antecedentes

Universidad Nacional Agraria
La Molina
FACULTAD DE CIENCIAS
Departamento de Física y Meteorología
Condiciones Sinópticas de la Incursión de una Masa de
Aire Frío en Sudamérica y su
Impacto en los Cultivos de la Selva
Caso especifico: Verano de 1996 e Invierno de 2000
Tesis para optar el Titulo de:
INGENIERO METEOROLOGO
NELSON QUISPE GUTIERREZ
LIMA – PERU
2005
DEDICATORIA
A mi esposa Grinia, quien con intuición y generosidad
me impulsó y apoyó para escribir esta Tesis.
A mi hijo Nelson Omar, fuente constante de motivación.
A mis padres (Teodora y Victor), porque ellos sembraron
la semilla y fertilizaron mi inquietud de conocer.
A mis Hermanos (Williams, Susy, Patty y Karina), que día a día
me apoyaron a culminar mis estudios universitarios
AGRADECIMIENTOS
Al Ing. M.Sc. Victoria Calle Montes, por su asesoramiento y apoyo
Al Servicio Nacional de Meteorología e Hidrología – SENAMHI, por su apoyo y
colaboración en información meteorológica.
Al My. FAP Juan Coronado Lara, por su apoyo
Al Ing. M.Sc. Angel Cornejo Garrido, por su asesoramiento
Al Ing. Hector Yauri, por su asesoramiento
A la Sra. Techi, por su apoyo
A la Sra. Lucinda Montañes, por su apoyo en la revisión final de la tesis
Al Técnico FAP. Valery Vazques, por su apoyo en dibujo de cartas meteorológicas
A mis compañeros de trabajo Félix cubas, Jorge chira, Máximo Vara, Wilmer Pulache
David Escobar y todos los demás que de algún modo contribuyeron en la elaboración del
presente trabajo.
A mis grandes amigos los Hapychones (Fidencio, Ignacio, Augusto) por su constante
apoyo en mi vida universitaria.
Al Jurado Calificador de esta Tesis, por sus consejos y sugerencias
Pág.
INDICE
INDICE
I
RELACION DE TABLAS
V
RELACION DE FIGURAS
V
I.- INTRODUCCIÓN
1
I.- REVISIÓN BIBLIOGRAFICA
4
2.1
Circulación atmosférica
2.2
Teoría cuasigeostrófica
2.3
4
6
2.2.1
Ecuación hidrostática
2.2.2
Ecuación de continuidad
2.2.3
Ecuación termodinámica
2.2.4
Ecuación de estado
2.2.5
Ecuación de movimiento horizontal
2.2.6
Vorticidad
2.2.7
Vorticidad potencial
2.2.8
Ecuación de la tendencia
Climatología sinóptica de Sudamérica
15
2.3.1
Climatología Sinóptica de baja y alta troposfera
23
2.3.2
Alta de Bolivia
2.3.3
Corriente en Chorro
2.3.4
Ciclogénesis
2.3.5
Anticiclones de bloqueos
2.4
Invasión de aire polar sobre latitudes tropicales -antecedentes
23
2.5
Modelos de predicción numérica
26
I
27
III. MATERIALES Y METODOS
3.1
3.2
28
Descripción del área de estudio
3.1.1
Sudamérica
3.1.2
Selva Peruana
Periodo de estudio información y Materiales
3.2.1
Periodo de estudio
3.2.2
Información Meteorológica
3.2.2.1
28
Información meteorológica diaria a nivel
Perú
3.2.2.2
3.3
Información Sinóptica a nivel Sudamérica
3.2.2
Imágenes de satélite (Goes 08)
3.2.4
Información de Reanálisis del NCEP – NCAR
3.2.5
Materiales de computo, escritorio y dibujo
Métodos y Procedimientos
3.3.1
Metodología
para
31
determinar
sinópticas que influyen
las
condiciones
en la incursión de una
masa de aire frío polar en la amazonía.
3.3.1.1
Análisis en nivel de superficie
3.3.1.2
Análisis en niveles medios y altos de la
atmósfera
3.3.2
Metodología para determinar los mecanismos físicos
asociados a la incursión de una masa de aire frío a la
región amazónica.
3.3.2.1
Análisis de niveles medios y altos (500, 300
y 200 hPa)
3.3.2.2
Análisis de bajos niveles
(1000, 950, 850 y
700 hPa)
3.3.2.3
Análisis de la estructura vertical de la
tropósfera
II
3.3.3
Metodología para desarrollar un modelo conceptual
de pronóstico de Friaje.
3.3.4
Metodología para determinar el impacto causado en la
agricultura de la Selva peruana
IV. RESULTADOS Y DISCUSIONES
4.1
38
Determinación de las condiciones sinópticas que influyen en la
44
incursión de una masa de aire frío polar en la región amazónica
para los dos eventos
4.1.1
4.1.2
Imágenes de satélite
4.1.1.1
Imagen de vapor de agua (julio 2000)
4.1.1.2
Imagen Infrarrojo (julio 2000)
4.1.1.3
Imagen visible (julio 2000)
4.1.1.4
Imagen de vapor de agua (febrero 1996)
Nivel de superficie
4.1.2.2
Análisis isobárico y frontal
4.1.2.2
Campo
de
temperaturas
mínimas
de
Sudamérica
4.2
4.1.3
Niveles medios de la troposfera
4.1.4
Niveles altos de la tropósfera
4.1.4.1
Flujos predominantes en alta tropósfera
4.1.4.2
Intrusión de aire estratosférico
4.1.4.2
Anomalías de niveles medios
Determinación de los mecanismos físicos asociados a la
83
incursión de una masa de aire frío a la región amazónica para los
dos eventos
4.2.1
Interacción dinámica de alta y baja troposfera para la
estación de invierno y verano
4.2.2
Análisis de corte de sección transversal
4.2.2.1
Corriente en Chorro de bajos niveles
4.2.2.2
Dinámica de la corriente en Chorro en la
estructura vertical de la troposfera
4.3
Desarrollo de un modelo conceptual de pronostico de Friaje
99
(valido para diferentes eventos del año)
4.4
Determinación del impacto de las bajas temperaturas en los
III
105
cultivos de la selva peruana.
V.-
CONCLUSIONES
112
VI.-
RESUMEN
116
VII.-
RECOMENDACIONES
118
VIII.-
REVISIÓN BIBLIOGRAFICA
119
IV
RELACION DE TABLAS
Tabla 1: Periodo de los eventos
28
Tabla 2: Estaciones Climatológicas
29
Tabla 3: Variables meteorológicas
30
Tabla 4 : Imágenes de satélite (Goes 08)
30
Tabla 5: Estadígrafos de la temperatura mínima de julio del 2000
42
Tabla 6: Estadígrafos de la temperatura mínima de febrero de 1996
43
Tabla 7: Temperaturas criticas y óptimas de cultivos de la selva peruana
105
RELACION DE FIGURAS
1.- Circulación General de la Atmósfera
5
2.- Climatología sinóptica de Sudamérica
15
3.- Trayectorias de anticiclones migratorios
16
4.- Regiones de entrada y salida del Jet Streak
18
5.- Corte de sección transversal en las regiones de entrada y salida del Jet
Streak.
18
6.- Área de estudio.
27
7.- Variación diaria de la temperatura máxima, temperatura mínima y
precipitación para el mes de Julio de 2000 y febrero de 1996
40
8.- Variación diaria multianual de la temperatura mínima del aire en el mes
de julio y promedio mensual multianual (Estación de Puerto Maldonado)
41
9.- Variación diaria multianual de la temperatura mínima del aire en el mes
de febrero y promedio mensual multianual (Estación de Puerto Maldonado)
43
10.- Imagen de satélite Canal III (estación de invierno)
46
11.- Imagen de satélite Canal II (estación de invierno)
49
12.- Imagen de satélite Canal I (estación de invierno)
52
13.- Imagen de satélite Canal II (estación de verano)
54
14.- Análisis sinóptico de superficie para el día D-4
58
15.- Análisis sinóptico de superficie para el día D-3
59
16.- Análisis sinóptico de superficie para el día D-2
60
V
17.- Análisis sinóptico de superficie para el día D-1
61
18.- Análisis sinóptico de superficie para el día D
62
19.- Análisis sinóptico de superficie para el día D+1
63
20.- Campo de temperatura mínima de Sudamérica a nivel de superficie
para las estaciones de invierno, para el día D-2 y D-1
65
21.- Campo de temperatura mínima de Sudamérica a nivel de superficie
para las estaciones de invierno, para el día D
66
22.- Sistemas atmosféricos de niveles medios (500 hPa), para el día D-4,
D-3 y D-2
69
23.- Sistemas atmosféricos de niveles medios (500 hPa), para el día D-1, D
y D+1
70
124.- Sistemas atmosféricos de niveles altos (200 hPa), para el día D-4, D-3
yD
73
25.- Sistemas atmosféricos de niveles altos (200 hPa), para el día D-1, D y
D+1
74
26.- Intrusión de aire estratosférico, para el día D-4, D-2 y D
77
27.- Campo medio de anomalía de niveles medios y bajos, para el día D-4
79
28.- Campo medio de anomalía de niveles medios y bajos, para el día D-2
81
29.- Campo medio de anomalía de niveles medios y bajos, para el día D
82
30.- Interacción de alta y baja atmósfera para la estación de invierno
85
31.- Interacción de alta y baja atmósfera para la estación de verano
86
32.- Variación con la altura de la Advección de la vorticidad relativa, para la
estación de invierno y verano en latitudes medios y tropicales
89
33.- Variación con la altura de la Advección horizontal de la temperatura del
aire para la estación de invierno y verano en latitudes medios y tropicales
89
34.- Variación con la altura de la Vorticidad relativa para la estación de
invierno y verano
90
35.- Ubicación de la Corriente en Chorro de bajos niveles, para los días D-3
y D-2
93
36.- Ubicación de la Corriente en Chorro de bajos niveles, para los días D-1
yD
94
37.- Dinámica de la Corriente en chorro y la vorticidad en corte de sección
transversal
96
VI
38.- Análisis la Corriente en Chorro y la advección de vorticidad en un corte
de sección transversal
98
39.- Modelo conceptual del ingreso de sistemas de alta troposfera asociados
al ingreso y formación de sistemas de baja troposfera, etapa I y II
100
40.- Modelo conceptual del ingreso de sistemas de alta troposfera asociados
al ingreso y formación de sistemas de baja troposfera, etapa III
101
41.- Modelo conceptual del ingreso de una masa de aire frío (Alta
Migratoria) a Sudamérica, etapa I y II
103
42.- Modelo conceptual del ingreso de una masa de aire frío (Alta
Migratoria) a Sudamérica, etapa I y II
104
43:- Variación térmica diaria de la temperatura máxima, mínima,
temperatura máxima critica del cultivo en los meses de Julio del 2000 y
febrero de 1996 (Estación: Puerto Maldonado, Departamento: Madre de
Dios)
106
44.- Calendario de siembre y cosecha, para la selva sur
109
44.- Calendario de siembre y cosecha, para la selva central
110
44.- Calendario de siembre y cosecha, para la selva norte
111
VII
Condiciones Sinópticas de la Incursión de una Masa de Aire Frío en Sudamérica y
su Impacto en los Cultivos de la Selva
Caso específico: Verano de 1996 e Invierno de 2000
Tesis para optar el título de
INGENIERO METEOROLOGO
Presentado por:
Nelson Quispe Gutiérrez
RESUMEN
El presente trabajo describe las condiciones sinópticas de alta y baja tropósfera que
determinaron la intrusión de una masa de aire frío (Friaje) al continente Sudamericano en
dos estaciones de patrones sinópticos diferentes (verano e invierno) y su impacto en los
cultivos tropicales de la selva peruana.
En ambos casos analizados (verano 1996 e invierno 2000), el evento se inicia con
anomalías de altura geopotencial en niveles medios sobre el Pacífico oriental, como
consecuencia de una fuerte ondulación del sistema cuña-vaguada de niveles medios y
altos; siendo esta configuración más intensa en el evento de invierno. Cuatro y tres días
antes de ambos eventos un sistema cuña-vaguada se ubico al oeste de Chile,
profundizándose y desplazándose hacia el este, y a su vez canalizando aire frío en
niveles altos y medios de la troposfera. El paso de la vaguada sobre la Cordillera de los
Andes incentivó en ambos eventos una mayor advección de vorticidad ciclónica sobre el
sur de Brasil, Paraguay, Uruguay y noreste de Argentina (región ciclogenética) facilitando
la formación de una ciclogénesis explosiva. Sobre la vertiente oriental de los Andes (Chile
y Argentina), se canalizó el aire frío y seco apoyado por el paso de la dorsal en alta
tropósfera y a su vez amplificó el anticiclón migratorio sobre continente, con mayor
intensidad en el evento de invierno.
Días previos a la ciclogénesis explosiva se observó sobre Bolivia, Paraguay, Uruguay y
norte de Argentina la intensificación del viento norte con características de Jet de bajos
niveles del norte (LLJ; siglas en ingles) asociado a la advección de aire cálido y húmedo,
para luego cambiar de dirección como consecuencia del ingreso a continente de la alta
migratoria intensificando el gradiente bárico con la ciclogénesis, favoreciendo la incursión
de vientos intensos del sur con características de Jet de bajos niveles del sur (SJ; siglas
en ingles), siendo estos los responsables de la advección de aire frío a regiones
tropicales.
