Introducción a las Ciencias Atmosféricas
Curso en línea
CCA-UNAM


IV.   Circulación atmosférica y distribución de presión

Introduccion.

En un sentido amplio, la circulación global o general de la atmosfera se refiere a la totalidad de movimientos que caracterizan el flujo atmosférico a escala planetaria. En particular, el estudio de la circulación general de la atmosfera tiene que ver con la dinámica del clima, es decir, con la caracterización del flujo promedio atmosférico. Los promedios climáticos se toman sobre periodos suficientemente largos (meses, años, decenios, etc.) para remover las variaciones azarosas y rápidas (horas, días) causadas por los sistemas meteorológicos como frentes, o por inestabilidad asociada a sistemas de convección local. Sin embargo los promedios deben ser suficientemente cortos para permitir detectar variaciones mensuales y estacionales de las variables meteorológicas.

Las causas que determinan la dinámica de la circulación general de la atmosfera son:

fig1
Figura 1. Modelo de circulación de una celda


4.1. Modelo de Circulación de una Celda

Se sabía de forma cualitativa desde el siglo XVII que el planeta recibía más energía solar en latitudes cercanas al ecuador que en latitudes cercanas al polo (Figura 1). En 1686, Edmund Halley postuló una teoría para explicar los vientos alisios del noreste y sureste observados en superficie por los marinos. En su teoría, los vientos alisios eran el resultado de aire frio y denso que se movía desde los polos hacia una región de aire caliente en los trópicos donde el aire sube. Para preservar un equilibrio dinámico, el aire en niveles superiores seria forzado a descender en el polo formando una circulación térmica directa de una sola celda.


fig2
Figura 2.

En 1735, George Hadley propuso un modelo de circulación atmosférica similar al de Halley de una sola celda de convección simétrica respecto a al eje de rotación de la Tierra en cada hemisferio. En esta teoría, Hadley, suponía que cada celda transportaría calor desde los trópicos hacia los polos como resultado de una circulación térmica directa (celda de Hadley) forzada por una diferencia de temperaturas entre ecuador y polos.  Lord Kelvin (1857, 1892) presento una teoría más compleja de la circulación cercana a superficie pero mantuvo el modelo de una sola celda de Hadley de la circulación en altura. 

Ninguna de estas primeras teorías consideraba el impacto de la rotación y el papel que tenia la conservación del momento angular. Por conservación de momento angular una parcela de aire que se desplaza del sur al norte aumentaría su velocidad relativa a la tierra debido a que la distancia de la parcela al eje de rotación de la tierra se reduce. Bajo este mismo argumento una parcela que llegue al polo tendría una velocidad infinita. Por ello debemos descartar el modelo de una sola celda para todo hemisferio. Sin embargo, cuando tomamos en cuenta la conservación de momento angular, la fuerza de Coriolis y el gradiente térmico entre ecuador y el polo podemos explicar la extensión de la celda de Hadley y la presencia de una corriente de chorro subtropical (Fig. 3)

fig3
Figura 3.


4.2. Modelo de circulación de tres celdas.

Las observaciones han confirmado la presencia de una circulación de Hadley entre el ecuador y los subtrópicos (aproximadamente ± 30°). Entre 1856 y 1861, William Ferrel propuso que las celdas de circulación de latitudes medias con vientos del oeste eran causadas cuando el aire era desviado por la fuerza de Coriolis. En 1921, Wilhelm Bjerknes identificó a los vientos polares del este y propuso una celda térmica indirecta, la celda de Ferrell , donde el equilibrio se mantiene gracias a los ciclones de latitudes medias. Tor Bergeron propuso una estructura de tres celdas identificando los límites entre las masas de aire en cada región. De esta forma surge un cuadro más complejo de la circulación general para un planeta sin continentes, con vientos tropicales superficiales del este, vientos del oeste de latitudes medias y polares del este (Fig. 4). Cuando el impacto de los continentes, se añade, patrones superficiales más complejas se desarrollan (Fig.5). En lugar de las bandas de baja y alta presión, las áreas de alta y baja presión en las diferentes regiones, altas subtropicales por ejemplo, se centran sobre el océano.

fig4
Figura 4

fig5
Figura 5.


