Meteorología Tropical II (Segundo Parcial) PDF

Meteorología Tropical II. Segundo parcial IV. Ciclones tropicales  A. Génesis  B. Formación y desarrollo  C. Estructura del CT  D. Método Dvorak  E. Sistemas de mesoescala asociados a los CT Identifica, distingue y analiza la formación de ciclones tropicales, su evolución y t...

Meteorología Tropical II. Segundo parcial IV. Ciclones tropicales  A. Génesis  B. Formación y desarrollo  C. Estructura del CT  D. Método Dvorak  E. Sistemas de mesoescala asociados a los CT Identifica, distingue y analiza la formación de ciclones tropicales, su evolución y trayectoria. Emplea el método Dvorak para precisar las condiciones que favorecen su formación, eje simétrico, simulacros numéricos, esquemas y mapas.  A.Génesis  ¿Qué es la ciclogénesis tropical? Sorprendentemente, no hay una respuesta singular a esta pregunta. Los centros de pronóstico operativo responsables de emitir las alertas y avisos de ciclón tropical definen su génesis en términos de los vientos medios sostenidos que se observan en la superficie (el tiempo de promedio depende de la región) en exceso de fuerza de tormenta tropical (17 m s−1; 60 km h−1; 33 nudos). Si bien estos criterios de formación de tormentas tropicales se aplican fácilmente y carecen de ambigüedad, no son particularmente útiles para comprender los procesos que engendran estos sistemas. Sin embargo, este criterio operativo de la ciclogénesis lleva implícita la expectativa de que la tormenta tropical seguirá desarrollándose a partir de ese momento; es decir, que la tormenta será autosostenible. Esta es la definición que utilizaremos en nuestro contexto: la ciclogénesis tropical ha ocurrido cuando la tormenta tropical se ha vuelto autosostenible y puede seguir intensificándose sin la ayuda de su entorno (forzamiento externo).  Gray (1968) identificó seis características de gran escala en los tópicos que constituyen condiciones necesarias pero no suficientes para la ciclogénesis tropical:  Los primeros tres parámetros termodinámicos miden la capacidad de apoyar la convección profunda, criterios que se han identificado como indicadores estacionales del potencial de ciclogénesis. Los parámetros dinámicos (los últimos de la lista) como la cizalladura vertical del viento, miden la probabilidad diaria de ciclogénesis. En los últimos años varios ciclones tropicales han permanecido dentro de los 5 grados de latitud del ecuador, lo cual sugiere la posible necesidad de cambiar esta limitación. Aunque no siempre, muchos de esos sistemas casi ecuatoriales presentaban una escala espacial muy reducida. La figura destaca los lugares donde se satisfacen las condiciones (i) y (v).  «Necesario pero no suficiente» significa que todas estas condiciones deben existir simultáneamente para que la ciclogénesis tropical pueda ocurrir, pero incluso de producirse todas ellas, la ciclogénesis tropical puede no ocurrir. Por tanto, los criterios necesarios pero no suficientes para la ciclogénesis tropical se pueden resumir como la capacidad de apoyar la convección profunda cuando existe un máximo de vorticidad absoluta en los niveles inferiores. El máximo de vorticidad absoluta en los niveles inferiores reduce el radio de deformación de Rossby local y concentra el calentamiento por convección local.  La capacidad de la convección inicial de perdurar varios días depende de su vorticidad, su estabilidad y su profundidad, según lo define el radio de deformación de Rossby, LR. El radio de Rossby, LR, es la escala crítica que define cuándo la rotación cobra la misma importancia que el empuje hidrostático. Cuando el tamaño de la perturbación es más ancho que LR, la perturbación persiste; los sistemas con radios más pequeños que LR se disipan (fig. 8.18). LR es inversamente proporcional a la latitud, de modo que es muy grande en los trópicos. Sin embargo, la alta vorticidad de los ciclones tropicales reduce el radio de Rossby y permite que los ciclones tropicales existan por varios días, e incluso semanas. Controles dinámicos de la ciclogénesis en el entorno de la vaguada monzónica  En la mayoría de las cuencas, la vaguada monzónica es la región más común de formación de ciclones tropicales, motivo por el cual comenzaremos con una descripción general de los mecanismos de control de la ciclogénesis tropical en el entorno de