. Fig. 7.2 Esquema del lugar de origen y desplazamiento de las masas de aire que controlan el clima de la República Mexicana 146

5 Masas de Aire Polar Marítimo.- Se originan sobre el océano Pacífico del norte, son las masas de aire que mas comúnmente afectan el oeste del continente Norteamericano y noroeste de México, particularmente durante los meses de invierno. Se caracterizan por tener una temperatura superficial (aire y agua) del orden de 0-10 C, 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 están inmersos los frentes meteorológicos 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 marítimo, van modificando sus características conforme se desplazan al sur, recibiendo calor del océano; 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 Norteamérica, y de un clima del tipo mediterráneo, particularmente en el sur de California y noroeste de Baja California. Masas de Aire Polar Continental.- Se originan en la región continental de Norteamérica (Alaska y Canadá), produciendo condiciones muy frías durante invierno y relativamente cálidas, 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 0 C), con poco contenido de humedad; en general son muy estables en las capas inferiores de la atmósfera (pues el suelo está muy frío). Producen condiciones anticiclónicas de relativa sequía, con bajas precipitaciones y condiciones extremadamente frías, ocasionando severas heladas en los estados del norte y centro de México. Cuando estas masas de aire se desplazan al sur y al oriente de México tienden a hacerse inestables en sus niveles superficiales (pues el suelo es más cálido), generando intensos vientos, conocidos como nortes, en el Golfo de México. Masas de Aire Tropical Marítimo.- Se originan en ambos océanos, Atlántico y Pacífico, alrededor de Norteamérica. Se caracterizan por ser muy cálidas y con grandes contenidos de humedad en los niveles inferiores, por lo que en general son muy inestables, favorecen la formación de distintas perturbaciones atmosféricas. Las masas de aire del Atlántico, se forman al sur del giro anticiclónico de las Bermudas, para combinarse con los vientos alisios y dar origen a la componente del Atlántico de la circulación monzónica de verano, la cual transporta una considerable humedad y calor del Atlántico, del mar Caribe y del Golfo de México, hacia la vertiente oriental de México y de Estados Unidos (desde la península de Yucatán hasta la cuenca del Mississippi). Las masas de aire del Pacífico tropical se forman en la región ecuatorial de ambos hemisferios, siendo transportadas por los flujos transecuatoriales hacia Centro América y el suroeste de México, formando la componente del Pacífico de la circulación monzónica. Ambas masas de aire tropical marítimo, del Atlántico y del Pacífico, convergen en la meseta central de México, formando los sistemas convectivos de mesoescala y ocasionando intensas precipitaciones, particularmente en las sierras occidentales de México, 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 trópicos, se caracterizan por tener temperaturas muy altas, y relativamente secas e inestables. La República Mexicana no es directamente influenciada por este tipo de masas de aire (como sería el caso del sur de Europa, que es fuertemente influenciado por masas de aire originadas en el norte de Africa); sin embargo, estas características se observan en la región central de México y, en general, en aquellas regiones protegidas de la influencia directa de las masas de aire originadas en los océanos tropicales. Recuérdese que, las masas de aire marítimo, al ser forzadas a ascender, en el costado de barlovento, por la meseta central y las cordilleras montañosas de México, ocasionan considerables lluvias en las franjas costeras de ambas vertientes; mientras que al descender en el costado de sotavento, se tienen características de aire seco y caliente, como es el caso en Salina Cruz, el Golfo de California, el desierto Sonorense y la región central del norte de México, todas ellas regiones muy protegidas y afectadas por cadenas montañosas, caracterizadas por climas semiáridos. Conforme las masas de aire se mueven de su lugar de origen, van siendo modificadas al interaccionar con la superficie (océano 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 Pacífico norte, se intensifican los procesos de interacción mar/aire con la transferencia de calor y humedad, propiciando una gran inestabilidad y transportando a grandes alturas estas propiedades, transformándose rápidamente en masas de aire polar marítimo. Similarmente, cuando el aire tropical marítimo o continental se mueve hacia el norte, a regiones con temperatura superficial mas baja, se enfría, haciéndose mas estable y favoreciendo la 147

6 formación de nubes bajas (estratos y neblinas). La estructura de una masa de aire también puede cambiar por efectos dinámicos, como la convergencia y la divergencia, asociados a patrones de viento de gran escala. La divergencia está relacionada con movimiento anticiclónico subsidente, y tiende a estabilizar el aire y disminuir la nubosidad y la humedad relativa por el calentamiento adiabático; 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 transformación de una masa de aire, estará asociada a una importante generación de perturbaciones atmosféricas. Hay muchas dificultades para definir el tipo de masa de aire en situaciones reales, esto se puede deber a que: a) las características de las masas de aire varían considerablemente de continente a continente y de océano a océano; b) el concepto de masas de aire fue originalmente desarrollado a partir de datos de superficie, dándose mucho énfasis a la temperatura y humedad superficial, frecuentemente a expensas de características dinámicas y de estabilidad, más importantes; c) las condiciones son, la mayoría 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 condición pura, sino más bien de una condición promedio; d) muchas masas de aire son transicionales; es decir, se van modificando conforme se trasladan de un lugar a otro; y e) la precipitación está mucho mas relacionada a los procesos dinámicos de la atmósfera (inestabilidad, estabilidad, inversiones, convergencia y divergencia) que al tipo de masa de aire. Fig.7.3 (a) Atmósfera barotrópica, donde las superficies de presión, P, y las de volumen específico, α, son paralelas; (b) Atmósfera baroclínica, donde las superficie de presión hacen un ángulo con las superficies de volumen específico. Una masa de aire de origen puro es un ejemplo de una atmósfera barotrópica, definida como una atmósfera homogénea, donde las superficies isobáricas y las isostéricas son paralelas en cualquier sección vertical; en contraste, en las regiones de frontera, donde convergen distintas masas de aire, se forman grandes gradientes horizontales de temperatura, humedad, presión, volumen y viento, generándose una atmósfera baroclínica, definida como una condición en la atmósfera, donde las superficies isostéricas y las isobáricas se intersectan entre ellas en cualquier sección transversal (Fig.7.3). Conforme el ángulo entre las isolíneas de presión y las de volumen específico se hace más grande, los movimientos resultantes serán más intensos; esto sucede en las regiones frontales donde se encuentran masas de aire de características 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 cinturón de vientos del oeste, comúnmente sobre los océanos, donde las condiciones de humedad y temperatura son favorables para alimentar de energía a estos sistemas (Fig.7.4). 148