Previo al día D (Máximo descenso de la temperatura en la selva sur), se observó la
formación de bandas de nubosidad que estuvieron asociados a la configuración de líneas
cortantes que se extendieron sobre el noroeste de Brasil y parte de Loreto (Perú)
favoreciendo fuerte una fuerte actividad convectiva sobre esa región.
Otro importante sistema que caracterizó estos Friajes fueron los sistemas en niveles de
alta tropósfera, específicamente en el flujo de la Corriente en Chorro (400 – 200 hPa),
encontrándose que en el evento de invierno estuvo conformado por el Jet subtropical, Jet
polar de rama norte y Jet polar de rama sur y en el evento de verano lo conformó el Jet
subtropical y Jet polar de rama norte. Así también se observó el hundimiento de la
tropopausa en el eje de vaguada denotado con un máximo de vorticidad potencial de 34UVP para ambos eventos.
La rápida disminución de la temperatura en superficie en la región tropical estuvo
asociada a la forzante térmica (advección de temperatura), mientras que sobre latitudes
subtropicales estuvo asociada a la forzante dinámica (advección de la verticidad) en
ambos eventos.
El efecto final de la incursión de aire polar en el evento de invierno, generó la caída de la
temperatura del aire en un rango de 15° C, lo que estaría asociado a la baja producción
de algunos cultivos como el cafeto, naranja, arroz
ministerio de agricultura).
y maíz amarillo duro (según el
Condiciones Sinópticas de la Incursión de una Masa de Aire Frío en
Sudamérica y su Impacto en los Cultivos de la Selva
Caso específico: Verano de 1996 e Invierno de 2000
I.-
INTRODUCCIÓN
Se define condición sinóptica a la circulación predominante a macroescala
en un determinado tiempo, espacio y nivel de la atmósfera, configurándose
situaciones favorables para la aparición y desarrollo de eventos meteorológicos.
América del sur presenta una singular topografía debido a la presencia de
la Cordillera de los Andes, ésta ejerce una marcada influencia sobre los sistemas
meteorológicos en varias escalas espaciales y temporales. El efecto más claro e
inmediato de este sistema orográfico es el bloqueo de los flujos zonales y la
canalización del flujo meridional en la baja tropósfera (Garreaud y Wallace, 1998),
propiciando un intenso intercambio de masas de aire entre los trópicos y los
extratrópicos (Seluchi, 1993; Gan y Rao, 1994). Un episodio importante de este
intercambio de masas es, sin duda, la incursión de masas de aire frío y seco
procedentes de la región polar hacia latitudes tropicales, siendo la consecuencia
más perjudicial de este tipo incursiones la generación de heladas que dañan
especialmente a los cultivos tropicales.
Existe diferencias entre los sistemas frontales que logran arribar hasta
latitudes tropicales en verano e invierno. En verano, éstos suelen estar
acompañados con precipitaciones que con frecuencia alcanzan una gran
intensidad, debido al alto contenido de humedad y a las condiciones de
inestabilidad imperantes; estos sistemas pierden fuerza al tornarse lentos y
finalmente tienden a confundirse con la Zona de Convergencia del Atlántico Sur
(SACZ) entre los 20-25°S (Satyamurty et.al., 1980; Garraud y Wallace, 1998;
Seluchi y Chou, 2000). Durante el invierno, en cambio, los frentes fríos adquieren
una mayor intensidad y velocidad, pudiendo arribar en ocasiones hasta latitudes
ecuatoriales, tal como lo documentaron Myers (1964) y Parmenter (1976).
1
En el Perú, la incursión de masas de aire polar es conocida como “Friaje” y
está asociada a la repentina disminución de la temperatura del aire (hasta 15° C
en solamente horas), incremento de la nubosidad del tipo estratiforme,
intensificación de los vientos y aumento de la presión atmosférica; la región más
afectada es la selva peruana.
Dado que las características meteorológicas a nivel local en la amazonía no
sólo son consecuencia de los intercambios verticales de tipo convectivo derivados
del calentamiento diferencial de la superficie, sino también de las condiciones
sinópticas predominantes, el diagnostico y pronóstico de eventos extremos,
propiciados por la incursión de masas de aire polar, requiere de un análisis
detallado del comportamiento de las variables meteorológicas básicas en la
estructura vertical de la atmósfera con el fin de encontrar variables y campos
derivados que añadan información relevante que permitan determinar el entorno
sinóptico ligado a este evento. La disponibilidad de nuevos campos a partir de un
modelo numérico operacional, dispondrá de una herramienta valiosa que
optimizará el pronóstico de estos eventos extremos. Un ejemplo claro son los
Modelos de Circulación Global, que generan pronósticos confiables de superficie
y altura hasta con siete días de antelación.
Para la realización del presente trabajo se eligieron dos episodios de
incursiones de masas de aire polar sobre latitudes tropicales: la primera en el
verano de 1996 y la segunda en el invierno del año 2000, con la finalidad de
comparar los entornos sinópticos y los mecanismos físicos ligados a estos
eventos durante dos estaciones diferentes; ambos eventos condujeron a un
periodo de heladas generalizadas sobre el sur del continente, incluyendo
descensos bruscos de la temperatura del aire sobre la región amazónica del Perú.
La determinación de las condiciones sinópticas se sustenta en el análisis de las
ecuaciones cuasigeostróficas (ecuación de la tendencia geopotencial, vorticidad
potencial y de información sinóptica de superficie), para lo cual se hizo uso de la
información de Reanálisis procedentes del proyecto NCEP/NCAR.
2
Los objetivos son los siguientes:
¾ Determinar las condiciones sinópticas que influyen en la incursión de
una masa de aire frío polar en la región amazónica para los dos eventos
¾ Determinar los mecanismos físicos asociados a la incursión de una
masa de aire frío a la región amazónica para los dos eventos
¾ Desarrollar un modelo conceptual de pronóstico de friaje
¾ Determinar el impacto de las bajas temperaturas en los cultivos de la
selva
3
II.-
REVISIÓN BIBLIOGRAFICA
2.1
Circulación atmosférica
El estudio de la circulación general trata de la estructura promediada en el
espacio y/o tiempo de los vientos, temperatura y otros elementos climáticos
(Holton, J., 1990). En ese sentido, la circulación promedio en el tiempo depende
fuertemente de la longitud y contraste térmico tierra y mar, por lo que para el
completo entendimiento de la física básica de la circulación general se requiere
una descripción, que implique las tres dimensiones espaciales, además del
tiempo.
George H. (siglo XVII) visualizó la circulación general como resultado de la
simetría zonal, donde el calentamiento ecuatorial conduce aire caliente hacia el
polo con un consiguiente movimiento de aire fresco hacia el Ecuador. Este tipo de
circulación se llama ahora circulación de Hadley o Célula de Hadley. Sin embargo
en la tropósfera y en latitudes medias, donde tanto el flujo de calor turbulento
como flujos de momento turbulento son fuertes, los términos turbulentos dominan,
de tal manera que la circulación meridiana real es una célula térmicamente
indirecta usualmente conocida como Célula de Ferrel.
El aire Polar, es más frío y denso que el aire que el aire subtropical y
tropical, se mueve desde el sur empujando hacia el norte la localización del frente
polar, especialmente en el invierno, produciendo una masa de aire fría sobre
continente. Esta situación es conocida como Anticiclón Migratoria de núcleo frío
(Outbreak Polar: en inglés). En alta atmósfera, las regiones de convergencia y
hundimiento dan lugar a la alta presión en superficie (alta polar), conocida como la
Célula Polar, la más débil de las tres células (ver Figura 1).
4
Polo norte
Alta polar
Vientos polares del NE
Bajas subpolares
Vientos del Oeste
y del SO
Cinturón de anticiclones Subtropicales
Alisios del NE
5
Ecuador
10
Km
15
Tropopausa
tropical
Alisios del SE
Celda de hadley
Cinturón de anticiclones Sub-tropicales
Vientos del Oeste
y del NO
Jet subtropical
Bajas subpolares
Celda de Ferrel
Vientos polares del SE
C. polar
Alta polar
Jet polar
Frente polar
Tropopausa
polar
Polo sur
Fig. 1: Circulación General de la Atmósfera (esquema ideal),
Fuente: Celmin A. (1984)
5
2.2
Teoría cuasigeostrófica
Para comprender los procesos básicos que rigen la dinámica de la
atmósfera se realizan aproximaciones y suposiciones básicas. Estos
artificios
permiten obtener expresiones físico-matemáticos que son más fáciles de
comprender, simulan e indican cuáles son los mecanismos que controlan a los
fenómenos atmosféricos a gran escala o escala sinóptica (Medina, 1984).
Una de las aproximaciones es la proporcionada por la teoría cuasigeostrófica.
Con ésta teoría se analiza y obtienen resultados suponiendo una atmósfera
cuasigeostrófica (ideal):
- No existen nubes (atmósfera seca) y fuentes de calor en el sistema
considerado una atmósfera adiabática.
- No existe rozamiento, por ejemplo, entre el aire y otras superficies.
- Considera la aproximación hidrostática.
- Existe relación directa entre el viento y la altura geopotencial.
2.2.1 Ecuación hidrostática
En un punto de la atmósfera terrestre, la presión de origen hidrostático es
la consecuencia del peso de la columna de aire que tiene por base un cm2 y por
altura la distancia vertical desde dicho punto hasta el límite superior de la
atmósfera (Medina, 1984).
dp= - gρdz
P(z)= ∫ρgdz ............................ecu. (2.1)
Resulta útil expresar la ecuación hidrostática en función del geopotencial. El
geopotencial (
) a la altura Z se define como el trabajo requerido para elevar a
la unidad de masa desde el nivel medio el mar hasta la altura Z (Holton, 1979).
....................................................................ecu.(2.2)
6
Según la ecuación de estado de aire seco
………………….…………..…....ecu. (2.3)
de 3.2 y 3.3 resulta:
....................................................... ecu.(2.4)
2.2.2 Ecuación de continuidad
Medina M. (1984), expresa que si un conjunto de partículas de un fluido
ocupan, en un instante determinado, un volumen V limitado por una superficie
fluida, esa superficie se comporta impenetrable, aunque deformable; de manera
que la masa del fluido que hay en interior (ρV) no varía, aunque dicha superficie
sufra deformaciones que hagan variar el volumen que delimita; de modo que si
dicho volumen V, la densidad ρ del fluido disminuye, y recíprocamente,
cumpliéndose:
ρV=cte
.............................................................ecu.(2.5)
y derivando d(ρV)/dt=0
=> ρdV/dt+Vdρ/dt=0 ...........ecu.(2.6)
Si dividimos ecu. (2.5) : (2.6) se obtiene:
resolviendo la ecuación obtendremos:
...............................................ecu.(2.7)
7
2.2.3 Ecuación termodinámica
El primer principio es una ley de conservación de la energía y, a su vez, una
definición precisa del calor. Afirma que, como la energía no puede crearse ni
destruirse (dejando a un lado las posteriores ramificaciones de la equivalencia
entre masa y energía) la cantidad de energía transferida a un sistema en forma de
calor más la cantidad de energía transferida en forma de trabajo sobre el sistema
debe ser igual al aumento de la energía interna (U) del sistema. El calor y el
trabajo son mecanismos por los que los sistemas intercambian energía entre sí.
Donde la ecuación:
m.ce.Δ T ° + L = U ...................................................ecu.(2.8)
donde:
U
: Energía interna
L
: Calor latente
Ce
: Calor específico
T
: Temperatura
M
: masa
De este modo el primer principio de la termodinámica resulta plenamente
aplicable a un fluido en movimiento, el segundo término representa el trabajo
efectuado por unidad de masa, aparece como un término de conversión de
energía térmica mecánica.
2.2.4 Ecuación de estado
Para cualquier substancia (sólido, líquido o gas) existe una relación
definida entre la presión, volumen específico y temperatura, tal que:
F(ρ,α,T ) = 0
donde:
8
: Volumen específico
Pαm/T = R*
Para un gas ideal
Donde :
R* = 8314.3J/(Kg*mol*K)
cte universal del gas
α = V/n m :
volumen molar específico
n
número de moles del gas
Entonces en un gas ideal la ecuación es:
Pαm = R*T
o PV = nR*T ....................................................ecu.(2.9)
2.2.5 Ecuación de movimiento horizontal
La segunda ley de Newton dice que ´´ las aceleraciones de una partícula
son iguales al vector suma de las fuerzas que actúan sobre un campo´´, este es el
principio de la conservación de momentum.
Las ecuaciones aproximadas del momentum lineal horizontal que resultan son:
.................................................................ecu.(2.10) y
............................................................ecu.(2.11)
Pueden escribirse de la forma vectorial:
............................ .......................ecu.(2.12)
9
2.2.6 Vorticidad
Medina (1984), define la vorticidad, como una magnitud ligada a las
partículas de aire de su propio movimiento; es, por tanto, una propiedad másica
que se propagará de unas capas a otras por simple mezcla turbulenta. Tendrá por
ello, una especial facilidad para propagarse de arriba hacia abajo y viceversa, lo
cual tiene una notable importancia en la formación de la ciclogénesis, sobre todo
desde sistemas de alta hacia bajo troposfera.