4.3. Celdas semipermanentes de presión

La circulación general de los trópicos está dominada por circulaciones semipermanentes que varían muy poco en el tiempo y por circulaciones monzónicas estacionales que se invierten dependiendo de la estación del año. En la figura 6 se muestran con una línea discontinua roja, las zonas de bajas presiones que denominamos vaguada ecuatorial o zona de convergencia intertropical (ZCIT) cercana del ecuador. Esta zona de baja presión se forma en respuesta al calentamiento neto y de aire ascendente cercano al ecuador (Fig. 6a). Durante el verano boreal (julio), los centros de baja presión más conspicuos son los mínimos térmicos en la India, el Sahara en el continente africano, y la baja de Sonora en América del Norte (Fig. 6b). El verano austral (enero) tiene bajas importantes en las regiones subtropicales de América del Sur, el sur de África, y Australia-Indonesia (Fig. 10.6a). Los patrones de presión subtropicales están dominados por la Alta del Pacífico de Hawai y la de Bermudas Azores del hemisferio norte y sus contrapartes en el hemisferio sur, todos ellos con una presión media de alrededor de 1020 hPa, pero con valores más altos durante los veranos respectivos. Es de notar el carácter más zonal (i.e el que no depende de la posición longitudinal en la esfera) y los cambios estacionales menos dramáticas en el hemisferio sur debido a la mayor proporción de área que ocupa el océano. Los vientos alisios, la rama más baja de las celdas de Hadley, juegan un papel importante en la evolución del tiempo meteorológico y de las interacciones océano-atmosfera en los trópicos. Se trata de vientos bastante persistentes que tienen una velocidad promedio de 7.4 m s-1, con velocidades fuertes en el invierno. Los vientos alisios se ven afectados por oscilaciones interanuales de mayor escala espacial y temporal como El Niño Oscilación del Sur (ENOS).

fig6a

fig6b
Figura 6.


4.4. Patrones de viento y presión en la troposfera alta.

Los vientos troposféricos en altura (Fig. 7) son casi zonales en comparación con los patrones más complejos de la superficie. Sin embargo, incluso a esas alturas, el efecto continental es evidente en las ondulaciones observadas cerca de las costas así como la variación en la velocidad del viento. Notamos las fuertes corrientes en chorro que salen de las costas orientales de Asia y América del Norte a 200 hPa (cerca de 11 km en altura). En el hemisferio sur, debido a que la masa continental es más pequeña que la de los oceanos, el patrón de vientos es más zonal y la corriente en chorro es más intensa (Fig. 7 panel inferior). La corriente de chorro subtropical existe durante todo el año en el hemisferio sur. Su contraparte en el hemisferio norte desaparece en el verano, debido a la reducción en el gradiente de temperatura meridional sur-norte (i.e., viento térmico).

Existe un máximo de vientos alisios en el verano aunque no es tan fuerte como los vientos del oeste en latitudes medias (Fig. 7). Estos máximos reflejan la llamada corriente de chorro tropical de los alisios (CTA) encontrada cerca de 100-150 hPa. Los patrones del CTA aparecen como respuesta a los excedentes de calor meridional sobre las masas de tierra tropicales lo que ayuda a establecer altas de presión a niveles superiores en la atmosfera y vientos del este fuertes, con velocidad máxima de 40 - 50 m s-1, sobre el centro y sur de la India en agosto (Fig. 7 panel inferior).
Las vaguadas de la troposfera alta tropical (VTAT) son bajas presiones características semipermanentes que se encuentran sobre los océanos tropicales durante el verano (por ejemplo, figura 8). Las VTAT están asociadas con un aumento de la convección en los trópicos y en ocasiones con ciclones tropicales. Las más fuertes VTAT se encuentran en el Pacífico Norte, Atlántico Norte, el Caribe y el Golfo de México. La región del Pacífico oriental es la más destacada en el hemisferio sur, los más débiles se encuentran en Australia, América del Sur, y de vez en cuando en África.


fig7
Figura 7. Vector de viento a 200 hPa para la climatología de diciembre-febrero (panel superior) y para la de junio-agosto (panel inferior).


fig8
Figura 8. Patrón de alturas geopotenciales a 200 hPa para el Atlántico Norte mostrando la región de vaguadas en la región azul.