7 Fig.7.4 Regiones de origen de los sistemas frontales de latitudes medias. Las B indican regiones de presión baja; las A, regiones de presión alta; las líneas gruesas con pequeños triángulos indican frentes fríos y con pequeños semicírculos indican frentes cálidos; las tormentas tropicales y huracanes están indicadas con giros de flechas en las regiones cercanas al ecuador Frentes Meteorológicos En términos generales, un frente meteorológico es una región donde interaccionan masas de aire de distintas características atmosféricas y en donde se presenta una marcada transición en los parámetros meteorológicos, tales como temperatura, densidad, presión, humedad y viento. Un frente se puede extender por varios miles de kilómetros, en la horizontal, y desde la superficie hasta la tropopausa, en la vertical. Los frentes meteorológicos fueron inicialmente estudiados por los físicos y meteorólogos noruegos: Vilhelm Bjerknes, Tor Bergeron y Karl Solberg, en la década de Este conocimiento se presentó en lo que se conoce como la Teoría del Frente Polar; el concepto fundamental de esta teoría es que las variaciones día a día de las condiciones meteorológicas en las latitudes medias están conectadas directamente a los frentes, formados por la convergencia entre las masas de aire de distintos orígenes y a las tormentas extratropicales, las cuales son típicas de las latitudes medias. En la zona de transición, o frente meteorológico, se presentan gradientes muy intensos y bruscos de los parámetros mencionados, como se observa en la figura 7.5. Fig.7.5 Esquema idealizado del perfil vertical de un frente meteorológico. Se muestran las isotermas en la zona de transición entre dos masas de aire de distintas características (T 0 > T 1 > T 2 > T 3 > T 4 ). Las flechas indican el movimiento de las masas de aire (viento) cercano al frente. Nótese que a medida que la distancia al frente se reduce, el esfuerzo en el viento será mayor, por lo que las condiciones de inestabilidad se incrementarán. 149

8 Como se vio en el capítulo 6, el 'choque' de masas de aire de diferente temperatura y densidad, causa un proceso de convección forzada; las masas de aire frío, denso y relativamente estable, tienden a bajar, mientras que las masas de aire cálido, ligero y relativamente inestable, tienden a subir, generando siempre una zona de presión baja, que recibe el nombre de depresión frontal. Ahora bien, supóngase que la masa de aire frío tiene una mayor velocidad de desplazamiento horizontal, entonces se formará lo que se llama un frente polar (o frente frío); en caso de que sea la masa de aire cálido la de mayor velocidad entonces se formará un frente tropical (o frente cálido). El frente polar dará por consecuencia una gran advección de aire frío, disminuyendo la temperatura del medio ambiente conforme este se desplaza hacia el sur; por el contrario, el frente tropical producirá una gran advección de aire cálido, aumentando la temperatura del medio conforme este se desplaza hacia el norte. En la fase inicial de la formación de un frente, la zona de interacción entre las masas de aire polar y las masas de aire tropical, en el plano horizontal, será fuertemente influenciada por la rotación 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 observará que la zona frontal tiende a deformarse dando origen a una onda, de amplitud creciente conforme las masas de aire intensifican su interacción. Esta interacción, tenderá a generar un movimiento circular en contra de las manecillas del reloj, como se observa en la figura 7.6, generándose un movimiento ascendente de las parcelas de aire, lo que a su vez favorece la continua disminución de la presión atmosférica y la formación de sistemas de nubes convectivas. Fig. 7.6 Esquema idealizado de la fase inicial de un frente meteorológico en el plano horizontal x-y. En el caso de una tierra en reposo, se obtendría un frente recto (línea punteada, a lo largo de una latitud fija), pero en el caso real, con la tierra en rotación, y recordando que en el hemisferio norte las masas de aire son desviadas a la derecha de su movimiento inicial, entonces este frente tenderá a estar ondulado (línea 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 también se tenga un esquema similar en cada nivel de altura. Sin embargo, estos esquemas de frente en el plano x-y estarán desfasados en el espacio para cada nivel. Entonces, combinando las representaciones en el plano horizontal y en el eje vertical se tendrá el siguiente esquema (Fig.7.7). La nubosidad y la precipitación producida por estos frentes de latitudes medias es muy considerable, pues abarca grandes extensiones sobre la superficie oceánica, hasta de varios miles de kilómetros de largo, y en algunas ocasiones hasta de 1000 km. de ancho. 150