la vaguada monzónica. Una nueva perspectiva sobre la región tropical del Pacífico noroccidental consiste en separar el entorno tropical de gran escala en una región de vaguada monzónica y una zona de ZCIT, separadas por una zona de confluencia. La región de vaguada monzónica se caracteriza por vientos estacionales del oeste casi ecuatoriales y un aumento en el régimen de lluvia. La vorticidad en la troposfera inferior en la región de vaguada monzónica es producto de la circulación ciclónica que resulta de la entrada de los vientos monzónicos del oeste. Esto contrasta con la zona de la ZCIT, que está dominada por los alisios del este, los cuales convergen en la vaguada convectiva de la ZCIT en los niveles bajos. La zona de transición entre los vientos monzónicos del oeste casi ecuatoriales y los alisios del este de la ZCIT se conoce como la zona de confluencia. En este contexto, denominaremos región monzónica a esta combinación de estructuras (vaguada monzónica, zona de confluencia y ZCIT).  Mecanismos alternativos de ciclogénesis en la vaguada monzónica  En tiempos recientes, se han identificado tres posibles vías hacia la ciclogénesis tropical en la región monzónica del Pacífico noroccidental: dos de ellas son mecanismos diferentes de descomposición de la vaguada monzónica y la tercera son los giros monzónicos. Las imágenes satelitales muestran un ejemplo de la descomposición de la vaguada monzónica y la ciclogénesis tropical subsiguiente.  Un modelo simple de vorticidad potencial (VP) para la célula de Hadley brinda abundante evidencia de que la fuente continua de VP asociada con la convección en la ZCIT tiene el efecto de desestabilizar y descomponer periódicamente la ZCIT a través de una combinación de inestabilidad barotrópica y baroclínica. Junto a la descomposición asociada de la vaguada monzónica, el mecanismo barotrópico de inestabilidad de la ZCIT puede producir dos resultados: la formación de un grupo de varios ciclones tropicales o la renovada organización simétrica y el desarrollo de un solo ciclón tropical más grandeComo permite apreciar la figura, la forma de la banda de VP inicial empleada para describir la ZCIT, así como la existencia de otro ciclón, contribuye a determinar el mecanismo de descomposición que se produce. La existencia de un vórtice ciclónico adicional en la ZCIT acelera su descomposición. Fig. Simulaciones de la descomposición barotrópica de la ZCIT considerando la descomposición de la ZCIT convectiva aislada (dos paneles superiores); y la descomposición acelerada de la ZCIT convectiva frente a un ciclón tropical existente (dos paneles inferiores). El panel superior de cada pareja presenta la profundidad equivalente y el panel inferior la vorticidad potencial. La descomposición de la vaguada monzónica representada en la  Un giro monzónico es una circulación simétrica cerrada en el nivel de 850 hPa que tiene un alcance horizontal de 25 grados de latitud y persiste durante al menos dos semanas. Esta circulación está acompañada por abundante precipitación convectiva alrededor del borde sudsudeste del giro. La escala y la estructura del giro son similares a las del segundo mecanismo de descomposición barotrópica de la vaguada monzónica y ciclogénesis que acabamos de describir Si bien no podemos todavía afirmar si el giro representa esta descomposición del monzón u otra vía hacia la ciclogénesis, dos estudios de la frecuencia de las diferentes vías hacia la ciclogénesis en el régimen monzónico sugieren que el giro es un mecanismo poco frecuente. Ondas ecuatoriales  Cuando se forman dos ciclones tropicales a ambos lados del ecuador, la estructura de flujo que crean recuerda la estructura de las ondas de Rossby ecuatoriales.  Si bien el caso ilustrado en la figura ofrece evidencia de que las ondas de Rossby ecuatoriales pueden iniciar la ciclogénesis, hay quien insiste que las ondas mixtas de Rossby-gravedad, cuya longitud de onda es menor, son también importantes (figura).  Durante el proceso de ciclogénesis tropical provocado por una onda ecuatorial, se forma una región de convección activa en el lado noroeste de una vaguada de onda casi ecuatorial (o en la región de convergencia máxima en los niveles inferiores, en el caso de las ondas mixtas de Rossby- gravedad). Esta región convectiva se aleja del ecuador y puede llegar a convertirse en una tormenta tropical. La eventual formación de una depresión tropical se atribuye a la intensificación del bombeo de Ekman en la depresión en fase de evolución (lo cual es coherente con el desarrollo CISK o CISK).  