Holton (1979), la define en forma más resumida como un campo vectorial
que proporciona una medida microscópica (Valores del orden de 10-5) de la
rotación en cualquier punto del fluido, o simplemente el rotacional de la velocidad;
mientras que, Kurz (1998) define la vorticidad relativa como la rotación alrededor
del eje vertical relativo a la tierra y es definido por la componente vertical del rotor
del vector viento de las tres dimensiones.
Se define la ecuación:
...................................................................ecu.(2.13)
En el caso de la vorticidad absoluta ‘’ η’’:
η= ξ + f
...........................................................................ecu.(2.14)
donde f : fuerza de coriolis
Según lo definido es fácilmente obtenido por la aproximación geostrófica,
aquí el viento real o medido es reemplazado por el viento en equilibrio geostrófico
y su componente rotacional es calculado por:
..............................................ecu.(2.15)
...............................................ecu.(2.16)
10
Donde la ecuación de vorticidad geostrófica tendremos:
.
...............................................ecu.(2.17)
...................................................ecu.(2.18)
2.2.7 Vorticidad potencial
Holton (1979), define como una medida de la relación entre la vorticidad
absoluta y el espesor efectivo del vórtice, el espesor efectivo es exactamente la
distancia entre superficies de temperatura potencial medida en unidades de
presión.
Definida en coordenadas isentrópicas por:
.......................................................ecu.(2.19)
Definida en coordenadas isobáricas por Hoskins et al. (1985)
...................................ecu.(2.20)
2.2.8 Ecuación de la tendencia
Las ecuaciones que gobiernan el movimiento cuasigeostrófico son:
la ecuación termodinámica
.......ecu.(2.21)
11
y la ecuación de la vorticidad
......ecu.(2.22)
Recordando que
....... de ecu.(2.15 y 2.16)
donde:
σ : parámetro de estabilidad hidrostática
ω : es la variación individual de la presión
φ :altura geopotencial
Vg: Ugi+Vgj: viento geostrófico
fo: fuerza de coriolis
t: tiempo
Se observa que este es un conjunto de dos ecuaciones con dos incógnitas,
φ y ω así, el conjunto puede ser resuelto para cada uno en particular.
Para formar una ecuación para φ, se opera (reemplaza) en la ecuación de la
energía con:
y se adiciona la ecuación de la vorticidad. Primero,
...........ecu. 2.23
O, asumiendo una estabilidad constante
12
....ecu 2.24
Adicionando esto a la ecuación de la vorticidad
.......ecu 2.25
El resultado es,
ó
...ecu 2.26
Estableciendo los términos: A = B + C ...........................ecu 2.26
El término A es el Laplaciano tridimensional de la tendencia del
geopotencial, B es la advección de vorticidad absoluta y B es la advección de
temperatura.
Cualitativamente se analiza en alta y baja tropósfera siguiendo la relación:
Es proporcional (-,+)
13
El término A, es proporcional al negativo de la tendencia del geopotencial;
mientras que, el rol de la advección de la vorticidad nos indicará el aporte
energético de sistemas de alta tropósfera a las formaciones y/o intensificaciones
en baja tropósfera, por otro lado el cambio del geopotencial es proporcional al
cambio de la vorticidad con el signo opuesto. (El incremento de la vorticidad
corresponde a un decrecimiento del geopotencial.)
El término de la advección térmica dependerá si la advección es caliente o
fría. Como la advección de la temperatura cambia con la altitud es
cualitativamente importante conocer que la advección cálida con la altura conduce
a un incremento del geopotencial y el decrecimiento de la advección fría con la
altura conduce a una caída del geopotencial.
Bajo el eje de la vaguada, los vientos en superficie son del sur y la
advección de temperatura es negativa; mientras que en el eje de una dorsal los
vientos en superficie son del norte y la advección de temperatura es positiva. De
acuerdo a la ecuación de la tendencia del geopotencial, el geopotencial en el eje
de la vaguada caerá mientras que el geopotencial en el eje de la cuña se elevará.
Así, la vaguada de la tropósfera media se intensificará y la cuña se amplificará.
Similarmente, si la baja en superficie está al este del eje de vaguada, ocurrirá
una advección cálida debajo del eje de vaguada, incrementándose el geopotencial
y la vaguada se debilitará. Si la baja en superficie está directamente debajo de la
vaguada o cuña, la intensidad no debería cambiar.
(extraído de notas de clases del Dr. W. A. fingerhut)
14
2.3
Climatología sinóptica de Sudamérica
2.3.1 Climatología Sinóptica de baja y alta tropósfera
En el transcurso del año, Sudamérica presenta circulaciones atmosféricas
características (ver figura 2).
(a) Baja tropósfera
(b) Alta tropósfera
Fig. 2: Climatología sinóptica de Sudamérica.
Leyenda:
AB
AE
AST
APS
B
BC
CONV
Es
F
JST
JP
JNB
LI
RSA
SC
TE
VCF
VC
ZCAS
ZCIT
: ALTA DE BOLIVIA
: ALTA EXTRATROPICAL
: ALTA SUBTROPICAL
: ANTICICLON DEL PACIFICO SUR
: BAJA
: BAJA DEL CHACO
: ACTIVIDAD CONVECTIVA
: ESCARCHA
: FRIO
: JET SUBTROPICAL
: JET POLAR
: JET DE BAJOS NIVELES
: LINEA DE INESTABILIDAD
:REGION SEMIARIDA
: SALIDA DE CIRRUS
: TORMENTA ECUATORIAL
: VORTICE DE CENTRO FRIO
: VORTICE CICLONICO
: ZONA DE COVERGENCIA DEL ATLANTICO SUR
: ZONA DE CONVERGENCIA INTERTROPICAL
15
Durante la estación de invierno es característico la presencia de los
anticiclones migratorios que ingresan a continente por los Andes del sur de Chile.
En la figura 3(a), se describe una típica trayectoria de un Anticiclón Antártico
(transporta aire frío y seco que ingresa desde el extremo sur de la Patagonia y se
desplaza hacia el norte de Argentina y si las condiciones no son favorables se
desplaza hacia el noreste de la Patagonia ingresando rápidamente al Atlántico);
mientras que, en situaciones invernales lo más común es la presencia del
Anticiclón semipermanente del Pacífico, que genera un Anticiclón migratorio que
se mueve directamente hacia centro de Argentina, luego prosigue en marcha
hacia el noreste, ver figura 3(b).
(a) Antárticos
(b) Invernales
Fig. 3: Trayectorias de sistemas anticiclónicos migratorios y sus posibles trayectorias
a) Antárticos y b: Invernales
Fuente: Celmin A. (1984)
2.3.2 Alta de Bolivia
La circulación general de la alta tropósfera sobre Sudamérica ha sido muy
estudiada en los últimos años (Santos, 1986; Carvalho, 1989; entre otros). La Alta
de Bolivia (AB) posee una característica muy particular al presentar el desarrollo
de un sistema de circulación anticiclónica en niveles altos (200 hPa) durante los
meses de verano asociado a una fuerte convección en la región amazónica. Este
16
sistema anticiclónico (AB), se sitúa sobre la región del altiplano Boliviano. Durante
la época de invierno, ocurre una desintensificación de la AB, o su completa
desaparición.
La permanencia de la AB es debido a la convergencia de humedad en bajos
niveles que van de noreste y del este de Bolivia. Esta convergencia provoca fuerte
convección, condensación y liberación de calor latente en media y alta tropósfera
asociada a la actividad convectiva.
Jones y Horel (1989), analizando años de ocurrencia de El Niño, observaron
que la AB se localiza en general al oeste de su posición climatológica. También
fue observada por Carvalho (1989) que durante el evento El Niño 82-83 la
actividad convectiva de precipitación en la amazonía disminuía, con la
desintensificación de la AB.
2.3.3 Corriente en Chorro
La Corriente en Chorro o Jet stream (JS: siglas en inglés), es una zona de
vientos máximos en altura, esta región de vientos máximos depende directamente
del gradiente horizontal de temperatura (Holton, 1979) y la presencia del mismo,
es señal de la existencia de dos masas de aire con una frontera que las separa.
Para complementar, P. Pezzi et al., (1996), observó que en altos niveles de la
atmósfera, próximo a la tropopausa, existe una región donde la componente del
viento zonal de oeste alcanza valores máximos.
Durante los meses de verano (Diciembre, enero y febrero) el JS se sitúa
entre los 40° S a 50° S, con intensidades promedio máximos por encima de 32
m/s, y al promediar la intensidad de viento máximo mensual el JS subtropical
desaparece, prevaleciendo el JS polar o extratropical; mientras que, para los
meses de invierno (Junio, julio y agosto) alcanza su máxima intensidad y acción
en Sudamérica con valores medios de 45 m/s.
El JS subtropical juega un papel muy importante en los procesos de
intercambio estratosfera – tropósfera (Kowol-Santen, 1999; Ancellet y otros, 2000;
Timmis - Vaughan y otros, 1999) asociado a hundimientos de la tropopausa
provocados por anomalías frías en niveles medios.
17
Uccellini (1987), hace referencia de una porción dentro del JS, donde los
vientos a lo largo del flujo central son más fuertes que en otras áreas a lo largo del
JS, estas son conocidos como Jet streak. Las regiones de entrada y salida del jet
streak (ver figura 4) son muy importantes en términos de movimiento vertical,
sistemas de presión en superficie y precipitación organizada dándole suficiente
humedad en bajos niveles. Las regiones de salida son donde las parcelas de aire
salen fuera del jet streak y desaceleran corriente abajo del Jet central, ver figura
5(a). Las regiones de entrada son por donde las parcelas de aire entra al Jet
streak y aceleran corriente arriba del Jet Central, ver figura 5(b).
Fig. 4: Regiones de entrada y salida del Jet Streak
(a) Corte AA’
(b) Corte BB’
(c) Análisis de vorticidad
Fig. 5: Análisis de la Dinámica del Jet strem (a) Circulación ageostrófica directa (b) Circulación
ageostrófica indirecta y (c) análisis de vorticidad, AVC: advección de vorticidad ciclónica; AVA:
advección de vorticidad anticiclónica (modelo conceptual: Ucellini, 1987).
18
El Aviation Weather Center/Transition Aviation Program, Centro de
Pronósticos Mundiales en Washington D.C., estableció un criterio para evaluar la
posición del Jet streak en la carta de 250 hPa. Utilizando los siguientes valores
promedios del nivel geopotencial:
Jet Subtropical
: sobre los 10,440 mgp (típicamente 10680mgp.).
Rama Norte del Jet Polar
: entre 10,200 y los 10,440 mgp.
Rama Sur del Jet Polar
: bajo los 10,200 mgp (típicamente entre 10080 y 960mgp).
Cuando los Jets streak están paralelos, en su análisis se debe de mantener
una separación de por lo menos cinco grados de latitud.
Nielsen, de Texas A&M University, estableció otro criterio usando una escala
de temperaturas potenciales para distinguir los máximos de viento. Haciendo un
corte transversal del Jet, la temperatura potencial media asociada a masas
polares es de 320° K y al Jet Subtropical de 340° K. En el continente
Sudamericano se ha observado que la rama polar se puede subdividir aún más.
Típicamente, la rama polar norte se caracteriza por temperaturas de 330° K,
mientras que la rama polar sur es más típica de los 320° K o menos dependiendo
de la temporada del año.
2.3.4 Ciclogénesis
Son procesos atmosféricos que generan centros de baja presión, también es
conocido como el desarrollo de los vórtices, cuando se presentan las siguientes
condiciones simultáneamente:
a) Un frente estacionario en superficie (puede tratarse también de frentes
fríos o cálidos de lento desplazamiento.
b) Advección de aire caliente desde el norte y aire frío desde el
sur
(significa llegada de aire con distinta densidad).
c) Parte delantera de vaguada difluente en altura, se acerca a la región
ciclogenética.
d) Desviación de la trayectoria usual del sistema ciclónico.
e) Un descenso y ascenso de la tropopausa.
19
f) Subsidencia en niveles bajos de estratosfera (entre los 100 y 250 hPa).
g) Pérdida de masa en la región subsidente.
Seluchi (1998), menciona que los sistemas montañosos juegan un rol
importante en la generación y evolución de las depresiones apoyando la
generación de ciclogénesis a sotavento de los obstáculos orográficos.
Utilizando la ecuación de las tendencias de presión en superficie, Jusem y
Atlas (1989) observaron que el término de advección horizontal de densidad fue
determinante en la profundización de un ciclón invernal sobre río de la Plata. Los
campos integrados en la vertical revelaron la presencia de advecciones
horizontales cálidas en niveles altos (asociados al máximo de temperatura
consecuencia del hundimiento de la tropopausa) estas fueron un importante
aporte al campo de tendencias negativas en la región de la ciclogénesis,
Vigliarolo, (1998).