4.5. Principales sistemas de vientos regionales: monzones, brisas mar-tierra, brisas valle-montaña.

El monzón es un fenómeno regional que se caracteriza por cambios estacionales periódicos  del viento en superficie soplando unos meses en una dirección y otros en la opuesta. El termino viene de "mawzam palabra árabe que significa" temporada"y fue utilizado por primera vez para referirse a la inversión estacional de los vientos predominantes superficies sobre el sur de Asia y el Océano Índico. La región que está bajo la influencia del monzón es vasta y se puede afirmar que la mayoría de la población mundial vive en estas regiones (Fig. 9). Muchas de estas sociedades dependen de la agricultura de riego para su alimentación, por lo que la predicción de la cantidad, la fecha de inicio, y la ubicación de las lluvias asociadas al monzón es crucial.

fig9
Figura 9. Región de influencia del monzón clásico según Ramage (1971)

Los regímenes de precipitación monzonica que acompañan a los cambios de viento estacional se caracterizan por lluvias con el viento soplando hacia la costa en el verano mientras que en invierno hay sequia y el viento sopla hacia la costa. La sencillez en su comportamiento es engañosa ya que el monzón ha demostrado ser realmente un sistema muy complejo cuya aparición, intensidad y períodos de calmas representan algunos de los problemas de pronóstico estacionales más difíciles de la actualidad.
Siguiendo a Ramage (1971), los criterios clásicos para definir un monzón son los siguientes:
• La dirección del viento dominante cambia 120 ° entre enero y julio
• Frecuencia media del viento dominante > 40%
• La velocidad media de viento supera los 3 m s-1
• Los patrones de presión satisfacen un criterio de permanencia temporal

Las regiones monzónicas que satisfacen estos criterios se muestran en la figura 10.10. Se observa que  el monzón de la India coincide con estos criterios perfectamente. En décadas posteriores, las regiones monzónicas se han ampliado (Fig. 11). Los sistemas monzónicos globales incluyen ahora las regiones de América del Norte y Sur, donde la aparición de precipitación de verano y las características del viento son muy similares a los monzones de la India. Sin embargo, como se muestra en los paneles de la izquierda en la figura. 11 esas regiones no tienen un equivalente en invierno, así que no coinciden con los criterios clásicos de un monzón.

fig11
Figura 11. Sistema global de monzones.

La figura 12 ilustra el modelo conceptual del monzón como una brisa húmeda del mar modificado por el efecto Coriolis. Sin embargo, la importancia del gradiente de temperatura entre un océano frio y la tierra caliente se ha puesto en duda debido a que las temperaturas de la superficie de la tierra en realidad disminuyen durante el monzón. Décadas de observaciones con imágenes de satélite han demostrado que la región del monzón en el sur de Asia no es un fenómeno local de brisa entre tierra y océano. Más bien, es parte de la banda de lluvia a escala planetaria (asociado a la vaguada ecuatorial) que está presente en todos los océanos tropicales cálidos y sólo difiere en su amplitud en las regiones del monzón. De esta forma, a escala planetaria, se considera que el monzón contiene los siguientes mecanismos fundamentales:
• La oscilación estacional de calentamiento solar neto en el hemisferio de verano que induce la migración latitudinal de la vaguada ecuatorial y las zonas de convergencia tropical.
• La diferencia de calentamiento entre la tierra y el océano y el gradiente de presión resultante (Halley 1686)
• El viraje y deflexión de los vientos por la rotación de la tierra (Hadley 1735)
• Los procesos de la humedad y la convección

Si bien las lluvias monzónicas son de interés social primario, muchos sistemas de nubes que traen la lluvia sobre el continente están originados en los océanos cálidos. Por ejemplo, durante la fase de inicio del monzón del sur de Asia, la banda de la lluvia que se genera en el océano se desplaza hacia el norte arribando al sur de Asia. Es claro que el sistema mundial de los monzones responde a un calentamiento neto en escala planetaria pero la evolución subsecuente de los monzones regionales depende de la distribución de la tierra y el océano, así como los gradientes de la TSM y la topografía.