Se han realizado estudios numéricos con modelos barotrópicos para examinar la evolución no lineal de la actividad de ondas sobre el Pacífico noroccidental en relación con el flujo confluente de fondo. Si se generan continuamente ondas con longitudes aproximadas de 2000 km corriente arriba (hacia el este en pleno trópico), su energía se acumulará en la zona de confluencia monzónica. Esto provoca una contracción en la escala de las ondas de Rossby cortas que conduce a la formación de un vórtice incipiente cuya escala espacial puede permitir que se convierta en un ciclón tropical. Este proceso puede incluso generar una secuencia de formación de vórtices en el extremo de confluencia de la región monzónica del Pacífico noroccidental.  El Pacífico noroccidental no es el único lugar donde se producen ondas ecuatoriales: el crecimiento preferencial de las ondas también se observa en el Pacífico oriental, donde la ZCIT es dinámicamente inestable y la convección es muy activa. Se han propuesto dos hipótesis para explicar el mantenimiento del gradiente de VP meridional medio en esta zona: la generación de VP forzada por la convección o la advección de vorticidad absoluta a través del ecuador impulsada por un fuerte gradiente de presión que atraviesa el ecuador en la región de la ZCIT. En el segundo escenario, la convección es una consecuencia de la inestabilidad dinámica, y no el agente impulsor, lo cual es coherente con el retardo temporal entre el calentamiento por convección y el pico en el gradiente de VP  Un estudio idealizado de la evolución de una onda de Rossby tras su advección en el flujo hacia el este a través de una cadena montañosa que representaba las Sierras Madre Oriental y Occidental de México, reveló un mecanismo inesperado para la ciclogénesis tropical. La interacción dio lugar al desarrollo de una vaguada a sotavento de las montañas y de un máximo de vorticidad secundaria que se propagó corriente abajo con un período de aproximadamente 5 días. Tanto la vaguada a sotavento como el máximo de vorticidad secundaria son ubicaciones potenciales de ciclogénesis tropical. Por tanto, en términos de la génesis, es posible que el desarrollo de esta vaguada a sotavento desempeñe un rol similar al de la zona de confluencia monzónica en el Pacífico noroccidental.  Si bien se ha relacionado la estacionalidad de la ciclogénesis tropical con el potencial de convección en la región bajo estudio, son los factores dinámicos los que contribuyen al potencial de ciclogénesis diario. Las regiones donde se observa la ciclogénesis tropical están relacionadas con zonas de crecimiento preferencial de ondas (junto al ecuador o al «ecuador dinámico» asociado con la ZCIT) o la región monzónica. El rasgo dinámico unificador de estas regiones es la inversión del signo del gradiente meridional de la VP a gran escala. Esta inversión del gradiente de VP satisface la condición de Charney-Stern Ciclogénesis tropical asociada con la vaguada tropical de la alta troposfera  En las zonas de confluencia de la región monzónica, la ciclogénesis puede iniciarse por acción de las ondas tropicales que se propagan a la región. El proceso de ciclogénesis puede deberse a la interacción entre una onda tropical y una vaguada tropical de la alta troposfera (Tropical Upper Tropospheric Trough, TUTT). La TUTT, una depresión mesosinóptica fría en altura que se ha vinculado a la ciclogénesis en el Pacífico noroccidental y el Atlántico Norte, se puede identificar en las imágenes satelitales como una región despejada con pequeñas células convectivas muy dispersas. La existencia de una onda ecuatorial o tropical y la posible interacción con la TUTT intensifican la convergencia en los niveles inferiores a nivel local y, por tanto, la convección húmeda, creando un ambiente propicio para la ciclogénesis tropical (fig. 8.23). También se ha planteado la hipótesis de que los ciclones tropicales son un mecanismo para la formación de las células de TUTT y que dicha formación se debe al acondicionamiento provocado por la cizalladura ambiental a gran escala. En este caso, la TUTT no