La distribución estacional de ciclogénesis sobre Sudamérica según Gan y
Rao (1991), muestran dos máximos que se hallan presente a lo largo de todo el
año: uno sobre el Golfo de San Matías (42.5° S 62.5° W) y otro sobre Uruguay
(cerca de 31.5° S 55.0° W), también conocida como región ciclogenética del
litoral. Así también, Necco (1982); Lichtenstein (1989) y Seluchi (1995),
observaron que el núcleo ciclogenético en invierno sobre Uruguay es el más
intenso con un máximo en los meses de junio y julio; en cambio en verano existe
una mayor ocurrencia de ciclones sobre el Golfo de San Matías, con un máximo
en el mes de diciembre.
Las principales diferencias entre los sistemas ciclónicos de invierno y verano
sobre el litoral radican en que, generalmente, y para la época estival, no se
verifica la presencia de ondas largas en la tropósfera
media. Tampoco se
observa la presencia de la perturbación ciclónica fría que suele incursionar desde
el Pacífico a través de los Andes en invierno. En cambio, para esta época se
produce una intensificación de la zona baroclinica ubicada en 30 – 35 °S, que es
luego alcanzada por una vaguada en altura (Seluchi, 1995).
20
Hirschberg y Fritsch (1991), plantean la base de una teoría, que los
procesos asociados con el desarrollo y evolución de ondulaciones en la
tropopausa, en un entorno baroclínico, pueden dar lugar a cambios de
temperatura importante en la estratosfera inferior.
Estas ondulaciones en la tropopausa son consecuencia del desarrollo
ciclogenético como resultado de ciertos ajustes hidrostáticos y campo de viento
que ocurren entre la atmósfera superior e inferior cuando las anomalías cálidas de
niveles altos se acercan a zonas baroclínicas en bajos niveles. Estos ajustes
hidrostáticos son principalmente debido a imbalances causados por los cambios
en la temperatura y el viento de nivel superior e inferior. Es necesario que la
ondulación en la tropopausa se acerque a una región favorable que contenga aire
troposférico con baja estabilidad en el lado cálido de una zona baroclínica, para
que el enfriamiento en la tropósfera media
sea incapaz de cancelar el
calentamiento en la estratosfera inferior debido a advección.
2.3.5 Anticiclones de Bloqueos
Los anticiclones de bloqueo aparecen cuando los vientos zonales son
interrumpidos en un sector por un persistente flujo meridional, resultando un
anticiclón al sur y un ciclón al norte o solamente un anticiclón de superficie de
larga vida que tiene el efecto de ‘’bloqueo’’ al flujo usual de perturbaciones
transitorias. La desviación de los vientos del oeste hacia el polo en el anticiclón de
bloqueo indica, por consideraciones de viento térmico, que son sistemas con
núcleos calientes, cuya circulación anticiclónica abarca toda la tropósfera
indicando su naturaleza barotrópica.
Las altas de bloqueo están significativamente desplazadas hacia el lado
polar de las trayectorias normales de los anticiclones, dejando una anomalía
negativa en la presión hacia el lado ecuatorial, que aparece generalmente como
una baja fría ‘’segregada ‘’ del cinturón de oestes en latitudes medias.
En el hemisferio norte ciertos ‘’episodios bloqueantes‘’ muy persistentes
pueden producir condiciones meteorológicas anormales o extremas, tales como
sequías. En el hemisferio sur los episodios bloqueantes tienden a ocurrir en
21
latitudes menores y son menos intensos, menos persistentes salvo cuando se
está en la fase negativa de la oscilación del sur, probablemente debido a la
presencia de oestes troposféricos más intensos Coughlan (1983); Trenberth y
Mo (1985).
Necco (1988), manifiesta que en el hemisferio sur los episodios bloqueantes
ocurren en latitudes más bajas, y son menos intensos y menos persistentes que
sus contrapartes boreales, debido a la presencia de oestes troposféricos más
intensos; y en el hemisferio norte ciertos episodios ‘’ Bloqueantes’’ muy
persistentes pueden producir condiciones meteorológicas anormales o extremas
tales como sequías.
22
2.4
Invasión de aire polar sobre latitudes tropicales - antecedentes
Parmeneter (1976), al analizar las heladas ocurridas en julio de 1975, en
Sudamérica observó la entrada de un sistema frontal por Chile y Argentina que
después de nueve días atravesó Perú, Ecuador y Venezuela. Además este
ingreso del sistema frontal estuvo acompañado de una masa de aire polar que
provocó el descenso de las temperaturas en todo Brasil. Años después Tarifa et
al. (1977), describieron los daños causados por la helada de julio del año de 1975
a los cultivos del café en el estado de Sao Paulo. La situación descrita por esta
investigación estuvo asociado a la intensidad del centro del anticiclón migratorio
polar.
Hamilton y Tarifa (1978), describieron que el episodio de la helada de 1972
afecto las plantaciones de café en Paraná y alrededores. En este evento
observaron una oclusión del aire frío de origen polar sobre la región. Enfatizaron
la importancia del centro frío de un anticiclón en bajos niveles, que siguió una
trayectoria continental desde el sur de Argentina hacia latitudes tropicales.
Asimismo observaron la formación explosiva de una ciclogénesis sobre el sur de
Brasil y posteriormente este ciclón se movió al sureste de su ubicación de
formación en dirección al Océano Atlántico.
García V. (1979), observó que en los meses de junio, julio, agosto y
setiembre el nivel de 200 hPa se caracteriza por la presencia exclusiva de los
sistemas del oeste y la desaparición de los vórtices anticiclónicos sobre el
continente. En el nivel de 150 hPa, el esquema es similar al de 200 hPa; Así
también observó la presencia del eje de la ‘’Corriente en Chorro’’ estratosférico y
del troposférico, cuyo eje empieza a distinguirse a partir de los 500 hPa. En
niveles bajos observó que se caracteriza por la intensificación de la circulación
anticiclónica.
Fortune et al. (1982), analizaron las heladas de julio de 1979 y 1981, donde
encontraron importantes precursores como una configuración de onda larga en
niveles altos, que se desplazó lentamente por el Pacífico Sur, profundizándose
entre 4 a 5 días antes de la ocurrencia de las heladas ocurridas en Brasil.
23
Fortune et al. (1982), observó en un análisis de líneas de corriente en el
nivel de 200 hPa a nivel de Sudamérica la predominancia de vientos del suroeste
asociados al transporte una cantidad razonable de aire frío de latitudes más altas
hacia las más bajas. Igualmente observó en el Pacífico un desfase de líneas de
corriente ondulatoria en altos niveles entre latitudes subtropicales y medias,
siendo que en algunos casos de líneas de corriente entra en fase en el atlántico.
Marengo (1983), en la zona de Jenaro Herrera (4°39 S, 73°30´ W), encontró
cambios característicos en el estado del tiempo, viento fuerte del sur, descenso
de humedad, incremento de presión, variación de nubosidad y temperaturas
mínimas de hasta 11,4° C en julio de 1975, que corresponden a las características
en superficie del paso de un frente frío sobre la Amazonia Central en estos días.
Satyamurty et al. (1990), plantearon el estudio de un caso con la ocurrencia
de dos ondas de aire frío que afectó la región sur de Sao Paulo, el sur de Mato
Grosso, sur de Minas Gerais y sur de Goias, en la segunda quincena de mayo de
1990. Las masas de aire frío, con presiones centrales del orden de 1030 hPa,
tardaron cerca de 72 horas para desplazarse de la costa oeste del continente
hacia el litoral de la región sudeste de Brasil. Así también, observaron patrones
de líneas de corriente en alta tropósfera con fuerte confluencia de corrientes del
sur y del oeste sobre Paraguay, que precedieron la ocurrencia de heladas.
Calle V. (1991), observó que el bloqueo anticiclónico es ocasionado por una
corriente en chorro inestable (en nivel de 300 hPa), que por exceso de energía se
bifurca y cuyos componentes meridionales alimentan al anticiclón de larga vida y
al frente frío en superficie. Otro efecto que observó que la disminución de
espesores, sustentada en la ecuación de vorticidad geostrófica y las ecuaciones
hidrostáticas, de continuidad y termodinámica (Holton, 1979).
Seluchi M. (1997), manifiesta que durante el invierno los frentes fríos
adquieren una mayor intensidad y velocidad, pudiendo arribar en ocasiones hasta
latitudes ecuatoriales tal como documentaron Myers (1964) y Parmeter (1976).
Sin duda la consecuencia más perjudicial de este tipo de intercambio de masas
24
de aire es la generación de heladas que dañan especialmente a los cultivos
tropicales.
Seluchi M. (2000), observó que en una situación de una alta migratoria el
sistema vaguada – cuña determina corrientes conducentes del sudoeste sobre
casi todo el continente, facilitando así el rápido traslado de los sistemas
migratorios hacia el norte.
Caramori et al. (2000), observaron que las heladas que ocurren en regiones
cafetaleras de regiones del sur y sureste de Brasil causan pérdidas frecuentes en
la Cafecultura. La frecuencia esperada de heladas severas es de 1 por cada 5 a 8
años, dependiendo de las condiciones locales.
Las últimas heladas con impacto económico en la cafecultura brasileña
ocurrieron en los años de 1942, 1953, 1955, 1962, 1963, 1969, 1972, 1975, 1979,
1981, 1985, 1994, 2000, siendo las más intensas los años 1942, 1969 y 1975 con
casi el 100% de perdida, pero la helada de 1975 que quebró la hegemonía del
estado de Parana en producción brasileña de Café (Revista brasileña: Garcafe,
mayo de 2000).
Marengo J. (2001) concluyó que los Reanálisis (NCEP – NCAR) sugieren la
existencia de una corriente en chorro en la tropósfera baja que se desplaza de
norte a sur al este de los Andes, extendiéndose desde el oeste de la cuenca del
Amazonas y alcanzando en episodios intensos las llanuras argentinas, mientras
esta corriente en chorro del norte cumple un rol importante en el transporte de
humedad y calor desde latitudes bajas, existe otra corriente en chorro de bajos
niveles de sur a norte asociado a la presencia de altas migratorias en continente
que transportan aire relativamente frío y seco desde latitudes medias a latitudes
bajas.
25
2.5
Modelos de predicción numérica
Holton J. (1990), define la predicción numérica como la acción de predecir el
estado futuro de la circulación atmosférica a partir del conocimiento de su estado
actual con el uso de las ecuaciones de la dinámica. Para ello, es necesario
conocer el estado inicial de las variables de campo, un sistema completo de
ecuaciones de predicción que contengan dichas variables y un método de
integración de las ecuaciones en el tiempo para obtener la distribución futura de la
variable.
En ese sentido, los Modelos de Predicción Numérica (MPNs) son un
conjunto de ecuaciones básicas de la atmósfera que simulan informáticamente la
evolución de ésta, mediante la resolución de métodos numéricos.
De acuerdo con las escalas espaciales a las que se aplican, los modelos
meteorológicos se pueden clasificar en tres grandes bloques: los modelos
globales, los modelos regionales (o de mesoescala) y los modelos de
microescala. Los primeros se encargan fundamentalmente de la predicción
numérica del tiempo a escala planetaria o en los estudios de cambio climático, los
modelos regionales son los que sirven para reproducir fenómenos de mesoescala
y predecir el "tiempo local" y los modelos de microescala se diseñan para simular
fenómenos turbulentos y superficiales de especial interés en la simulación de
dispersión de contaminantes.
Para la realización de análisis específicos del tiempo el NCEP – NCAR
dispone del proyecto Reanalisis (Kalnay, et al., 1996), que consisten en
distribuciones de parámetros atmosféricos elaborados por un modelo climático
global (GCM, siglas en inglés), teniendo en cuenta todos los valores históricos
existentes. El NCEP – NCAR, usa el sistema de asimilación global y la base de
datos más completa posible. El modelo utilizado es un Modelo Global espectral de
resolución T62/28 (aproximadamente 210 Km) y 28 niveles isobáricos.
26
IV.
MATERIALES Y METODOS
3.3
Descripción del área de estudio
3.1.1 Sudamérica
El continente sudaméricano
está ubicado en el hemisferio sur y
con dos océanos adyacentes, el
Pacífico y Atlántico. Tiene forma
casi triangular la zona norte se
ubica
en
plena
zona
de
convergencia intertropical y la zona
sur
se
Antártico.
acerca
La
al
continente
fisiografía
de
Fig. 6: Área de estudio
Sudamérica presenta un ancho
montañoso (Andes) paralela a la costa del Pacifico que se extiende desde
Venezuela y culmina en el sur de Argentina con el pico del nevado Aconcagua.
En la figura 6, muestra el área de estudio que se extiende desde los 120° W a 0° y
de los 62° S a los 20° N.
3.1.2 Selva Peruana
El Perú está ubicado desde la zona ecuatorial hasta los 18° S, adyacente al
océano Pacífico, cuya variedad climática se va definiendo por varios factores
climáticos siendo las más importantes las Corriente Fría de Humbolt y la
Cordillera de Los Andes. En la vertiente oriental de Los Andes, se ubica la región
de la selva peruana, que se caracteriza por sus altas temperaturas y abundantes
precipitaciones. En los meses de junio – agosto esta región es afectada por el
ingreso de masas de aire frío provenientes de latitudes altas, las que provocan
descensos bruscos de la temperatura del aire.
27
3.4
Periodo de estudio, información y materiales
3.4.1
Periodo de estudio del evento
Para el presente trabajo se escogieron dos eventos de incursiones de
masas de aire frío que ocurrieron en dos estaciones opuestas (ver tabla 1).