9 Fig.7.7 (a) Esquema clásico del frente frío meteorológico en el plano vertical, donde las masas de aire frío tienen una mayor velocidad de desplazamiento, sumergiéndose por debajo de las masas de aire cálido. Fig.7.7 (b) Frente cálido, donde las masas de aire cálido tienen una mayor velocidad de desplazamiento, levantándose por arriba de las masas de aire frío. Como se puede apreciar, la pendiente en el frente frío está más vertical que en el frente cálido, por lo que los movimientos convectivos serán más intensos, presentándose condiciones más severas en los frentes fríos que en los frentes cálidos. Cada depresión frontal está caracterizada por un centro de presión baja y un intenso gradiente de presión, el cual favorece una gran convergencia y movimiento ciclónico, con fuertes vientos a lo largo del frente. Estos fenómenos meteorológicos, que nacen sobre los océanos, son particularmente intensos durante los meses de otoño e invierno, cuando la circulación atmosférica es dominada por las masas de origen polar con bajas temperaturas, mientras que la superficie oceánica aun mantiene una relativa alta temperatura, favoreciendo un considerable intercambio de calor, masa y momentum en la interfase mar/aire. La precipitación asociada con los dos tipos principales de frentes (fríos y cálidos) es regulada por la naturaleza y características de las masas de aire. En el modelo clásico del frente polar, las formaciones de nubes en ambos frentes son muy diferentes: en el frente frío, donde la pendiente formada por ambas masas de aire es muy inclinada, las nubes son de tipo cúmulos convectivo y tienden a producir lluvias muy intensas en forma de chubascos de corta duración. Por el contrario, en el frente cálido, donde la pendiente es menos inclinada, las nubes son del tipo estratocumulos y tienden a producir lluvias menos intensas, pero de mayor duración (Tabla 7.1). Tabla 7.1. Características del estado del tiempo asociadas al paso de un frente frío y uno cálido Parámetros Frente Frío Frente Cálido Meteorológicos Antes Después Antes Después Dirección del viento suroeste noroeste sur suroeste Velocidad del viento moderada intensa débil moderada Temperatura templada fría templada cálida Nubes cúmulos despejado estratos cirrocúmulos Precipitación muy intensa no moderada intermitente Humedad alta baja moderada alta Presión Atmosférica baja alta alta baja 151

10 7.2.3 Tormentas Extra-tropicales La condición inicial mas frecuente de formación de una tormenta extra-tropical, se asocia a la evolución de un frente meteorológico; es decir, al movimiento convergente de dos masas de aire de distintas características. De acuerdo a observaciones en fluidos, cuanto mayor sean los gradientes de los parámetros, tales como la temperatura, la densidad, la presión o el esfuerzo de viento, como ocurre en las regiones frontales, se tendrá menor estabilidad y en consecuencia las regiones frontales serán inestables a pequeñas perturbaciones que puedan ocurrir. Esto quiere decir que cualquier pequeña perturbación que exista en el frente, tenderá a amplificarse, absorbiendo energía del mismo frente. Las tormentas extra-tropicales de latitudes medias se desarrollan a partir de una inestabilidad baroclínica en las regiones frontales, y dependen fundamentalmente de los parámetros dinámicos (esfuerzo del viento) y termodinámicos (gradientes horizontales de temperatura, densidad y presión). Para entender con mayor detalle el proceso de ciclogénesis de las tormentas extra-tropicales, considérese el siguiente esquema de evolución idealizado: Conforme la onda, formada por ambos frentes, se va ampliando, simultáneamente se va formando un sector cálido, definiéndose como la región limitada entre los dos frentes en la que el aire cálido se eleva, mientras que el aire frío va penetrando por debajo del aire cálido (Fig.7.8). En la región del frente cálido, la lluvia se asocia al movimiento ascendente del aire, donde las nubes cambian continuamente de cirroestratos a nimbos. En la región del frente frío, el movimiento ascendente del aire caliente es mas intenso, formando cumulonimbus y propiciando lluvias y nubosidad más intensa. Fig.7.8 Etapa inicial en la formación de una tormenta extra-tropical; a) plano horizontal, conforme las masas de aire cálido y frío convergen, dando origen al frente, este se va deformando y generando una onda de baja presión; b) plano vertical, el aire cálido es atrapado y forzado a ascender con aire frío por delante (del frente cálido) y por detrás (del frente frío). Las líneas continuas representan isobaras, las flechas representan la dirección del viento. Si la onda es dinámicamente inestable, entonces podrá crecer en amplitud y ganar energía de los procesos de liberación de calor latente al condensarse el vapor de agua. El aire cálido desarrollará una prominencia en dirección hacia el polo y penetrará en la masa de aire frío, la cual comienza a fluir alrededor de la parte trasera de la onda (Fig.7.9). En esta fase, el viento tiene una dirección del aire frío al aire cálido, por atrás de la onda, y del aire cálido al aire frío, por delante de la onda. Este transporte de calor hacia el polo es un proceso de transferencia de energía muy importante en la dinámica de la circulación general de la atmósfera, pues permite una redistribución de calor, de energía y momentum, tendiendo hacia un balance termodinámico en la atmósfera. Todo el sistema tenderá a moverse en una dirección paralela a las isobaras dentro del sector cálido (una característica muy útil para el pronóstico operativo del estado del tiempo). 152