fig12

Figura 12. Modelo conceptual de la sección transversal de la circulación monzonica durante el verano en el que la masa continental está más caliente que el océano generando gradientes horizontales de presión a una misma altura (note líneas de presión inclinadas).

fig13

Figura 10.13. Modelos simplificado de circulación monzonica: a)caso sin rotación en bajos y altos niveles y b) como en a) pero agregando rotación.

Conceptualmente, el monzón de verano a escala planetaria es una primera respuesta a la radiación neta positiva en el hemisferio de verano de la misma manera que la superficie responde a la oscilación estacional de calentamiento solar. La evolución de los monzones regionales depende de la distribución de las masas de tierra y el océano, los gradientes de TSM, y el transporte neto de calor en el océano. Las diferencias en la capacidad de almacenamiento de calor de la tierra y del océano dan como resultado la generación de  gradientes intensos de temperatura entre la tierra y la superficie de los océanos. A su vez, estos gradientes horizontales de temperatura llevan a formar gradientes horizontales de presión a niveles superiores (ver Fig. 12) y una circulación transversal. Sobre la tierra, la única manera de transportar el calor hacia abajo es a través de la difusión molecular con poco  almacenamiento de calor mientras que en el océano el calor se difunde y, al mismo tiempo, el calor es transportado a niveles inferiores y almacenado.
La circulación atmosférica durante un evento de monzón  no ocurre directamente desde el océano a la tierra debido a que la rotación de la Tierra la desvía hacia la derecha (fuerza de Coriolis en el hemisferio norte) y afecta significativamente el destino de los vientos y las corrientes oceánicas (ver figura 13). Por último, los procesos húmedos dentro de las nubes afectan la velocidad vertical y los perfiles de calentamiento que ocurren dentro de las nubes. Este efecto colectivo de las nubes afecta el calentamiento diferencial entre las áreas con nubes  y sin nubes. Las principales características del monzón de verano en el sur de Asia son la vaguada monzonica, el flujo de bajos niveles hacia tierra que cruza el ecuador, la alta de las Mascareñas, las corrientes convectivas ascendentes de humedad, alta presión de niveles superiores y el Tropical Easterly Jet (TEJ). El TEJ es un sistema de vientos de nivel superior que ocurren durante eventos de monzones fuertes. Estas respuestas regionales se acoplan a la circulación general planetaria como se muestra en la figura 14 abajo.    

fig14
Figura 14.

Las brisas mar-tierra son fenómenos meteorológicos diurnos que ocurren entre el mar y la tierra de forma muy similar a las circulaciones en forma de celdas convectivas observadas en los monzones (Figura 10.12) solo que a una escala muy pequeña (mesoescala) y sin la afectación de la fuerza de Coriolis. El fenómeno se ilustra de la forma siguiente: a lo largo de la costa durante el día, la superficie terrestre se caliente más rápidamente que el agua adyacente (Fig. 10.15a), lo que hace que la parcela de aire se expanda y se eleve (Fig. 10.15b). A una altura de aproximadamente 1 km, el aire ascendente se extiende hacia el océano (Fig. 10.15c), lo cual causa una reducción de la presión atmosférica en la superficie. Sobre la superficie del agua el calentamiento es menor por lo que la presión es mayor que en tierra. El aire sobre el agua se mueve hacia el área de baja presión sobre la tierra estableciendo así la brisa del mar durante el día. Por la noche la superficie de la tierra se enfría más rápidamente que el agua. El aire sobre la tierra se hace más denso y genera un viento de tierra hacia océano.


fig15
Figura 15.

Una brisa de valle se forma cuando el fondo del valle se calienta durante el día. De esta forma, el aire caliente asciende por las pendientes de las colinas y montañas que rodean al valle. De noche, el aire frio más denso se desliza por las pendientes para llegar al centro del valle produciendo así, una brisa de montaña

fig16
Figura 16.