Tabla 1: Periodo de los eventos
Año
Periodo de Estudio
Verano
1996
08 al 14 de febrero
Invierno
2000
08 al 14 de julio
3.2.2 Información Meteorológica
3.2.2.1
Información meteorológica diaria de Perú
se recopiló información de las variables:
• Temperatura máxima diaria
• Temperatura mínima diaria
•
Precipitación total de 24 horas de las estaciones climátologicas (ver
tabla 2)
28
Tabla 2: Estaciones Climatológicas
Nombre de
Estación
Longitud
Latitud
Altitud
W
S
msnm
Urubamba
072° 07´
013° 18´
2863
Navarro
075° 46´
006° 20´
190
San Rafael
076° 10´
010° 20´
2800
San Ramón
075° 20´
011° 08´
800
Caballococha
070° 32´
003° 54´
84
Tamishiyacu
072° 17´
002° 36´
800
Trompeteros
075° 01´
003° 48´
130
San Roque
073° 15´
003° 45´
128
J. Herrera
073° 30´
004° 39´
18
Requena
073° 22´
005° 05´
200
Juancito
074° 54´
005° 02´
150
Contamana
074° 55´
007° 17´
134
Tournavista
074° 45´
008° 50´
300
Tulumayo
075° 54´
009° 06´
640
Puerto Inca
074° 58´
009° 22´
200
La Divisoria
075° 43´
008° 58´
1600
Iberia
069° 35´
011° 21´
345
Quillabamba
069° 35´
011° 21´
950
Quincemil
070° 48´
013° 12´
616
San Gabán
070° 25´
013° 50´
820
Pto. Maldonado
069° 11’
014°15´
320
Pto. Esperanza
070° 45´
009° 45'
350
Cuzeiro do sul/ac
072° 40’'
007° 38'
170
Rio branco/ac
067° 48’'
009° 58'
160
Tarauaca/ac
070° 46’'
008° 10'
190
Eirunepe/am
069° 52'
006° 40´
104
Benj. const./am
070° 02'
004° 23´
65
29
3.2.2.2
Información Sinóptica de Perú y Sudamérica
Se recopiló información del Sistema Global de Telecomunicaciones
(GTS) de las 0000 y 1200 UTC entre las fechas (08 – 14 julio de 2000) de las
estaciones que se muestran en el Anexo (ver tabla A_1).
La tabla que se muestra a continuación son las variables que se analizaron en
cada evento.
Tabla 3: Variables meteorológicas
Variables
meteorológicas
08 – 13 Julio - 2000
09 – 14 febrero - 1996
Presión a nivel del mar
X
Temperatura del aire
X
Temperatura de rocío
X
Viento (fuerza y dirección)
X
Nubosidad
X
Visibilidad
X
Tiempo significante
X
Temperatura Máxima
X
X
Temperatura Mínima
X
X
3.2.3 Imágenes de satélite
Se utilizó imágenes de Satélite GOES 08 de Sudamérica de las 00:00,
12:00 y 15:00 UTC.
Tabla 4 : Imágenes de satélite (GOES 08, ubicación: 75.33° W))
Canal I
08-13 Jul.-2000
Canal II
Canal III
Imagen Visible
Imagen infrarroja Imagen de vapor de agua
0.52 - 0.72 um
3.78 - 4.03 um
X
6.47 - 7.02 um
X
09-14 Feb. –1996
X
Fuente: CPTEC - INPE BRASIL, www.cptec.inpe.br
30
X
3.3.4
Información de Reanálisis de NCEP – NCAR
Se utilizó la información binaria de Reanálisis NCEP - NCAR de los
periodos del 08 – 13 julio de 2000 (invierno) y del 09 – 14 febrero de 1996
(verano) con características:
• Area: Sudamérica, Pacífico oriental y Atlántico occidental (60° S 30° N
– 150° W 0° W).
• Análisis: 1200 UTC.
• Niveles isobáricos: 1000, 925, 850, 700, 500, 300 y 200 hPa.
3.3.5
Materiales
Computadora
personal
Pentium
IV,
Software
visualizador
GrADS,
materiales de escritorio y dibujo.
3.4
Métodos y Procedimientos
Para tener mayor referencia de las condiciones del tiempo y clima en la
incursión de masas de aire frío sobre la selva peruana se realizó un análisis
previo de las condiciones observadas en el transcurso del evento y la variación
histórica de la temperatura mínima para ambos periodos del evento. Para ello se
eligió el lugar que es más afectado en este tipo de situaciones (estación: Puerto
Maldonado).
3.3.1 Metodología para determinar las condiciones sinópticas que influyen
en la incursión de una masa de aire frío polar en la amazonía
Para determinar las condiciones sinópticas que influyen en la incursión de
una masa de aire frío, se utilizó la información proveniente de los Reanálisis del
NCEP – NCAR, con lo cual, se analizó el posicionamiento, configuración,
intensificación y anomalía de los sistemas atmosféricos en niveles de baja
tropósfera (superficie y 850 hPa), media ( 500 hPa) y alta tropósfera (300 y 200
hPa).
31
3.3.1.1 Análisis en nivel de superficie
El análisis de superficie se realizó a través del análisis espacial y
temporal de los campos isobáricos y temperatura.
a)
Análisis isobárico
Los campos de isóbaras permitieron indicar el tipo e intensidad del
sistema, sea ciclónico o anticiclónico; además, el análisis del gradiente
isobárico permitió identificar las zonas de mayor o menor influencia del
viento, es decir, un mayor apretamiento de las isóbaras nos indica
mayor intensidad del flujo del viento, y un menor apretamiento de las
isóbaras, menor intensidad del flujo del viento. En este contexto se
analizó el campo de isóbaras asociados a sistemas frontales que
afectaron el continente en el periodo de ocurrencia del evento para
ambos casos.
b)
Análisis isotérmico de Sudamérica
Los campos medios de isotermas sobre Sudamérica indican las
propiedades térmicas en cada evento analizado, además permitió
identificar los contrastes térmicos que constituyeron el límite entre dos
tipos de masas de aire a nivel de Sudamérica, así como las
características típicas de desplazamiento del campo de la temperatura
mínima.
3.3.1.2 Análisis en niveles medios y altos de la tropósfera
Para determinar las condiciones sinópticas en media y alta tropósfera,
fue necesario analizar el posicionamiento, configuración, intensificación y
anomalía de los sistemas en los siguientes niveles: 500, 300 y 200 hPa. Es así
que analizamos:
32
a)
Sistemas meteorológicos
Se analizó flujos de viento y altura geopotencial en las superficies
isobáricas mencionadas anteriormente. El análisis del campo del viento
e isohipsas permitió visualizar la variabilidad latitudinal y longitudinal de
estas
variables
en
los
diferentes
niveles
isobáricos.
Además
visualizamos los vórtices ciclónicos y anticiclónicos, cuñas, vaguadas,
etc. así como cuan amplios y/o profundos se manifestaron con respecto
a su circulación normal climática.
b)
Corriente en Chorro y Jets Streak
La corriente en Chorro tuvo un papel muy importante por su claro
significado meteorológico y de pronóstico, es por ello la importancia de
determinar su posición, configuración e intensidad, así como su
desplazamiento en el transcurso del evento. En este sistema
visualizamos el tipo configuración
(vaguadas y/o cuña) y los
fenómenos meteorológicos que ocasionó a su paso. A lo largo de la
Corriente en Chorro, se presentaron núcleos de Jet Streak con
determinadas características físicas para cada evento.
3.3.2
Metodología para determinar los mecanismos físicos asociados a
la incursión de una masa de aire frío a la región amazónica
Mediante el software visualizador GrADS se observó las diferentes
variables primarias que son proporcionadas por el Reanálisis del NCEP–NCAR,
en diferentes niveles isobáricos. Así mismo, se confeccionó programas para dar
soluciones próximas a las ecuaciones cuasigeostróficas a los que denominaremos
campos derivados, las cuales ayudaron a identificar los mecanismos físicos que
no son obvios con la sola visualización de las variables básicas.
33
3.3.2.1
Análisis de niveles medios y altos (500, 300 y 200 hPa)
De los datos de Reanálisis del NCEP – NCAR analizamos las
siguientes variables primarias:
Variable primaria
Unidad-
Presión a nivel medio del mar
hPa
Temperatura del aire
°C
Viento meridional
m/s
Viento zonal
m/s
Altura geopotencial
mgp
Humedad relativa
%
De las variables primarias mencionadas, se analizaron los diferentes
entornos sinópticos favorables para el desarrollo del evento, cada variable mostró
una característica del nivel isobárico en análisis.
Para interpretar y comprender mejor los mecanismos físicos del entorno
sinóptico asociado a estos eventos, fue necesario disponer de campos derivados;
es decir, el cálculo de ecuaciones cuasigeostróficas, para lo cual se utilizó
parámetros derivados del modelo numérico utilizando el lenguaje escripting del
programa GrADS entre ellas tenemos:
Variable secundaria
Unidad
Vorticidad relativa
1/s
Vorticidad potencial
kgm °K/s2
Advección de vorticidad
1/s2
Advección diferencial de vorticidad
1/s2
Divergencia del viento
1/s
34
3.3.2.2
Análisis de bajos niveles (1000, 925, 850 y 700 hPa)
El paso de sistemas en niveles altos se verá reflejado en baja
atmósfera por el aporte de mecanismos físicos asociados al transporte de
propiedades físicas latitudinalmente y longitudinalmente, es así que evaluamos el
forzamiento térmico en niveles bajos de la tropósfera, mediante las ecuaciones
cuasigeostróficas que se trató anteriormente.
3.3.2.3
Variable secundaria
Unidad
Advección de temperatura
°C/día
Análisis de la estructura vertical de la tropósfera
Para conocer los mecanismos físicos que se interrelacionan entre alta y
baja tropósfera, se realizaron cortes de sección transversal que facilitaron la
visualización del comportamiento de la estructura vertical de la tropósfera. En
estos cortes se identificó los mecanismos físicos que tienen relación directa e
indirecta desde la alta hacia baja tropósfera y viceversa, es así que los sistemas
que se presentan en el evento, tales como vaguada fría, dorsal caliente, etc. Las
variables, parámetros y elementos analizados fueron:
Variable primaria
Unidad
Isotacas
Kt
Temperatura
°C
Viento meridional
Kt
Variable secundaria
Unidad
Advección de temperatura
°C/día
Vorticidad relativa
1/S
Temperatura potencial
°K
Temperatura potencial equi. °K
Advección de vorticidad
1/S2
35
Así como el corte de sección transversal, también se analizó la
variación temporal versus longitud a latitud constante y nivel isobárico constante
(Diagrama de Hovmoeller). Este diagrama permitió analizar la evolución temporal
de los sistemas de alta y baja atmósfera, así como la relación que existe entre
ellas.
Las
variables
secundarias
se
analizaron
según
las
ecuaciones
cuasigeostróficas del Item 2.2.
En el diagrama de Hovmoeller analizamos las siguientes variables,
parámetros y elementos:
Variable primaria
Presión a nivel del mar
Unidad
hPa
Variable secundaria
Unidades
Advección de temperatura
°C/dia
Advección de vorticidad
1/s2
36
3.3.3 Metodología para desarrollar un modelo conceptual de pronóstico de
Friaje
Para obtener El Modelo Conceptual, nos basamos en información a partir
de las configuraciones típicas durante el análisis, es decir una idea global sobre la
situación y configuraciones que interesan y se construyen a partir de los
conceptos que describen configuraciones mentales de los fenómenos, y de las
proposiciones que establecen las relaciones entre los conceptos.
Luego de establecer el análisis de las conexiones que muestran las
relaciones válidas entre dos o más variables distintas de dicho evento se procedió
a analizar las relaciones existentes entre los diferentes sistemas meteorológicos
de alta y baja tropósfera, utilizando los resultados obtenidos anteriormente, lo cual
permitió determinar la evolución y desplazamiento de la AM, ciclogénesis y línea
cortante en el continente sudamericano para finalmente obtener el modelo
conceptual con fines de pronóstico.
3.3.4 Metodología para determinar el impacto causado en la agricultura de la
Selva peruana
Todos los cultivos requieren para su buen desarrollo una temperatura
óptima. En el caso de los cultivos de la selva peruana se eligió los más
representativos: el Maíz amarillo duro, el Arroz, el Café y el Naranjo, de los cuales
se comparó sus respectivas temperaturas criticas con las ocurridas en los eventos
en estudio. Para cumplir con este objetivo se analizó las condiciones
meteorológicas para su óptimo desarrollo o en caso contrario su posible impacto
debido a la incursión de masas de aire frío en la selva peruana.
37
IV.-
RESULTADOS Y DISCUSIONES
Las incursiones de masas de aire frío a Sudamérica ocurren en toda época
del año, siendo más frecuentes en los meses de invierno y las más intensas en el
mes de julio (Lupo, 2001); en cambio en los meses de verano son menos intensos
y con características diferentes a las invernales. En el Perú, la incursión de masas
de aire frío, conocida como Friaje (Marengo, 1984), afecta inicialmente por la
selva sur (departamento de Madre de Dios) identificado por patrones de vientos
meridionales del sur, con descenso de la temperatura del aire y cobertura de
nubosidad estratiforme para luego desplazarse hacia la selva central y norte.