11 Fig.7.9 Al hacerse inestable la onda del frente, esta aumenta en amplitud, ganando energía de la condensación del vapor de agua e intensificando el movimiento ascendente de las parcelas de aire húmedo dentro del sector de aire cálido. Las flechas sólidas indican la magnitud y dirección relativa del desplazamiento de ambos frentes; la flecha hueca indica la dirección de movimiento del sistema frontal. Nótese que el frente frío tiene una mayor velocidad de desplazamiento que el frente cálido. Durante las siguientes horas, desde que se inició la perturbación, el frente frío podrá alcanzar al frente cálido, desarrollándose una depresión en el sector cálido, el cual empieza a ser totalmente atrapado, debido a su menor densidad y peso, favoreciendo flujo ciclónico alrededor de la zona de presión baja, con flujo divergente en la parte superior. Con el tiempo, el aire frío domina en los niveles superficiales, mientras que el aire cálido se encuentra en los niveles superiores, de esto, resulta un cinturón de nubes y precipitación, 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 superposición del frente cálido sobre el frente frío, mientras que al proceso de ascenso del aire cálido se llama oclusión; esta oclusión se inicia desde el extremo más al norte del sistema, prolongándose hacia el sur, como se observa en la figura Fig.7.10 frente parcialmente ocluido, el frente frío ha alcanzado al frente cálido, superponiéndose a él; de tal manera que, en el extremo norte del frente ocluido (o vaguada), el aire cálido se encuentra totalmente por arriba del aire frío. Nótese que las isobaras cercanas al frente ocluido se cierran completamente, formando un giro ciclónico de gran intensidad, con nubosidad y lluvias muy intensas. 153

12 Hay dos tipos de frentes ocluidos (o vaguadas): el frente frío ocluido, caracterizado por aire más frío atrás del frente ocluido, y el frente cálido ocluido, cuando el aire por atrás del frente ocluido es menos frío que el aire delantero. La oclusión cálida tiende a ocurrir sobre zonas continentales durante invierno, donde las masas de aire polar continental se mantienen adelantadas al sistema, mientras que la oclusión fría es más común sobre los océanos, donde las masas de aire polar marítimo provenientes del norte se aproximan a zonas de temperatura superficial del mar relativamente cálidas. En la fase final del desarrollo del sistema frontal (Fig.7.11), donde el frente frío se sobrepone totalmente al frente cálido, la oclusión crece en extensión, elevando al sector de aire cálido para desaparecer casi completamente de la superficie del suelo y mezclarse con la tropopausa. Conforme la depresión crece, los procesos de convergencia se van debilitando hasta disiparse. Fig.7.11 Frente totalmente ocluido, en esta etapa, el aire cálido se encuentra prácticamente por arriba del aire frío, de tal manera que el frente ocluido cubre toda la región superficial. A partir de este momento, el sistema deja de extraer energía del suelo, para iniciar un proceso de estabilización, perdiendo continuamente energía por la precipitación asociada. Este ciclón extra-tropical en general, debido al fuerte movimiento vertical, estará asociado a gran cantidad de precipitación, intensos vientos y estará fuertemente controlado por la corriente de chorro, como se verá en los siguientes capítulos. 7.3 CICLONES TROPICALES Los ciclones tropicales son sistemas atmosféricos de presión baja, caracterizados por vientos intensos y lluvias abundantes, que se originan sobre los océanos tropicales, en ambos lados del ecuador geográfico. Las temporadas de formación 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 región de latitudes medias (con una atmósfera de características baroclínicas), los ciclones tropicales se desarrollan en regiones de débiles gradientes de temperatura y viento, como es la región cercana al ecuador (con una atmósfera de características barotrópicas). Los ciclones tropicales pasan la mayor parte de su tiempo de vida sobre los océanos, esto se debe a que es sobre los océanos donde se producen los principales transportes de calor (latente y sensible) que alimentan a estas perturbaciones atmosféricas; por el contrario, sobre las regiones continentales ceden gran parte de su energía al suelo, ya sea en forma de lluvia ó por fricción, por lo que son rápidamente disipados. Los ciclones tropicales han sido objeto de numerosos estudios, tanto de su estructura y características generales, como de los mecanismos que rigen su génesis, evolución y trayectoria, pues son de los fenómenos naturales más impresionantes de la naturaleza y siempre están asociados tanto a efectos 154