sería un agente impulsor de la ciclogénesis tropical, sino su consecuencia. Actividad B. Estructura del CT  Un ciclón tropical es un sistema de baja presión no frontal de núcleo cálido que se forma sobre el océano y presenta una clara circulación superficial organizada. Antes de continuar nuestro análisis de los ciclones tropicales, vamos a examinar su estructura en detalle. Después de explorar las características fundamentales del sistema, nos concentraremos en los detalles del ojo de la tormenta. A continuación consideraremos algunas descripciones de flujo balanceado para ver como pueden ayudarnos a delinear las diferentes regiones de la tormenta, y luego repasaremos brevemente los cambios en la estructura de la tormenta asociados con su llegada a tierra. Finalmente, presentaremos el espacio de fases del ciclón (EFC), un marco conceptual que nos permite dar seguimiento a la evolución de la estructura de la tormenta.  Principales elementos estructurales de los ciclones tropicales maduros  Todos los ciclones tropicales comparten ciertos elementos estructurales. Todas las depresiones tropicales y las tormentas tropicales presentan (i) un flujo entrante en la capa límite, (ii) una pared alrededor del ojo, (iii) una capa de cirros, (iv) bandas de lluvia y (v) un flujo saliente en la troposfera superior. A medida que estas tormentas se intensifican, desde los satélites es posible discernir el (vi) ojo central.  La región de flujo saliente ha sido escasamente documentada y en comparación con la región ciclónica de la tormenta ha sido objeto de relativamente pocos análisis. No obstante, un estudio realizado en 1996 para examinar la estructura tridimensional del flujo de salida de tifón Flo (1990) determinó que el chorro de salida hacia el ecuador estaba confinado a las capas más altas y que abarcaba un rango de temperaturas potenciales menor que el chorro de salida de la tormenta hacia el polo. Este análisis empleó la temperatura potencial como sustituto de las coordenadas verticales.  Debido a la diferencia en el sentido de rotación del flujo ciclónico en los dos lados del ecuador, los patrones de vientos y nubes de los ciclones tropicales al norte del ecuador son un reflejo de los que se observan en las tormentas al sur del ecuador: en los niveles bajos de la atmósfera, los ciclones tropicales giran en sentido antihorario (hacia la izquierda) en el hemisferio norte y en sentido horario (hacia la derecha) en el hemisferio sur, con las variaciones correspondientes en la estructura de sus bandas espirales. En otras palabras, en un ciclón tropical el viento fluye hacia adentro en sentido ciclónico en los niveles inferiores, asciende en espiral en las zonas de convección profunda (la pared del ojo central o las bandas de lluvia en espiral) y eventualmente sale en espiral en altura, justo debajo de la tropopausa.  El flujo convergente en la capa límite superficial entra en la pared del ojo en espiral, forzando la convección de forma dinámica. Debajo de la pared del ojo, esta convergencia se intensifica debido a la naturaleza "frontal" de la estructura de la capa límite superficial que se encuentra en esta zona. Cuando se generó la imagen, Luís tenía una presión central mínima de 943 hPa y vientos máximos en la superficie de 60 m/s, lo cual corresponde al límite inferior de la categoría 4 en la escala Saffir-Simpson. La convergencia de aire más seco arriba de la capa límite en la troposfera baja a media puede verse incorporada en las bandas de lluvia y debilitar la convección en estas bandas, haciéndola menos intensa que en la pared del ojo. Las bandas de lluvia que se extienden en espiral desde pared del ojo constituyen una de las características más reconocibles de un ciclón tropical en las imágenes satelitales.  