Previo a un análisis sinóptico detallado se muestra las condiciones
meteorológicas observadas durante el evento Friaje en la selva peruana en
los periodos de invierno de 2000 y verano de 1996: a) la variabilidad diaria de
la temperatura máxima, mínima y la precipitación; durante el evento para
diferentes estaciones de la selva; b) análisis de las condiciones térmicas de la
estación de Puerto Maldonado (estación clave y punto referencial para el estudio
de los Friajes en el Perú) basado en la información histórica de la temperatura
mínima del aire de los últimos 35 años en invierno (julio) y verano (febrero).
a) Variación diaria histórica de la temperatura mínima en la selva
peruana
En la figura 7, se aprecia el comportamiento temporal de la temperatura
mínima, máxima y la precipitación en diferentes estaciones de la selva
peruana; este evento tiene un efecto muy marcado en la disminución de la
temperatura mínima, máxima del aire y el incremento de la precipitación
para la selva norte.
El efecto más intenso con respecto a la disminución de la temperatura
mínima fue en el mes de julio (invierno - 2000), que llegó a registrar 8.3° C
(estación de Puerto Maldonado) y presenta una media climática mensual
de 16.8° C; mientras que, sobre la selva central y norte fue de menor
intensidad. Por otro lado el efecto térmico en verano (febrero – 1996) sobre
38
la estación de Puerto Maldonado, fue de menor intensidad, registrando
18.0° C, siendo su media climática mensual de 21.3° C.
También se puede observar que ambos eventos (invierno y verano ) se
inician con precipitaciones organizadas por inestabilidad, generada a
consecuencia de la incursión del sistema frontal en la región sur y centro
del Perú; y sobre la selva norte también muestra importantes acumulados
de precipitación, ocasionado por una línea cortante (más adelante
detallaremos). En la estación de invierno, la selva sur y central registraron
acumulados que no superaron los 40 mm/día; mientras en la selva norte
las precipitaciones superaron los 60 mm/día. Por otro lado, la estación de
verano presentó mayor
acumulado de precipitación (superaron los 120
mm/día).
Así también, tanto en invierno como verano, se presentó una
característica similar en el descenso de la temperatura máxima, debido a la
presencia de mayor cobertura nubosa del tipo estratiforme (invierno) y
cúmulos (verano), el cual no permitió el ingreso de radiación solar evitando
el calentamiento diurno.
39
Fig. 7: Variación diaria de la temperatura máxima (°C, líneas azules), temperatura mínima (°C,
líneas rojas) y precipitación (mm/día, barras marrones) para el mes de julio de 2000 (izquierda) y
febrero de 1996 (derecha).
40
b) Variación multianual de la temperatura mínima del aire
En la figura 8, se muestra la variación multianual de la temperatura
mínima del aire durante el mes de julio (invierno) para el periodo de 1966 al
2000 de la estación Puerto Maldonado (Madre de Dios). Se observa que la
temperatura mínima más alta fue 23.0° C en el año 1994 y la más baja fue
4.5° C en el año 1975 considerado este último, el Friaje más intenso de los
últimos 40 años (Marengo, 1997).
El valor medio climático de la temperatura mínima en el mes de julio es
16.8° C, con una desviación estandar de 3.3, por lo que la mayoría de
valores de temperaturas mínimas están por debajo de los 20.1° C y por
encima de los 13.5° C y su coeficiente de variabilidad es de 19.5 %, valor
alto asociado a la mayor frecuencia e intensidad de la incursión de los
Friajes que climáticamente presenta este mes (ver tabla 5).
Variación multianual de la temperatura mínima del aire - mes julio
Estación: Puerto Maldonado
Lat.: 12.4° S Lon.: 69.1° W
24
Temperatura (°C )
21
18
U
15
12
9
6
3
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
1974
1975
1976
1977
1978
1979
1980
1981
1982
1983
1984
1985
1986
1987
1988
1989
1990
1991
1992
1993
1994
1995
1996
1997
1998
1999
2000
0
Julio-Multianual
Fig. 8: Variación diaria multianual de la temperatura mínima del aire en el mes de julio (°C, línea
delgada en azul) y promedio mensual multianual (°C, línea gruesa en rojo). Estación de Puerto
Maldonado.
41
Tabla 5: Estadígrafos de la temperatura
mínima de julio de 2000
Estadígrafo
Valor
Media
16.8
Desviación Estándar
3.3
Variancia
10.7
Coeficiente De Variabilidad
19.5%
Mediana
17.2
Valor Máximo
23
Valor Mínimo
4.5
N (Cantidad de datos)
1045
En la figura 9, se muestra la variación multianual de la temperatura mínima
del mes de febrero (verano) para el periodo de 1966 a 1996 de la estación
Puerto Maldonado. La temperatura mínima más alta registrada fue 24.5° C
en el año 1982 (evento El Niño) y la más baja fue 15.0° C en el año 1985;
además se observa una diferencia térmica muy marcada con la estación
invernal. El valor medio climático que presenta febrero es 21.3° C, la
mayoría de los valores están por debajo de los 22.5 y por encima de los
20.1 ° C; mientras que, su coeficiente de variabilidad es 5.6 %, valor bajo
asociado al poco efecto de la disminución de la temperatura del aire para la
estación de verano (ver tabla 6).
La diferencia más marcada entre ambos periodos de estudio (julio –
febrero) es la variabilidad térmica que presenta la estación de invierno
(Julio) por ser el mes con mayor frecuencia de incursiones de masas de
aire frío, así como las de mayor intensidad; mientras que, en los meses de
verano el efecto térmico no presenta mayor variabilidad, teniendo otras
características que detallaremos más adelante.
42
Variación multianual de la temperatura mínima del mes de febrero
Estación: Puerto Maldonado
Lat.: 12.4° S Lon.: 69.1° W
Temperatura (°C )
25.0
22.0
U
19.0
16.0
13.0
1996
1995
1994
1993
1992
1991
1990
1989
1987
1986
1985
1984
1983
1982
1981
1980
1979
1978
1976
1975
1974
1973
1972
1971
1970
1969
1968
1967
1966
10.0
Febrero - Multianual
Fig. 9: Variación diaria multianual de la temperatura mínima del aire en el mes de febrero (°C,
línea delgada en azul) y promedio mensual multianual (°C, línea gruesa en rojo). Estación de
Puerto Maldonado.
Tabla 6: Estadígrafos de la temperatura
mínima de febrero de 1996
Estadígrafo
Valor
Media
21.3
Desviación Estándar
1.2
Variancia
1.3
Coeficiente de Variabilidad
5.6%
Mediana
21.5
Valor Máximo
24.5
Valor Mínimo
15.0
N (Cantidad de datos)
1070
43
4.1
Determinación de
las condiciones sinópticas que influyen en la
incursión de una masa de aire frío polar en la región amazónica para
los dos eventos
4.1.1 Imágenes de satélite
4.1.1.1
Imagen vapor de agua (julio, 2000)
En adelante al día de máximo descenso térmico en la estación de
Puerto Maldonado (12 de julio de 2000 y 13 de febrero de 1996) se le denominará
día D (ver, figura 7)
En la figura 10, la imagen de vapor de agua (canal III), proporciona
información sobre las condiciones de humedad en niveles medios y altos. El día
D-3 la figura 10(a) muestra condiciones de sequedad en niveles medios y altos
sobre el Pacífico suroriental, frente al centronorte de Chile y la coloración negra y
gris, corresponde al paso de la Corriente en Chorro o también conocido como Jet
Stream (JS: ver línea entrecortada y flecha); además, se aprecia la formación
ondulatoria correspondiente a una configuración de vaguada con su vórtice
máximo al oeste del norte de Chile (Vx en la imagen). Las franjas de color gris
claro sobre el noreste de Argentina es la parte delantera de la vaguada (región
saliente del JS) y la banda baroclínica es la que afecta el norte de Argentina.
Asimismo, se observa núcleos aislados de explosiones convectivas (color blanco
moteado) asociados a incursiones de aire húmedo y cálido de la región
amazónica, éstos núcleos convectivos se extiende por Paraguay, y sur de Brasil;
mientras que, al sursuroeste de Chile se observa escasa concentración de
humedad asociada a la presencia meridional del JS.
En la figura 10(b), muestra el desplazamiento del vórtice ciclónico
máximo ubicándose sobre la zona central de Chile; asociado al sistema vaguadaCorriente en Chorro que presenta núcleo frío que refuerza la banda baroclínica
extendiéndose a lo largo del norte de Argentina, Uruguay, Paraguay, Bolivia y sur
de Brasil; además se observa la clara diferencia de coloración (negro y gris) sobre
Bolivia, sur de Brasil y Argentina además es evidente la organización de actividad
44
convectiva que se va asociando a una circulación ciclónica que refleja la imagen,
la cual está incentivado por el paso de la vaguada (observar circulación de nubes
sobre Uruguay y sur de Brasil) que se intensifica por una forzante en altura
(vaguada).
En
la
figura
10(c),
correspondiente
al
día
D-1,
muestra
el
posicionamiento de la vaguada sobre continente (notándose por el contraste de
color gris claro y negro); el vórtice ciclónico máximo se ubica sobre Argentina y la
Corriente en Chorro se presenta más desplazada hacia el este con un claro flujo
zonal sobre continente (ver flecha entrecortada). Así también, se puede identificar
el contraste de color que se extiende a lo largo de Bolivia, Paraguay, sur de Brasil
y Uruguay que está asociado a la parte delantera de la vaguada acompañado del
JS; además se aprecia el desplazamiento de un sistema ciclónico hacia el
Atlántico. Esta intensa actividad convectiva (color blanco moteado) se extiende a
lo largo del sur de Brasil hacia Bolivia y sur de Perú; caso contrario se observa en
la coloración oscuro que representa escasa concentración de humedad sobre
Argentina, Uruguay, Paraguay y sur de Bolivia asociado a la incursión de aire frío
y seco Proveniente de latitudes altas.
En la figura 10(d), para el día D, es notorio el total retiro del núcleo del
sistema ciclónico, extendiendo su oclusión sobre el Atlántico sur; mientras sobre
continente (Argentina, Paraguay, Bolivia, Uruguay y Sur de Brasil) presenta
escasa humedad (identificado por el color oscuro) asociado a la subsidencia
máxima que ejerce la Corriente en Chorro (ver flecha entrecortada).
45
JS
JS
Vx
Vx
(a)
día:D-3
(b)
día: D-2
JS
JS
Vx
(c)
Vx
día: D-1
(d)
día: D
Fig. 10: Imagen de satélite Canal III (Imagen de vapor de agua) Goes 08 de los días 09, 10, 11 y
12 de julio de 2000 (estación de invierno)
46
4.1.1.2
Imagen Infrarrojo (julio, 2000)
En la imagen infrarrojo se puede identificar la presencia de sistemas
que se asocian con el ingreso de aire cálido y húmedo proveniente de la Cuenca
amazónica. Asimismo, se aprecia la frontera fría de poco espesor, que está
asociada con la incursión de la Alta Migratoria (AM) sobre el suroeste de Brasil
límite con Bolivia, Paraguay, Argentina y Uruguay.
En la figura 11(a), correspondiente al día D-1, se observa franjas de
nubosidad de tipo medio que se extienden sobre Paraguay, sur de Brasil y sur de
Bolivia, asociada al sistema frontal organizado por la interacción de altos y bajos
niveles, además se puede apreciar sobre Argentina el color gris que está
asociado a un sistema frío en bajos niveles, el cual representa la AM (ver área
entre las líneas entrecortadas) que también está asociado la presencia de vientos
meridionales del sur en alta tropósfera (Corriente en Chorro) que se desplaza a lo
largo de la vaguada móvil identificado en la imagen de vapor de agua.
En la figura 11(b) correspondiente al día D, se observa formaciones de
nubes de gran desarrollo vertical, que se extienden al del sur de Brasil, zona este
de Paraguay, norte de Bolivia y sur del Perú, asociadas al sistema frontal que se
desarrolló por la forzante que induce la vaguada móvil de alta tropósfera que se
desplaza sobre continente. Además, esta nubosidad se asocia a la banda
baroclínica, formando parte del sistema de Corriente en Chorro – frente de niveles
altos (Keyser y Shapiro 1986) con el máximo de viento situado sobre la banda
nubosa. Al suroeste de la banda baroclínica se sitúa el embolsamiento de aire frío
en niveles medios dentro del cual se produce intensa subsidencia, reforzando la
AM que se posiciona sobre el continente (ver líneas entrecortadas negras);
mientras que, sobre el noroeste de Brasil hacia el noreste del Perú (norte del
frente frío) se observa una banda de nubosidad convectiva (ver líneas
entrecortadas rojas), asociada a una línea cortante (conocido también como shear
line), esta banda de nubosidad convectiva se presenta cuando se conjuga la AM,
la baja presión por ciclogenesis y el Anticiclón del Atlántico sur formando una
punto de asíntota sobre el sureste de Brasil con una línea de confluencia que se
47
extiende a lo largo del centro este de Brasil hacia el noreste de Perú (Ver Modelo
Conceptual).