13 destructivos (por los fuertes vientos e inundaciones repentinas) como a efectos benéficos (pues las lluvias permiten la recarga de acuíferos y presas). Los estudios de estos fenómenos, hoy en día, se basan en las más sofisticadas observaciones (aviones de reconocimiento, imágenes de satélite, radar doppler y estaciones de superficie), así como de modelos tridimensionales en computadora. La formación de estos fenómenos se observa en regiones muy húmedas, inestables y donde se presenta una perturbación atmosférica que favorece la disminución de la presión. En la zona tropical existen varios tipos de perturbaciones ondulatorias de escala sinóptica que ocurren principalmente en las capas inferiores de la atmósfera y que se originan de los procesos de intercambio de energía, calor y masa entre el mar y el aire; solamente unas cuantas de ellas evolucionan para convertirse en ciclones tropicales. La gran mayoría, son perturbaciones atmosféricas poco profundas (0-8 km. de altura) que viajan del este al oeste, inmersas en la corriente de vientos alisios en los trópicos. Estas perturbaciones pueden originarse de distintas formas, pero quizás la más común se deriva de lo que se conoce como las ondas del este Ondas del Este Se ha podido observar que los principales fenómenos de escala sinóptica en las regiones tropicales se originan de la evaporación de los océanos, transportando vapor de agua, formando sistemas convectivos y liberando calor latente que sirve como energía cinética para mover la atmósfera. Por ejemplo, el sistema de convergencia intertropical de los vientos alisios, sobre los océanos cálidos, proporciona la humedad para el desarrollo de los sistemas convectivos; a su vez, el calor latente liberado, proporciona la energía para el movimiento de las grandes celdas de circulación (meridional de Hadley y zonal de Walker), que retroalimentan los vientos alisios. El modelo clásico de las ondas del este fue desarrollado por Herbert Riehl y sus colaboradores en la década de 1940, después de la II Guerra Mundial. Una onda del este es un sistema de presión 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 días. Las ondas del este se forman principalmente en las regiones occidentales de los océanos tropicales, coincidente con las zonas de máxima temperatura superficial del mar y después del medio día, en que los vientos alisios tienen su máxima extensión vertical. Se forman aproximadamente unas 50 ondas/día del este en cada océano y se estima que una de cada cuatro ondas puede evolucionar a depresión tropical, y de estas, una de cada diez se desarrollan en forma de tormenta tropical. En términos generales, la estructura de una onda del este tiene las siguientes características: períodos típicos del orden de 3 ó 4 días y una longitud de onda del orden de 2,000 a 2,500 km., al este de la onda, los vientos del sureste ascienden, formándose nubes convectivas, con abundantes lluvias; por el contrario, al oeste de la onda, los vientos del noroeste descienden, despejándose los cielos. El giro de los vientos también es muy diferente alrededor de la onda: al oeste, el flujo anticiclónico 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 circulación es ciclónica, 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 sólida grande indica la dirección de los vientos alisios (del noreste en el hemisferio norte y del sureste en el hemisferio sur). La flecha sólida mediana, indica la dirección de desplazamiento de la onda del este (5-8 m/s). las flechas pequeñas indican la dirección del viento alrededor del eje de la onda del este (también llamada vaguada), indicada por la línea vertical. Las letras A y B indican presión alta y baja, respectivamente [Adaptado de Riehl, 1965]. 155

14 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 convección por delante de la onda (contrario al modelo clásico). En la actualidad, se acepta que la onda del este tiene varios subtipos, con distintas características. Bajo ciertas condiciones favorables, una onda del este puede evolucionar y transformarse en un ciclón tropical o un huracán Formación y Génesis de los Huracanes Las regiones donde se originan los huracanes son usualmente las de mayor número de ondas del este. Bajo condiciones favorables, las ondas del este se intensifican para formar una perturbación tropical, en la que se inicia el movimiento giratorio de los vientos ciclónicos del orden de 4 a 7 m/s en la superficie y con vientos más intensos en los niveles superiores. Si continúan las condiciones favorables, la perturbación evolucionará para convertirse en depresión tropical, donde el movimiento circulatorio se organiza, formando un conglomerado de nubes convectivas con vientos máximos del orden de 18 m/s. En caso de que el sistema continúe evolucionando y se alcancen velocidades en el rango de 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 Huracán. Aunque el nacimiento y desarrollo de un huracán aún no se entiende completamente, la mayoría de los meteorólogos están de acuerdo en que hay 4 fases principales: 1) la fase de formación, que puede comenzar con una inestabilidad en una onda del este, la cual se convierte en depresión tropical; 2) la fase de inmadurez, cuando la depresión se intensifica para convertirse en tormenta tropical. Durante esta fase, la tormenta es muy simétrica y cubre un área relativamente pequeña; 3) la fase de madurez, cuando el área se agranda y los vientos alcanzan velocidades de huracán; 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 frías, en latitudes subtropicales, donde se suspende la fuente de calor y humedad del océano, o cuando penetran al continente, donde pierden su energía por el efecto friccional del suelo. Se sabe que la principal fuente de energía proviene del calor latente de vaporización del agua. Para que el mar pueda liberar una cantidad suficiente de calor se necesita que se desarrolle un proceso de convección en la atmósfera, asociado al movimiento ascendente del aire y con giro ciclónico en el plano horizontal; es decir, se necesita una combinación apropiada en los procesos dinámicos y termodinámicos del océano y la atmósfera, para la formación y desarrollo de los huracanes. Conforme los rayos del sol inciden sobre la superficie oceánica, el aire húmedo se calienta y se eleva, favoreciendo una reducción en la presión atmosférica y una circulación ciclónica alrededor del núcleo cálido del sistema. El aire en ascenso se expande y se enfría, favoreciendo la condensación del vapor de agua y liberando grandes cantidades de calor latente al medio ambiente, retroalimentando al sistema. Los principales mecanismos para la formación 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 ciclónico y convergencia de los vientos en la atmósfera baja. Mientras más grande sea el movimiento giratorio (vorticidad) del aire, mayor potencial de formación para huracanes (o mayor ciclogénesis). Esto favorece una alta convergencia y un mayor movimiento ascendente de las masas de aire. 2. Fuerte efecto de Coriolis.- El mayor número de huracanes se forman entre los 10 y 15 o N, 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 formación de huracanes, pues sirve como condición inicial en el giro ciclónico del viento en las zonas de convergencia. 3. Débil 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 débil esfuerzo vertical del viento. A mayor esfuerzo vertical se tendrá una mayor turbulencia e inestabilidad dinámica que propiciará una gran disipación (o ventilación) de las nubes cúmulos. Esto hará que el calor (latente y sensible) dispuesto para alimentar la perturbación sea distribuido en una mayor área (o volumen) y en consecuencia la energía disponible por unidad de volumen será menor y se tendrán menores probabilidades de tener desarrollo de la perturbación a huracán. En caso contrario, es decir, si el esfuerzo vertical del viento es débil, 156