Los estudios observacionales tradicionales llevaron a la conclusión de que la capa límite superficial de un huracán es isotérmica, pese a la caída en la presión que se produce en la superficie entre los límites externos de la tormenta y su centro. Sin embargo, las observaciones detalladas de la capa límite superficial de los huracanes realizadas en tiempos recientes han demostrado que la capa límite superficial de los ciclones tropicales sólo es aproximadamente isotérmica dentro de la región de fuerte gradiente de presión y vientos fuertes del ciclón tropical, es decir, a una distancia aproximada de 1,25 grados de latitud del centro de la tormenta (un grado de latitud = ~100 km). Fuera de dicha región, el aire cerca de la superficie en la capa límite superficial del huracán se enfría más de lo que sería natural esperar por la expansión adiabática, de modo que la capa límite superficial de un huracán no es ni isotérmica ni isoentrópica dentro de un radio de 1,25 y 3 grados de latitud. Este enfriamiento adicional no se debe a los aumentos esperados en la humedad relativa cerca de la superficie. De hecho, el aire entrante de la capa límite superficial fuera del régimen de vientos fuertes está enfriándose y secándose. En la región de vientos fuertes, el aire se vuelve isotérmico, con un rápido aumento en la entropía seca y la humedad relativa, lo cual coincide mucho más con el punto de vista tradicional sobre la capa límite superficial de los ciclones tropicales. Otros estudios han confirmado esta nueva perspectiva sobre la capa límite superficial de los ciclones tropicales. D. Método Dvorak  Desde la década de 1970, la técnica de Dvorak ha sido el método principal empleado para determinar la intensidad de los ciclones tropicales a falta de mediciones directas, como las observaciones en superficie y los datos de reconocimiento aéreo.  Esta técnica se basa en el análisis de las variaciones en los patrones nubosos observadas en las imágenes visibles (VIS) e infrarrojas (IR) del satélite conforme la tormenta cambia de intensidad. Las imágenes infrarrojas se procesan con un realce de Dvorak estándar.  Los patrones nubosos se «miden» para estimar la intensidad en unidades de número T (que significa «tropical») de 1 a 8, en incrementos de 0.5. Cada número T representa el cambio de intensidad promedio que se ha producido en un día.  Como muestra este flujograma, el análisis se realiza siguiendo un proceso de diez pasos para determinar la intensidad actual (Current Intensity, CI), que luego se convierte en una velocidad máxima del viento.  Ver:  Dvorak_Vis_diagram  Dvorak_EIR_diagram  dvorak_CI_windtable V. Inversión de los alisios  A. Aspectos de las observaciones  B. Esquema teórico  C. Cálculo de la humedad y calor para las inversiones  D. Conservación de la inversión de los alisios  Analiza la importancia que tiene la inversión de los alisios en las condiciones meteorológicas de los océanos, hace una diferenciación de los disturbios tropicales que se producen a escala planetaria, la humedad y calor de las inversiones mediante cálculos matemáticos, analiza los modelos de la conservación de los alisios mediante mapas meteorológicos con base en la bibliografía.  A. Aspectos de las observaciones  Una de las características más destacadas de la capa límite tropical es la inversión de los alisios, que es más intensa en las regiones orientales de los océanos tropicales. Estas zonas se caracterizan por el afloramiento de aguas más frías y profundas, y temperaturas de la superficie del mar más bajas. Los anticiclones subtropicales reducen el tamaño de la capa límite marina en la región oriental de los océanos tropicales. La subsidencia deseca y calienta la capa suprayacente a la capa límite, lo cual conduce a la formación de una inversión térmica. Como resultado de la intensa inversión y las TSM más bajas que encontramos en esta región, el contenido de humedad en la capa límite marina aumenta y, cuando se alcanza el punto de saturación, se forman nubes estratiformes sobre una amplia zona de las regiones orientales de los océanos tropicales. Normalmente, encontramos estratos cerca de la costa, en la región oriental de los océanos, estratocúmulos en alta mar y cúmulos engendrados por los alisios sobre las aguas relativamente cálidas del océano al oeste.  La inversión de los alisios se debilita hacia el oeste conforme aumentan las temperaturas de la superficie del mar y la inestabilidad de la troposfera. La figura representa de forma esquemática la tendencia de este a oeste a través de los océanos tropicales. Estudiaremos más en detalle la estructura vertical de la troposfera tropical y la inversión de los alisios en otro capítulo.  