4.6. La atmósfera y los océanos

Los océanos son muy eficientes reservorios de energía y pierden su calor mucho más despacio que las masas de tierra. Esto significa que las corrientes marítimas pueden transportar agua caliente o fría distancias muy grandes alrededor del planeta. Estas corrientes cambian la temperatura de la superficie del mar, la cual, a su vez, influye en el clima, sobre todo en las zonas costeras.
Por ejemplo, la corriente de California mantiene la temperatura templada en la costa oeste de México y los Estados Unidos. Durante el verano, los vientos se asocian con la corriente fría reduciendo la temperatura de la costa, mientras algunos kilómetros tierra adentro, la temperatura puede elevarse a 38 °C. En forma parecida, las aguas calientes de la corriente del Golfo de México provocan que los vientos en la Gran Bretaña sean cálidos, en comparación con otros países de las mismas latitudes, pero que están fuera de la trayectoria de esta corriente.
Las corrientes oceánicas también influyen en los patrones de lluvia. El aire húmedo y caliente se asocia con corrientes cálidas que incrementan la precipitación. Por ejemplo, las variaciones en la temperatura de las corrientes oceánicas que se originan cerca de Perú pueden influir en la lluvia de lugares tan lejanos como Australia. De hecho, una manifestación de este fenómeno se conoce como El Niño.

Las corrientes oceánicas pueden jugar un papel importante en el desarrollo de sistemas de tormenta. Éste es el caso específico cuando aire frío de los polos choca con aire caliente de corrientes oceánicas, lo que produce frentes en un proceso que se conoce como ciclogénesis. Por ejemplo, las tormentas de invierno de la costa este de Estados Unidos se desarrollan y fortalecen rápido por la inestabilidad atmosférica que resulta al coincidir aire frío del norte con el aire relativamente caliente de la corriente del Golfo. Este proceso se llama ciclogénesis explosiva porque las tormentas se fortalecen muy rápido.

Debido a que los océanos mantienen el calor por más tiempo que los continentes, se enfrían más despacio en otoño e invierno y se calientan lentamente en primavera. Asimismo, en los solsticios de verano e invierno hay un desfase de varias semanas previo a que los océanos alcancen sus temperaturas máximas y mínimas del año.

Las diferencias de temperatura entre los continentes y los mares tienen una influencia muy fuerte en el clima. Por ejemplo, en primavera las áreas costeras pueden ser mucho más frías que en regiones tierra adentro y las brisas marinas son comunes. De manera similar, si aire húmedo y caliente se mueve sobre aguas frías, puede ocurrir condensación que forma nubes y niebla.
Existe un intercambio continuo de humedad entre océanos, tierras, plantas, y nubes que participan activamente en el tiempo meteorológico. Este proceso se conoce como ciclo del agua. Diversos estudios han revelado que los océanos proporcionan cerca del 90% de la humedad a nuestra atmósfera. El agua abandona los océanos como resultado de la evaporación. Esto sucede cuando se calienta la superficie del mar, parte del agua se convierte en vapor y el aire al elevarse la transporta por la troposfera.

No sólo los océanos ceden agua a la atmósfera. La humedad también proviene de la evaporación de ríos, lagos y otros reservorios de agua. El resto de la humedad que se encuentra en la atmósfera la exudan las plantas a través de una forma de evaporación conocida como evapotranspiración.
El agua en el aire se condensa en nubes que suelen compactarse y producir lluvia en tierra y en especial sobre montañas. Plantas y animales absorben parte de la lluvia y nieve que cae. El resto corre por los ríos o se filtra a corrientes subterráneas. Desde ahí, hace su recorrido de retorno al mar para comenzar el ciclo de nuevo.

Las actividades humanas, como la deforestación, el crecimiento de ciudades y la construcción de diques y presas, afectan el ciclo al cambiar los patrones de precipitación, almacenamiento de agua y la cantidad de agua que se evapora.