En la figura 11(c), correspondiente al día D+1, el frente frío se extiende
lo largo del sureste hacia a noroeste de Brasil y su mayor vórtice ciclónico de
bajos niveles se ubica al sur del Atlántico sur; mientras que, detrás del sistema
frontal (sobre continente) se extiende la Alta Migratoria de núcleo frío (ver líneas
entrecortadas negras), denotado en la imagen por nubosidad de tipo estratiforme
(predominancia de color gris) sobre Argentina, Uruguay, Paraguay y suroeste de
Brasil, donde nos indica condiciones estables y frías que están alimentando al
frente frío ubicada delante de ella.
En la figura 11(d), correspondiente al día D+2, se aprecia una gran
extensión de nubosidad baja del tipo estratiforme generada por el aire frío y seco
y la intensa subsidencia asociada a la AM que se extiende desde el sur del
continente hasta la amazonía boliviana, peruana y brasileña (ver líneas
entrecortadas negras); mientras que, el sistema ciclónico organizada por niveles
altos es desplazado rápidamente hacia el Atlántico sur con una profunda oclusión,
así también, es notorio algunos rezagos de inestabilidad por el paso de una línea
cortante (shear line) sobre la amazonía norte (ver coloración blanco moteado
sobre selva norte del Perú).
48
Shear line
Shear line
AM
AM
(a)
día:D-1
(b)
día: D
Shear line
AM
AM
(c)
(d)
día: D +1
día: D + 2
Fig. 11: Imagen de satélite Canal II (Imagen infrarrojo) Goes 08 de los días 11, 12, 13 y 14 de julio
de 2000 (estación de invierno).
49
4.1.1.3
Imagen visible (julio 2000)
La figura 12(a), muestra claramente la concentración de nubosidad del
tipo convectivo sobre Paraguay, sur de Argentina y Brasil asociado a un sistema
de baja presión en superficie que es alimentado por aire cálido y húmedo
proveniente de la amazonía producto de una buena configuración del AAS. Al sur
de la franja de nubosidad se observa el posicionamiento de aire frío que se
extiende hacia el norte a lo largo de Argentina (ver líneas entrecortadas blancas);
mientras que al oeste de la región central de Chile se observa un núcleo de color
oscuro (ver líneas entrecortadas rojas) consecuencia de la escasa nubosidad
asociado a la intensa subsidencia en dicha región, también conocido como El
Pozo de los Andes (PA: Giradi, 1982).
En la figura 12(b), se aprecia una mayor extensión de nubosidad sobre
Paraguay, Uruguay, norte de Argentina y sur de Brasil, asociada a un núcleo de
baja presión en bajos niveles denotado por la configuración que adquiere la
imagen. Esta configuración indica que se está profundizándose por una forzante
proveniente de niveles altos y medios; mientras que, el embolsamiento de aire frío
sobre el centro sur de Sudamérica (ver líneas entrecortadas blancas) viene siendo
apoyado desde niveles medios a bajos, producto de flujos meridionales que
favorecen condiciones de escasa nubosidad. Por otro lado, sobre la región
tropical al norte de Argentina es dominada por la AM (coloración oscura por
ausencia de nubosidad). Además se puede observar al noroeste de Brasil una
banda de nubosidad convectiva que se extiende hacia la selva norte del Perú;
esta banda nubosa conocida como shear line es generadora de precipitaciones
importantes sobre la selva norte. Por otro lado, El Pozo de los Andes se presenta
con mayor nitidez extendiéndose hacia el sur del Perú (ver líneas entrecortadas
rojas).
En la figura 12(c), se aprecia en mayor detalle la posición de la AM
sobre continente extendiendo su dorsal sobre la región tropical (ver líneas
entrecortadas blancas), mientras la ciclogénesis se presenta en etapa de oclusión
extendiéndose al sur de Brasil (Atlántico occidental), donde se asocia una frontera
fría. Sobre Argentina, Uruguay, Paraguay, sur de Brasil, selva de Bolivia y selva
50
de Perú se presentan condiciones de cielo mayormente despejado desplazando la
banda baroclínica al sureste de Brasil (hacia el Atlántico sur). Así también se
observa la configuración persistencia del Pozo de los Andes, donde se aprecia el
desplazamiento de aire frío hacia las costas de Perú, ocasionando estabilidad
atmosférica y ocurrencia de lloviznas persistentes para el día D -1 y D.
En la figura 12(d), se aprecia la máxima expresión de escasa nubosidad
sobre continente asociado a la escasa humedad al cual llamaremos Pozo
Continental (PC). La ausencia de humedad mantiene condiciones de cielo
despejado con pérdida de energía en el transcurso de la noche, provocando
heladas generalizadas sobre regiones tropicales como en el sur de Brasil. En el
Pacífico oriental se observa el incremento de cobertura de nubes estratiforme
asociado a la advección de aire frío provocado por el Pozo de los Andes.
51
Shear line
PA
(a)
PA
AM
día: D -1
(b)
AM
día: D
Shear line
PC
PA
(c)
AM
día:D+1
(d)
día: D + 2
Fig. 12: Imagen de satélite Canal I (Imagen visible) Goes 08 de los días 11, 12, 13 y 14 de julio de
2000 (estación de invierno).
52
4.1.1.4
Imagen de vapor de agua (febrero, 1996)
En la imagen 13(b), correspondiente al día D-1, se observa nubosidad
del tipo estratiforme sobre continente asociado a la posición y configuración de la
AM extendiéndose hacia el norte y sureste (ver líneas punteadas); mientras el
frente frío se ve desplazado hacia el noreste, extendiéndose a lo largo del sur de
Brasil hacia el norte de Bolivia. En este evento como la de invierno, también se
puede apreciar una banda de nubosidad convectiva delante del sistema frontal
(shear line) afectando la región noreste de Brasil y el norte de la selva peruana.
En las figuras 13(c) y 13(d), correspondiente a los días D y D+1
respectivamente, se aprecia el rápido desplazamiento de la AM (ver líneas
entrecortadas) hacia el Atlántico sur; así también, el sistema frontal pierde
intensidad al no recibir apoyo de la AM; mientras que, la línea cortante se
extiende hacia el centro noroeste de Brasil y norte del Perú con actividad
convectiva en forma de bandas.
Resulta importante considerar que la energía solar recibida en verano
es mayor que durante el invierno, por lo tanto, todo desplazamiento de masa de
aire polar hacia el norte sufre transformaciones más rápidas en verano que en
invierno.
En
las
imágenes
infrarrojas
(ver
figura
13)
se
identificó
el
posicionamiento de una masa de aire frío sobre la región central de Argentina que
se extiende hacia el norte (ver líneas entrecortadas negras) en menores
proporciones en comparación con la invernal (ver figura 11); mientras que, al
noreste de la AM se observa una banda baroclínica asociada a un sistema frontal
induciendo explosiones convectivas sobre sur de Brasil, Paraguay, sur de Bolivia
y sur del Perú.
53
Shear line
Shear line
AM
AM
(a)
día: D -2
(b)
día: D - 1
Shear line
Shear line
AM
(a)
día: D
AM
(b)
día: D +1
Fig. 13: Imagen de satélite Canal II (Imagen infrarrojo) Goes 08 de los días 11, 12, 13 y 14 de
febrero de 1996 (estación de verano).
54
4.1.2 Nivel de superficie
4.1.2.2
Análisis isobárico y frontal
En la figura 14(a), correspondiente al día D-4, muestra un sistema de
alta presión de núcleo frío (AM de 1035 hPa para invierno), ubicado al sur del
océano Pacífico oriental, cerca de las costas chilenas, ingresando una cuña por
los Andes (sobre zonas de menor altitud ) con una isobara de 1020 hPa que
cruza la región central de Argentina, así también se aprecia la profundización de
la Baja del Chaco apoyada por la incursión de aire cálido y húmedo del norte
asociado al jet de bajos niveles (LLJ; siglas en ingles; ver flecha roja). Para el
periodo de verano, el día D-4, ver figura 14(b), se observa un sistema de alta
presión de 1029 hPa frente a las costas chilenas, deslizando una ligera cuña por
el sur de Chile, así también un núcleo de baja presión al noreste de Argentina,
asociado a flujos predominantes del norte, a diferencia del invierno esta aun no
adquiere características de LLJ.
En las figuras 15(a), 15(b), 16(a) y 16(b), correspondientes a los días D3 y D-2, son evidentes los ingresos de cuñas a continente, que en invierno es
favorecida por la anticiclogenesis, con núcleo máximo hasta de 1044 hPa al sur
de Argentina que extiende su dorsal hacia el norte del núcleo máximo, el cual
favorece la predominancia de flujos meridionales del sur en bajos niveles. Por otro
lado el núcleo de baja presión asociada a una ciclogénesis se ve intensificada con
ligero desplazamiento hacia el sur de Brasil. Durante el periodo de verano la AM
se posiciona sobre Argentina con núcleo de 1023 hPa, mientras la ciclogénesis
se intensifica (núcleo de 1002 hPa) sobre el Atlántico sur, más al sur comparado
con el periodo de invierno.
En el transcurso del invierno entre los días D-1 y D, correspondiente a
las figuras 17(a), 17(b), 18(a) y 18(b) la AM se posiciona sobre Argentina central
con núcleo máximo de 1035 hPa entre los 40° S 65° W, extendiendo su dorsal
hacia los 10° S con isobara de 1017 hPa, favoreciendo la intensificación de
vientos del sur que adquieren características de Jet de bajos niveles del sur (SJ);
así también, la ciclogénesis se profundiza desplazándose hacia latitudes más
altas (Atlántico sur) con núcleo de 1008 hPa entre los 40° S 40° W. Ambos
55
sistemas (AM y ciclogénesis), como binomio, generan el incremento del gradiente
isobárico dando lugar la intensificación del viento meridional del sur, con
propiedades características de una masa de aire frío y seco Polar, este
movimiento de aire Polar hacia latitudes tropicales será el responsable del efecto
térmico (disminución de temperatura) sobre la región amazónica.
Por otro lado, en la estación de verano entre los días D-1 y D, la AM se
posiciona sobre el noreste de Argentina con un núcleo de 1023 hPa, con flujos
meridionales del sur con características de SJ; así mismo, al sur de la AM la
ciclogénesis se profundiza y se desplaza hacia latitudes más altas sobre los 50° S
25° W ( núcleo de 987 hPa) alejado del continente.
Mientras el núcleo de baja presión (ciclogenesis) se posiciona
ligeramente al sur de Brasil; la AM se ubica sobre Argentina con patrones de
circulación meridional y el Anticiclón del Atlántico Sur (AAS) configura una ligera
dorsal en dirección hacia el continente (este de Brasil). Este patrón de
configuración de sistemas mencionados favorece condiciones de flujos del tipo
asíntota (delante del frente organizado por ciclogenesis) con una línea confluente
que se extiende con dirección al noroeste de Brasil hacia el norte de la selva
peruana, siempre delante del frente frío; es importante notar que los vientos
predominantes de esta línea confluente también son del sur, pero no llevan
características físicas de la AM. La línea confluente o línea cortante (shear line)
genera bandas de nubosidad convectiva a lo largo de la línea cortante
acompañada de lluvias y tormentas (ver imágenes de satélite).
Las figuras 19(a) y 19(b), correspondiente al día D+1, durante la
estación de invierno, el núcleo de la AM se ubica sobre los 25° S 60° W
extendiendo su dorsal sobre gran parte de la amazonía peruana, el cual
proporciona propiedades de condiciones de tiempo estable con ocurrencia de
lloviznas, neblinas y cielo mayormente nublado con nubosidad estratiforme;
además se puede apreciar el dominio del sistema de la AM sobre continente,
donde la región de núcleo mantiene condiciones de buen tiempo con gran pérdida
de energía en el transcurso de la noche por irradiación incrementando el
descenso de la temperatura del aire y ocasionando heladas sobre regiones
tropicales como es el sur de Brasil; mientras que, en el periodo de verano para el
56
periodo D+1, la AM se posiciona sobre el Atlántico sur con núcleo de 1026 hPa,
sobre los 35° S 40° W con la ciclogénesis totalmente desplazada de la región
occidental del Atlántico. En la evolución de ambos sistemas (verano e invierno) se
observó que las AMs en el verano son más rápidas en su desplazamiento y
menos intensas; mientras que en invierno son más lentas e intensas. Como se
dijo anteriormente, esta situación se debe a que la cantidad de energía solar
recibida en invierno es de menor proporción con respecto a la de verano y por lo
tanto la masa de aire polar es más potente y su transformación en su
desplazamiento hacia el norte es más lenta; mientras que, en el verano la
transformación de masa de aire polar en el transcurso de su desplazamiento es
más rápido, por el mayor ingreso de radiación solar.
El análisis sinóptico de superficie muestra que en ambos eventos (verano e
invierno) la evolución de un sistema frontal, producto de una ciclogénesis al
sureste del continente sudamericano (sur de Brasil), está ciclogénesis es apoyado
por el ingreso de aire frío y seco proveniente del sur del continente asociado a un
sistema de alta presión migratoria de núcleo frío. Así también flujos de alta
tropósfera favorecieron la amplificación e intensificación del sistema anticiclónico
y ciclónico en superficie (en adelante se detallará). Estas circulaciones de baja
tropósfera favorecieron la presencia de flujos meridionales del sur en forma
predominante en el lado oriental del sistema anticiclónico, siendo fundamental
para la canalización de aire frío en el flanco oriental del sur de la cordillera de los
Andes.