B. Esquema teórico  La inversión de los alisios es una inversión térmica fuerte y destacada que se forma en relación con la subsidencia en los anticiclones subtropicales, la rama descendente de la circulación de Hadley. Aunque fue documentada por vez primera en 1858 por C. Piazzi-Smyth, la inversión de los alisios no se analizó en detalle hasta la expedición alemana del buque de investigación Meteor de 1927. Esta estructura es persistente sobre extensas regiones del trópico; por ejemplo, existe entre el 90 y el 100 % del tiempo entre Hawái y la costa de California. Típicamente es más intensa sobre el este de las cuencas oceánicas tropicales: el Atlántico Norte y Sur oriental y el Pacífico Norte y Sur oriental (cerca de los centros de los anticiclones subtropicales). Se observó una inversión similar sobre el golfo de Bengala durante la estación premonzónica, pero con una base mucho más elevada que en las demás cuencas oceánicas  La inversión de los alisios limita el crecimiento de las nubes de modo tal que el movimiento inicial del calor sensible y latente en las regiones tropicales se dirige hacia el ecuador, donde el transporte vertical se concentra en las profundas nubes convectivas de la ZCIT. La inversión afecta las condiciones atmosféricas diarias y la calidad del aire en la capa límite desde las regiones subtropicales hasta las regiones del lado del polo de los trópicos, principalmente por sus efectos en la estabilidad, las nubes y la precipitación Estructura vertical de la inversión de los alisios  La inversión de los alisios es más fuerte cerca del centro de los anticiclones subtropicales, sobre las corrientes frías y las aguas frescas que afloran por acción de los alisios provenientes de dichos sistemas. La inversión de los alisios se vuelve menos intensa y la altura de su base aumenta con la distancia hacia el oeste y el ecuador, a medida que las aguas se tornan más cálidas. Si bien la mayoría de los modelos conceptuales (como, por ejemplo, la fig.) muestran una inversión fuertemente inclinada, las observaciones indican que sus pendientes son mucho más graduales  A partir de una altitud de 500 m, la base de la inversión asciende hacia el oeste y hacia el ecuador hasta alcanzar cotas de 2000 m (fig.), con una pendiente media aproximada de 300 m por 1000 km. El espesor medio de la capa de inversión es de 400 m, pero puede alcanzar extremos entre pocos metros y un kilómetro. En la inversión de los alisios, el gradiente térmico vertical puede, en ocasiones, exceder los 10 °C en 1000 m.  La figura muestra un perfil típico de los alisios: la base de la inversión está situada a 2300 m de altura y coincide con la súbita disminución de la humedad relativa. La altura de la inversión —y, por tanto, de las cimas de las nubes— afecta la cantidad de precipitación generada por las nubes de capa límite. Las observaciones realizadas con el perfilador de Hilo (Hawái) han identificado una variación diurna de algunos centenares de metros en la altura de la inversión de los alisios, y una correlación de 0,7 entre la altura media de la base de la inversión y los totales de precipitación horarios.  En términos generales, podemos considerar la troposfera tropical en los alisos como un campo de vientos de dos capas, con los vientos del este en los niveles bajos. En los perfiles medios obtenidos durante el experimento sobre los alisios en el Atlántico (Atlantic Tropical Trade Wind Experiment, ATEX) se nota un máximo en el viento del este en la capa límite y el cambio a viento del oeste más allá de la inversión  Actividad  Nubes de capa límite y la inversión de los  alisios En el este y cerca de los anticiclones subtropicales, donde la temperatura de la superficie del mar es más baja, las condiciones casi saturadas y los vientos flojos en la capa subnubosa poco profunda conducen a niveles bajos de condensación por ascenso. El calentamiento y el desecamiento provocados por la subsidencia aumentan considerablemente la temperatura por encima de la capa de nubosidad, lo cual crea una fuerte inversión que limita el crecimiento de las nubes. Por lo tanto, el patrón nuboso típico asociado con la inversión de los alisios comprende niebla y estratos bajos junto a la costa, estratocúmulos sobre el mar cerca de la costa y cúmulos sobre las aguas relativamente cálidas del océano abierto. En la región costera, donde la inversión es más baja, las precipitaciones ocurren principalmente en forma de lloviznas ligeras producidas por estratos. Más lejos de la costa, en la región