Aunque parecen muy distintos, tierra, atmósfera y océano constituyen el ambiente sobre el que vivimos. Sin embargo, hay un símil entre la atmósfera y el océano, pues se ha comprobado que la masa de la atmósfera terrestre equivale a la masa de los primeros 10 metros del océano. Los sistemas atmosféricos son capaces de almacenar el calor que les llega desde el Sol y se ha estimado que los primeros 4 metros de océano absorben la misma cantidad de calor que la atmósfera, por lo tanto, son igualmente capaces de retener esa energía.

Los eventos atmosféricos, como vientos o cambios en el tiempo climático, requieren que océanos o continentes liberen o capturen energía. Estos cambios en la configuración del ambiente afectan a largo plazo las características del océano, provocando que sea capaz de absorber o liberar más o menos calor y ocasionando, por ejemplo, fenómenos como El Niño, La Niña, los huracanes y los tifones.

Algunos mecanismos de interacción entre la atmósfera y el océano son familiares, por ejemplo, El Niño Oscilación Sur (ENOS) y La Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT). ENOS consiste básicamente en cambios a gran escala en la temperatura de la superficie marina a través del Pacífico oriental y aumento del nivel del mar en zonas costeras, debido al cambio de las corrientes en el océano, mientras que la ZCIT es una franja de bajas presiones ubicadas en la zona ecuatorial, donde convergen vientos del sureste y noreste.

La interacción entre la atmósfera y el océano se estudia con métodos de modelación numérica, lo que permite la predicción del estado del tiempo, así como con datos de boyas meteorológicas ubicadas estratégicamente en el océano.

Estos datos permiten comprender de mejor manera el arrastre de sedimentos y por ende las especies marinas que habitan en la zona y que son base de la economía de países costeros. A veces se pueden modelar ciclos de existencia de ciertos cardúmenes de peces en algunas regiones costeras en desmedro de otras, lo que reduce costos y aumenta las ganancias, ya que siempre es mejor saber dónde ir a pescar y en qué días.
El comportamiento de la atmósfera provoca movimientos de aguas cercanas a la costa, lo que se traduce en fenómenos de transporte de material por los océanos. Las ondas relacionadas con el océano y la atmósfera también constituyen parte importante en la interacción entre estos dos sistemas, puesto que son capaces de transportar calor, y por ende gradientes de temperatura, lo que provoca también cambios de presión y genera los vientos que somos capaces de sentir todos los días.

Las anomalías a nivel del mar, causadas por las olas y los vientos, se estudian para conocer los efectos de la oscilación ENOS, lo que da la idea que este fenómeno es a primera vista periódico junto con su símil la Niña, que consiste en la baja inusual de la temperatura del Pacífico, debido a un fortalecimiento poco común de los vientos occidentales que provoca el enfriamiento de las corrientes a lo largo del Ecuador y de las zonas costeras de Sudamérica. Sin embargo, al hacer un análisis más detallado de su evolución histórica se concluye que ENOS es un fenómeno mucho mas difícil de pronosticar que un fenómeno periódico.

A pesar de los avances tecnológicos y de los conocimientos cada vez más exhaustivos de las ciencias de la Tierra, aún continuamos expuestos a las alteraciones climáticas y al mismo tiempo provocamos alteraciones en el clima a escala global. El Niño representa uno de los más extraordinarios ejemplos de la estrecha interacción entre la atmósfera y el océano, entendiéndose como parte del sistema climático terrestre, ya que se configura en las latitudes ecuatoriales del Pacífico, altera las condiciones ambientales normales del ámbito intertropical y sus impactos asociados tienen efectos a escala planetaria.

Para tener una idea más clara de la capacidad de alteración climática que produce El Niño, a continuación se mencionan algunas alteraciones pluviométricas registradas en pleno desarrollo de El Niño ocurrido entre diciembre de 1997 y marzo de 1998:


Durante esa época también aparecieron huracanes devastadores en zonas impropias como la costa oeste de los Estados Unidos. El Niño es un caso puntual y extraordinario sobre las alteraciones climáticas y sirve como ejemplo de lo que es capaz de hacer la naturaleza al alterar las condiciones climáticas propias de una región.


4.7.   Ligas



4.8. CUESTIONARIO



4.9. Referencias