15 entonces se podrá tener una gran energía potencial para alimentar el desarrollo del huracán. Por otro lado, al aumentar el contenido de vapor de agua por unidad de volumen, entonces esto dará por consecuencia una disminución gradual en la presión superficial que ha su vez generará una mayor convergencia y vorticidad ciclónica (mecanismo desestabilizador). 4. Suficiente energía latente del océano.- La principal fuente de energía para la formación y desarrollo de un huracán es el calor que extrae del océano. Cuando la temperatura superficial del mar, TSM, es mayor de 26 C se propicia una diferencia de temperaturas entre el agua y el aire que genera gran transferencia de calor latente y sensible del océano a la atmósfera. Cuando el huracán se desplaza por regiones de temperaturas menores de 26 o C, la perdida de energía es grande y el huracán tiende a disiparse rápidamente. Esta es una de las razones por las que no se observa nacimiento de huracanes sobre las regiones dominadas por corrientes oceánicas frías, como la corriente de Perú en América del Sur. La influencia del océano, según han indicado algunos autores, puede extenderse hasta los 60 m o hasta la profundidad donde la temperatura tenga el valor de 26 C. 5. Suficiente gradiente vertical de temperatura.- En general, en regiones de convección intensa, en donde se forman nubes de tipo cumulonimbus, se tendrá un gradiente vertical de temperatura, entre los niveles troposféricos altos y los bajos, del orden de 10 C, 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, significará que la atmósfera estará ganando calor y energía potencial para alimentar el desarrollo del huracán. 6. Alto contenido de vapor de agua en la baja y mediana troposfera.- Cuando la región de la troposfera media se encuentra con un alto contenido de humedad (H.R. > 70 %), se favorece la presión baja superficial que, a su vez, favorece el movimiento vertical y la formación de convección. La génesis de ciclones tropicales, no solo depende de las características oceánicas y atmosféricas, sino que también los continentes pueden tener una influencia importante. La interacción del viento con las montañas, puede dar como resultado un fenómeno conocido como ondas de sotavento, donde conforme el aire pasa la montaña, se va generando un giro en el viento. Un ejemplo de este fenómeno se presenta cuando los vientos Alisios del noreste, provenientes del golfo de México y del mar Caribe, pasan sobre las sierras de Centro América y sur de México, generando una mayor vorticidad del viento sobre la vertiente del Pacífico al sureste de México. En esta región se ha observado la mayor generación de tormentas tropicales y huracanes del Pacífico oriental, sugiriéndose la posibilidad de que las características orográficas de la zona afecten los sistemas de viento y sea este un mecanismo generador de algunos huracanes Características Generales de los Huracanes Un huracán es un gran sistema atmosférico, que puede extenderse entre 300 y 500 km. de radio, con intensos vientos girando alrededor de un centro de calma relativa. El centro, también conocido como el ojo de la tormenta, tiene un diámetro del orden de km. de forma circular o elíptica, se caracteriza por vientos débiles, aire seco, cielos despejados, altas temperaturas y una presión atmosférica muy baja. En el huracán, los vientos pueden alcanzar velocidades mayores de 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 huracán puede alcanzar hasta 16 km. de altura y llegar a la tropopausa. Su movimiento de desplazamiento horizontal puede alcanzar velocidades del orden de km/hr (4-6 m/s). Usualmente, cuando se encuentra sobre los trópicos, su trayectoria es hacia el oeste - noroeste; conforme se adentra en latitudes subtropicales, puede girar hacia el noreste, siguiendo el patrón de circulación general de la atmósfera y los océanos. Hoy en día, gracias a los satélites, se puede dar un excelente seguimiento a los huracanes y detectar muchas de sus características, como son la velocidad y dirección de desplazamiento, así como las grandes concentraciones de nubes cumulonimbus girando en sentido ciclónico alrededor del ojo. Por su parte, de las imágenes 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 tamaño, a la intensidad de sus vientos, a sus abundantes precipitaciones y a su duración de varios días, o incluso de varias semanas, los huracanes pueden causar severos desastres socioeconómicos cuando entran a tierra, tales como inundaciones, destrucción de puertos y vías de comunicación, además de la pérdida de vidas humanas, cuando no se toman las debidas precauciones. Estos sistemas atmosféricos reciben varios nombres en las distintas regiones del mundo (Fig.7.13); por ejemplo, en la región de la India se les conoce como ciclones; en la región oriental de Asia se les conoce 157