de estratocúmulos, las nubes son más espesas. A mayor distancia hacia el oeste, donde la inversión de los alisios es más débil y su base es más alta, los cúmulos que se forman en los alisios alcanzan alturas mayores, las lloviznas son frecuentes y se observan precipitaciones convectivas  La transición de la capa de estratocúmulos cerrados a cúmulos de los alisios abiertos se presenta de forma conceptual en la fig. A medida que los flujos de superficie aumentan, debido a las temperaturas más elevadas de la superficie del mar, la altura de la capa de mezcla aumenta y la capa de estratocúmulos se desacopla de la capa de mezcla en la superficie. La mayor turbulencia que ocurre en el interior de la capa de nubosidad conduce a la formación de cúmulos que comienzan a incorporar aire a través de la inversión. El desecamiento resultante causa la evaporación de la capa estratocúmulos.  La estructura de la inversión de los alisios también influye en transporte de aerosoles. En el este (junto a las costas occidentales de los continentes), las concentraciones elevadas de núcleos de condensación provenientes de las ciudades y las fuentes industriales producen mayores concentraciones de gotitas, pero escasas precipitaciones o ningunas. Más al oeste, donde la inversión es más débil y tiene una base más alta y el aire, que contiene menos núcleos de condensación, es más limpio, se forman cúmulos más altos que producen precipitaciones. D. Formación y mantenimiento de la inversión de los alisios  La inversión de los alisios es una capa estable, lo cual significa que su formación y persistencia dependen de factores que conducen al aumento de la temperatura potencial con la altura (fíjese en la capa estable en la fig. El factor principal que contribuye a aumentar la estabilidad estática es la fuerte divergencia provocada por el anticiclón subtropical. La inversión se debilita a medida que la divergencia disminuye, al oeste. Otro mecanismo que mantiene la inversión en el este es el flujo de calor sensible. El aire es más cálido que las corrientes oceánicas y las aguas de afloramiento frías, y estas condiciones establecen una inversión cerca de la superficie. Hacia el oeste, donde la temperatura de la superficie del mar es más alta, la inestabilidad aumenta y la inversión se debilita.  Las nubes tienen un efecto desestabilizador en la inversión. En la cima de las nubes, las emisiones de radiación de onda larga producen enfriamiento radiativo, al tiempo que las emisiones debajo de las nubes contribuyen al calentamiento radiativo. Esta combinación de procesos radiativos debilita la inversión. Los flujos de calor turbulentos en el seno de las nubes aumentan la mezcla vertical del aire de alta temperatura potencial encima de las nubes y del aire de baja temperatura potencial en la base de las nubes, algo que tiende a debilitar la inversión.  El hecho de que la inversión de los alisios sea más uniforme de lo que los valores locales de divergencia, TSM, temperatura y humedad por encima de la inversión harían suponer, indica que la altura de la inversión de los alisios está fuertemente acoplada a los promedios horizontales de divergencia, TSM y estructura termodinámica encima de la inversión. VI. Cinturones de lluvia y zonas secas sudamericanas cerca del ecuador A. Campos de precipitación B. Máximo de viento del este de bajo nivel durante febrero C. Sequia intraestival  Las figuras muestran la precipitación de febrero, mayo, agosto y noviembre, basadas en un atlas reciente de Dean (1971). Los máximos de precipitación cercanos al ecuador en mayo se encuentran sobre Brasil y Colombia. Las perturbaciones que representan casi 30 cm de lluvia en un mes no están bien descritas en la literatura. Es evidentemente necesario un experimento de campo importante para determinar la estructura de estas perturbaciones. Para agosto, el máximo de precipitación se desplaza hacia 10°N a lo largo de la costa venezolana, al sur de Barbados. En noviembre, la franja de precipitación se mueve hacia el sur, hacia el este de Perú, cerca de 10°S, al este de los Andes. Gran parte de esta precipitación es orográfica. Febrero es el período de precipitación más extendida sobre el valle del Amazonas y el oeste de Brasil.  Las figuras muestran el campo de flujo medio de 850 mb durante estos cuatro meses, basado en el atlas de Dean.  