16 como tifones (esta palabra se deriva del vocablo chino Ti Fun, que significa gran viento ); en la región de las Filipinas se les conoce como baguíos; mientras que en Australia se les llama willy willies; en el resto del mundo el término más usado es de huracán (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 fenómenos tropicales de mayor importancia. Los ciclones tropicales de máxima intensidad de los vientos, reciben varios nombres, dependiendo de su localización geográfica. Se ha observado que unas dos terceras partes de éstos fenómenos se presentan en el hemisferio Norte, así como dos terceras partes se dan en el hemisferio oriental (océanos Indico y Pacífico asiático). En promedio se forman aproximadamente 80 ciclones tropicales (tormentas tropicales y huracanes) al año en el mundo; unas dos terceras partes de ellos alcanzan fuerza de huracán (Fig.7.13). Desde el lanzamiento del primer satélite meteorológico en 1965, el Océano Pacífico Tropical Oriental, correspondiente a las costas de México, ha sido reconocido como una región prolífica en generación de tormentas tropicales y huracanes, con aproximadamente 14 como promedio anual, mientras que la región del Atlántico americano tiene solamente unas 9 por año, aunque estos últimos tienen una mayor permanencia sobre los océanos cálidos y normalmente son más intensos y destructivos, mientras que los huracanes formados sobre el Pacífico americano son de menor duración é intensidad. Fig.7.14 Series de tiempo de las anomalías de valores anuales de los ciclones tropicales (tormentas tropicales y huracanes) en (a) el océano Pacífico oriental y (b) el Atlántico. Para obtener el número de ciclones observados para cada año se debe sumar la anomalía al valor del promedio anual. 158

17 La frecuencia de ocurrencia y la intensidad de las tormentas tropicales y huracanes para cada cuenca oceánica muestra grandes variaciones año con año (Fig.7.14), dependiente de fenómenos de escala planetaria como son El Niño - Oscilación del Sur, la circulación monzónica en los continentes asiático, africano, americano y australiano, la circulación de la corriente de chorro en la alta troposfera, la circulación termohalina de los océanos, 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 húmedos muy intensos girando ciclónicamente (Fig.7.15a); mientras que los niveles de la troposfera superior se caracterizan por una circulación divergente, en la que los vientos relativamente más secos y débiles giran anticiclónicamente. (Fig.7.15b). (a) (b) Fig.7.15 Esquema idealizado en el plano horizontal de la circulación de los vientos en un huracán: (a) En niveles superficiales, con vientos ciclónicos, donde el fuerte gradiente de presión favorece vientos muy intensos conforme se acerca al ojo; (b) En niveles superiores, con vientos anticiclónicos, con un gradiente de presión más débil y vientos menos intensos que en la superficie. Las flechas indican la magnitud y dirección relativa del viento en ambos niveles. Dadas las condiciones de génesis, descritas en la sección anterior, se tendrá que en una región oceánica de temperatura alta, el aire superficial absorberá humedad y calor del agua, disminuyendo su densidad siendo forzado a ascender formándose una zona de convergencia en la región central, permitiendo que aire alrededor, relativamente más frío y denso, converja; el aire húmedo al ascender, se enfría 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 húmedo. Todo esto favorece una rápida disminución de la presión atmosférica, generándose un fuerte gradiente de presión, haciendo que el aire externo converja hacia el centro, rotando espiralmente en dirección ciclónica 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 centrípeta impide que los vientos húmedos convergentes alcancen el centro de la tormenta, entonces estos ascenderán alrededor del ojo permitiendo que el aire frío, más pesado y denso, de los niveles superiores descienda y se caliente adiabáticamente 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 inversión, con aire muy caliente en la parte superior y aire menos cálido por debajo. Conforme los vientos húmedos 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 huracán. Cercano a la tropopausa comienza la divergencia, alejando el aire del centro con movimiento anticiclónico, la circulación vertical se completa cuando el viento divergente de los niveles superiores desciende a la superficie en la frontera externa del huracán (Fig.7.16). El proceso de convección vertical del aire se mantendrá mientras la temperatura de las parcelas de aire en ascenso sea más alta que la temperatura del medio ambiente. Mientras que la entrada de energía por calor sea mayor que la pérdida de energía por disipación (fricción y precipitación) el huracán continuará intensificándose. Por el contrario, el huracán dejará de recibir las grandes cantidades de calor, cuando se mueva sobre corrientes oceánicas frías, sobre los continentes o cuando las corrientes atmosféricas inhiban el proceso termodinámico de convección; en estas condiciones el huracán tenderá a disiparse, liberando 159

18 grandes cantidades de energía y masa en forma de vientos y de precipitación, destruyendo todo a su paso y causando grandes estragos a la población civil. Fig.7.16 Estructura idealizada del campo de viento y de las bandas de nubosidad en una sección transversal de un huracán. La columna ascendente de aire cálido y húmedo dentro del huracán 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 frío desciende por el ojo y es calentado por compresión adiabática. Gracias a los nuevos sistemas de radar instalados en los aviones de reconocimiento, se ha podido tener una idea más clara de la intensidad y estructura de los vientos horizontales dentro de un huracán. En el caso del huracán 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 rápidamente haciéndose máximos (> 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 límites exteriores del huracán; también 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 huracán Gilberto (14 septiembre de 1988), obtenida por radar. Los vientos máximos en la superficie se observan en una región aislada cercana al ojo, disminuyendo rápidamente hacia el ojo y mas lentamente hacia afuera del huracán. Cada huracán es diferente y están cambiando minuto a minuto. 160

19 Fig Trayectoria de las tormentas tropicales y huracanes en el océano Atlántico durante el año de 1995 (Reproducido y modificado del National Hurricane Center, NOAA, EUA). Trayectoria.- El movimiento de un huracán puede ser visto como el de un trompo, girando muy rápidamente sobre su propio eje y desplazándose relativamente lento sobre la superficie oceánica. En sus primeras fases de formación, mientras es aún una pequeña tormenta tropical, se desplaza muy lentamente, aproximadamente a unos 15 o 20 km/hr, incluso estas tormentas pueden permanecer estacionarias y continuar incrementando la energía de sus vientos al ganar energía de los océanos cálidos. Conforme el huracán madura, moviéndose 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 pequeño período, para inmediatamente después acelerarse, por influencia de la corriente de vientos del oeste, y alcanzar incluso velocidades del orden de km/hr, particularmente en sus últimos momentos de disipación. La trayectoria promedio de los huracanes es casi parabólica, cuando viajan del trópico a latitudes medias, mientras que si se mantienen solo en los trópicos, la trayectoria es casi zonal; sin embargo, hay una gran variabilidad espacial y temporal, dependiendo principalmente de la posición relativa de los sistemas de circulación atmosférica que los controla (Fig.7.18). Efectos asociados.- Los huracanes evolucionan de distinta manera conforme se desplazan sobre la superficie terrestre: sobre los océanos cálidos, reciben energía principalmente de la evaporación del agua, mientras que sobre los continentes, pierden rápidamente su energía, principalmente en forma de intensos vientos con abundantes precipitaciones. Se puede representar la evolución de un huracán en términos del comportamiento de la intensidad del viento y la presión atmosférica, tanto sobre la superficie oceánica, donde los cambios son relativamente lentos, como cuando hace su entrada al continente, donde tanto el viento y la presión varían rápidamente (Fig.7.19). 161

20 Fig.7.19 Perfiles de la presión atmosférica y la intensidad del viento durante el paso de un huracán. [Modificado de Jarvinen, Neumann y Davis, 1988]. Por otro lado, los vientos y la baja presión asociados al huracán, forzan intensamente la superficie oceánica, generándose perturbaciones que pueden viajar grandes distancias antes de disiparse; estas perturbaciones pueden ser: 1) olas de huracán, que viajan radialmente hacia afuera del huracán, pero particularmente en el cuadrante derecho delantero en la dirección de desplazamiento con alturas promedio del orden de 15 metros, aunque en la región asiática estas olas pueden alcanzar alturas de 25 metros. La altura de estas olas básicamente depende de la velocidad del viento y de la duración de tiempo en que sopla el viento en la misma dirección. Las olas de huracán viajan con velocidades menores que las del viento que las generan, pero a una mayor velocidad que la del desplazamiento del huracán 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 kilómetros, por adelante del huracán mismo. 2) marejada de huracán, es la elevación anormal del nivel del mar por efecto del viento. El aumento del nivel del mar, por efecto de la marejada de huracán resulta del apilamiento de agua que ha sido arrastrada por el huracán. La marejada puede comenzar algunas horas antes de que llegue la tormenta, aún alejada a cientos de kilómetros. Este tipo de perturbación puede alcanzar alturas del orden de 2 ó 3 metros por arriba de la marea normal, incluso hasta 5 ú 8 metros en eventos muy intensos y puede durar varias horas. Las marejadas de huracán 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 huracán se presenta en una zona costera, en donde la pendiente de la plataforma continental es muy pequeña, se tendrá una surgencia de tormenta que puede ser de graves consecuencias para la población costera, debido a la gran inundación asociada. Estas marejadas usualmente se desplazan a velocidades del orden de 75 a 90 km/hr. El poder destructivo de las marejadas de huracán es enorme incluso pueden destruir, en unas cuantas horas, carreteras, edificios, o causar erosiones costeras de 10 ó 15 metros de playa. Los huracanes ayudan a mantener el balance de calor en el mundo, actuando como válvulas de seguridad, las que extraen el exceso de calor de los trópicos, transportándolo hacia las latitudes altas, además de formar parte importante en el balance de agua, redistribuyendo el agua dulce sobre los continentes para la recarga de los mantos freáticos. En general, la cantidad promedio de lluvia asociada a un huracán, puede variar entre 8 y 15 centímetros en una región particular, aunque estos valores dependerán de la topografía y altura del suelo, y del viento; en algunas ocasiones se han observado precipitaciones promedio de 50 cm, en un solo evento de huracán. Del total de energía extraída del océano por evaporación, aproximadamente un 90 % es liberada como calor latente de condensación al formarse las nubes y la lluvia; sin embargo, solo un 3 % puede ser convertido en energía mecánica, disponible para generar y alimentar los vientos. Este 3 % es equivalente a unos 10 mil millones de KW-hr. Para darse una idea esquemática de esta energía, considérese la precipitación observada de un huracán, que puede ser de unos 10 cm en el transcurso de 1 día; si se tiene un radio aproximado de 300 km., con un área de 280,000 km 2, para un 162