La figura muestra un mapa reciente de las estaciones de observación en altura sobre Brasil. B. Máximo de viento del este de bajo nivel durante febrero  Durante febrero, se encuentra un máximo de viento del este sobre el ecuador, cerca del nivel de 2 km. Esto se ilustra claramente en la sección vertical del viento zonal mostrada en la Figura. La franja de precipitación del Amazonas está localizada al sur del máximo de viento del este en su lado de cizalladura ciclónica. El lado de cizalladura ciclónica de este chorro (a menudo tan fuerte como 30 nudos) contiene la trayectoria de muchas perturbaciones de ondas ciclónicas que se desplazan hacia el oeste y producen lluvia. Esta región es algo similar a la franja de lluvias de finales de verano en África Occidental. Un cálculo de la distribución meridional de vorticidad absoluta a través de este chorro del este muestra un débil cambio de signo en el gradiente de vorticidad absoluta. Esto sugiere la posibilidad de inestabilidad barotrópica en estas perturbaciones del Amazonas. Esta es una región que merece un estudio más profundo.  15.3 Noreste de Brasil  Esta es una región única de los trópicos al sur del Ecuador. Un interesante cinturón seco (ubicado cerca de 10°S y 40°W) ha desconcertado a los meteorólogos durante algún tiempo. Las lluvias aumentan hacia el oeste de la región. La temporada de lluvias va de enero a abril en esta franja cercana al ecuador, la cual muestra una considerable variabilidad de año a año sobre Sudamérica. La Figura 15.5 muestra la precipitación mensual normal basada en un período de 30 años del estudio de Ramos (1974). El total anual de 474 mm (18 pulgadas) en Petrolina refleja condiciones muy secas para estas latitudes. La región está bajo la influencia de los regímenes de flujo del Atlántico occidental, que exhiben, en promedio, una diferencia de nivel bajo durante la temporada de lluvias; ver Figura 15.6, Ramos (1974). Las características de la precipitación muestran un máximo durante las primeras horas de la mañana y un mínimo en las horas de la tarde; Figura 15.7, Ramos (1974).  Esta es una característica de la precipitación sobre los trópicos oceánicos. A medida que uno se desplaza hacia el oeste, el máximo de la tarde en la precipitación es claramente dominante. Ramos ha enfatizado la importancia de la topografía para explicar la cantidad de variación de lluvia. Sin embargo, se ha reconocido que existen perturbaciones que se propagan hacia el oeste, las cuales explican gran parte de las lluvias observadas, la mayoría de las cuales ocurren dentro de pocos días. Las pocas tormentas que llegan a esta región son, en promedio, tan intensas como las olas del este del Caribe. El patrón de nivel bajo a gran escala sobre la región es una característica semi-permanente; está caracterizado por un descenso de gran escala y una inversión intensa. Mapas sinópticos durante la temporada de lluvias  Presentamos una secuencia de mapas de 850 y 200 mb (basados en Rocha de Aragão, 1975) sobre Sudamérica durante la temporada de lluvias (ver las Figuras 15.8a, b, c y d). Los mapas ilustran la formación de perturbaciones ciclónicas. La secuencia de mapas corresponde al período del 20 al 23 de enero a las 1200 GMT, 1970.  La característica más interesante es una situación anticiclónica (el día 20) en aproximadamente 20°S, 37.5°W. Los flujos del norte al oeste del anticiclón experimentan un marcado cambio hacia el noroeste en las siguientes 48 horas. Dos importantes perturbaciones ciclónicas se forman y son evidentes el día 22 con una separación o escala de alrededor de 1500 km. Parecen formarse en la zona de cizalladura ciclónica de los flujos en el nivel de 850 mb alrededor del día 22 y se mueven hacia el oeste con una velocidad aproximada de 5° de longitud por día.  Los flujos de 200 mb en esta secuencia muestran un rápido movimiento hacia el este de una vaguada superior, seguido de la formación de un sistema cerrado en altura hacia la costa este. No se sabe mucho sobre estos tipos de perturbaciones generadoras de lluvia sobre el oeste de Brasil. Como se mencionó anteriormente, es deseable que se organice un proyecto de campo importante para estudiar la estructura dinámica y termodinámica de las perturbaciones de la temporada de lluvias sobre las cuencas pluviales brasileñas.