57
<25Kt
LLJ
(a)
día: D-4
(b)
(invierno)
día: D-4
(verano)
Fig. 14: Análisis sinóptico de superficie para el día: D-4 (isóbaras y sistemas frontales)
58
LLJ
<25Kt
(a)
día: D-3
(b)
día: D-3
(verano)
(invierno)
Fig. 15: Análisis sinóptico de superficie para el día: D-1 (isóbaras y sistemas frontales)
59
<25Kt
(a)
día: D-2
<25Kt
(b)
día: D-2
(verano)
(invierno)
Fig. 16: Análisis sinóptico de superficie para el día: D-2 (isóbaras y sistemas frontales)
60
SJ
SJ
(a)
día: D-1
(invierno)
día: D-1
(b)
(verano)
Fig. 17: Análisis sinóptico de superficie para el día: D-1 (isóbaras y sistemas frontales)
61
SJ
SJ
(a)
día: D
(invierno)
día: D
(b)
(verano)
Fig. 18: Análisis sinóptico de superficie para el día: D (isóbaras y sistemas frontales)
62
(k)
día: D+1
(invierno)
(l)
día: D+1
(verano)
Fig. 19: Análisis sinóptico de superficie para el día: D+1 (isóbaras y sistemas frontales)
63
4.1.2.2
Campo de temperaturas mínimas de Sudamérica
En la secuencia de las figuras 20 y 21, se observa que en concordancia
con la AM, la masa de aire frío ingresa por la vertiente oriental de la cordillera y se
canaliza por las regiones de menor altitud, siguiendo esta trayectoria, dichas
masas de aire (verano e invierno) se posicionaron sobre el centro y norte de
Argentina, región que se caracteriza por su gran extensión y llanura rodeado por
barreras orográficas como las zonas altas de Bolivia, Paraguay, Brasil y Uruguay.
La intensidad de los vientos meridionales del sur apoyaron la advección de aire
frío hacia la región tropical, ocasionando el descenso de las temperaturas
mínimas.
Sobre el territorio peruano la advección de aire frío fue la causante de la
disminución de la temperatura del aire en la región selva, tanto en el Friaje de
invierno como en el de verano, aunque con menor intensidad en ésta última.
En las figuras 20(c) y 20(d), correspondiente al día D-1, y las figuras
21(a) y 21(b), correspondiente al día D, se aprecia el total dominio del campo del
núcleo frío sobre Argentina, direccionándose las isotermas hacia el norte y
desplazando al núcleo cálido hacia el norte de su ubicación inicial (observar día
D-2). Es evidente que las isotermas muestran similar configuración en ambas
estaciones, como una marcada diferencia en sus intensidades.
En consecuencia, la posición de la alta migratoria de núcleo frío,
presentó vientos predominantes del sur en bajos niveles (1000 – 850 hPa), siendo
ésta la precursora para la canalización del aire frío por la vertiente oriental de la
Cordillera de los Andes del Sur. En la figura 20, se aprecia las isotermas que se
extendienden desde el sur del continente hacia latitudes tropicales, tanto en
verano como en invierno; así mismo, se aprecia un núcleo de aire cálido que se
extiende desde el cuenca amazónica hacia el sur de Brasil; éste con mayor
incidencia en la estación de verano, ver figura 20(a) y 20(b). La presencia de
estos núcleos cálidos están asociados a la advección cálida del norte, producto
de una buena configuración del AAS que apoya la generación del LLJ, el cual
ayuda advectar aire cálido y húmedo desde la cuenca amazónica hacia las
64
regiones del sur del continente (Paraguay, Uruguay, norte de Argentina, Sur de
Brasil).
(a)
día: D-2
(invierno)
(b)
día: D-2
(verano)
(c)
día: D-1
(invierno)
(d)
día: D-1
(verano)
Fig. 20: Campo de temperatura mínima del aire (° C) a nivel de superficie de Sudamérica para el
día D-2 y D-1 en las estaciones de invierno (izquierda) y verano (derecha)
65
(a)
día: D
(b)
(invierno)
día: D
(verano)
Fig. 21: Campo de temperatura mínima del aire (° C) a nivel de superficie de Sudamérica para el
día D en las estaciones de invierno (izquierda) y verano (derecha)
66
4.1.3 Niveles medios de la tropósfera
La incursión de aire frío sobre Sudamérica tiene una marcada estructura en
los niveles medios, aseverado por Lupo (2001), Vigliarolo (2000), Seluchi (1999),
Garrreaud (1999), Satyamurthy (1998), Marengo (1997), Calle (1992) y otros.
Para los casos estudio se observó un sistema cuña-vaguada que se desplazó
desde el Pacífico oriental hacia el este, cruzando la cordillera de los Andes, este
patrón se presentó similarmente para ambos eventos (verano e invierno).
Para el evento de invierno entre el día D-4, se presentó el sistema cuñavaguada con ejes entre los 20° S 100° W a 60° S 90° W y 50° S 70° W a 20° S
90° W respectivamente, ver figura 22(a); esta cuña se deslizó hacia el sureste de
su posición inicial amplificándose hacia el sur de Chile cubriendo gran parte del
Paso Drake; esta amplificación de cuña apoyó la profundización de la vaguada
presente delante de la cuña, para luego configurarse en forma meridional con un
vórtice ciclónico máximo de –10UVR (Unidad de Vorticidad Relativa: UVR= -10-5*1/S)
entre los 35° S 72° W para el día D-2, ver figura 22(c).
El desplazamiento de la vaguada sobre la cordillera de los Andes es lento,
por ser de núcleo frío y consecuentemente presenta mayor compresión (caída
geopotencial) desde niveles altos a medios, esto se traduce en un mayor
hundimiento de la tropopausa (Holton, 1979), posteriormente al lograr pasar los
Andes; ver figura Fig. 23(a), 23(c) y 23(e); ganará mayor vorticidad ciclónica (por
conservación de vorticidad potencial), canalizando el aire frío sobre el lado
oriental de los Andes, donde presentó su eje entre los 40° S 60° W a 15° S 70° W
para el día D-1 y luego se desplazó rápidamente hacia el este (Atlántico sur)
perdiendo profundidad por el ingreso de aire cálido del norte en niveles bajos.
Por otro lado, el verano presentó condiciones casi similares al de invierno,
para el día D-4 se aprecia el sistema cuña-vaguada en menor amplitud y
profundidad con respecto al de invierno, con eje de cuña entre 55° S 100° W a
35° S 102° W y una vaguada entre los 60° S 80° W a 30° S 85° W, que se
desplaza rápidamente cruzando los Andes y gana mayor vórticidad ciclónica
sobre los 45° S 55° W con valor máximo de 10UVR sobre el Atlántico, éste
vórtice máximo está asociado a la ciclogénesis explosiva que es generada por la
67
advección horizontal de vorticidad, el cual se manifiesta en superficie, ver figura
16(b), desplazándose rápidamente hacia el sureste, para luego desaparecer por
el Atlántico sureste.
En la secuencia de las figuras de niveles medios (ver figura 22 y 23) para
ambas estaciones se diferencian en la rapidez del desplazamiento del sistema
cuña-vaguada, en las figuras se observan unas líneas inclinadas continuas y
discontinuas que representan el eje de la cuña y la vaguada respectivamente,
observándose en ella la mayor inclinación en la estación de verano, lo cual
representa el rápido desplazamiento de ésta; mientras que, en invierno una menor
inclinación lo que representa el lento desplazamiento.
Los patrones de niveles medios se diferenciaron por la presencia de una
vaguada de mayor longitud de onda en invierno y de menor longitud de onda en
verano; favoreciendo ésta su lento desplazamiento en invierno, ésta situación es
sustentado por la ecuación de vorticidad absoluta (vorticidad relativa + vorticidad
planetaria) siendo en una onda larga el predominio de la vorticidad planetaria, por
ello su tendencia de movimiento hacia el oeste (movimiento retrogrado), es decir
mantiene un lento desplazamiento hacia el este por que tiende a mover hacia el
oeste; mientras que, en una onda corta predomina la vorticidad relativa siendo de
dominio el movimiento hacia el este, es decir tendrá un rápido desplazamiento.
Además de la manifestación de niveles medios; la retroalimentación de aire frío
por niveles bajos y su lenta transformación de masa en su desplazamiento hacia
el norte en invierno mantendrá la vaguada profunda y mayor tiempo en su
desplazamiento y atenuación.
68
día: D-4
(invierno)
(b)
día: D-4
(verano)
(c)
día: D-3
(invierno)
(d)
día: D-3
(verano)
(e)
día: D-2
(invierno)
(f)
día: D-2
(verano)
(a)
(e)
Fig. 22: Vorticidad relativa (10-5*1/S, en matiz de colores), altura geopotencial (mgp, líneas
continuas negras) y viento (Kt, en barbilla) para la estación de invierno (izquierda) y verano
(derecha) en el nivel: 500 hPa. Línea oblicua discontinua roja (eje de cuña) y Línea continua
oblicua roja (eje de vaguada)
69
(a)
día: D-1
(invierno)
(b)
día: D-1
(verano)
(c )
día: D
(invierno)
(d )
día: D
(verano)
(e)
día: D+1
(invierno)
(f )
día: D+1
(verano)
Fig. 23: Vorticidad relativa (10-5*1/S, en matiz de colores), altura geopotencial (mgp, líneas
continuas negras) y viento (Kt, en barbilla) para la estación de invierno (izquierda) y verano
(derecha) en el nivel: 500 hPa. línea oblicua discontinua roja (eje de cuña) y línea continua oblicua
roja (eje de vaguada)
70
4.1.4 Niveles altos de la tropósfera
4.1.4.1
Flujos predominantes en alta tropósfera
Así como en niveles medios, durante el evento Friaje de invierno y
verano, la circulación de alta tropósfera mostró similares patrones característicos
de cuña-vaguada. Los días previos al día D, se presentó una cuña sobre el
Pacífico suroriental con eje entre los 100° W y una vaguada delante de la cuña,
con eje entre los 70° W, estos sistemas estuvieron asociados a la Corriente en
Chorro (JS; siglas en inglés) para ambos eventos entre los días D-4 y D-3 la cuña
se amplificó, incentivando así la profundización de la vaguada, siendo la más
pronunciada en la estación invernal por estar apoyado por un Jet Polar de rama
norte y polar de rama sur en configuración meridional a lo largo de los 50° S hasta
los 25° S en el meridiano de 85° W (parte trasera de la vaguada), esta
intensificación de la vaguada indujo a presentar mayor vórtice ciclónico en el eje
de vaguada proveniente de ambos lados de la vaguada (parte adelante y
posterior) adquiriendo propiedades más frías y por consiguiente el hundimiento de
la tropopausa; mientras mayor es el hundimiento, menor será e espesor en
niveles medios los cuales nos indica mayor ingreso de aire frío y del mismo modo
los espesores de niveles bajos tenderán a caer propiciando el ingreso de aire frío.
Mientras que, las caídas de espesores sucede en la vaguada, delante de ella,
tendremos condiciones contrarias, debido a los movimientos ageostróficos
compensatorios (según Hirschberg y Frisch, 1991).
Para los días D-2 y D-1, correspondiente a la figura 24(f) y 25(b), el paso
de la vaguada en verano es más rápido, por presentar ondas más cortas y menos
pronunciadas que las invernales, además, presentó características propias de la
estación de verano, como la presencia de la Alta de Bolivia (AB) ver Fig. 25(d)
asociado a la liberación de calor latente y calor sensible del altiplano (Silva Dias
et al. 1983); al configurar la AB, ésta regulará los movimientos de sistemas fríos
provenientes del sur, logrando atenuar el ingreso hacia la región tropical.
Caso contrario es para la estación de invierno con desplazamiento del
sistema cuña-vaguada más lento y una vaguada profunda que induce
propiedades físicas a niveles medios y baja tropósfera como la advección de
71
vorticidad anticiclónica y ciclónica, siendo estas conducentes a sistemas de baja
tropósfera como la anticiclogenesis y la ciclogénesis respectivamente. La
advección de vorticidad anticiclónica está asociada a la cuña en niveles medios y
altos siendo ésta, la que apoya la anticiclogénesis, así como su desplazamiento
hacia el norte, mientras que flujos corriente abajo de la vaguada está asociado a
la advección de vorticidad ciclónica que facilita la ciclogénesis, así como su
intensificación y desplazamiento hacia el Atlántico sur.
Para el día D+1, los flujos de verano mantienen
circulaciones
anticiclónicas sobre Bolivia; mientras que, el sistema cuña-vaguada se extinguió
en su totalidad. Por otro lado, en invierno aun persiste el sistema cuña vaguada
con patrones de dominio de la cuña sobre continente, el cual indica el dominio y
posicionamiento de la anticiclogénesis sobre Sudamérica (ver Fig. 19); mientras
que los flujos delante de la vaguada se encuentran sobre el Atlántico sur, donde
aún manifiestan circulaciones que están asociados a un sistema frontal viejo, en
estado de disipación.
72
día: D-4
(invierno)
(b)
día: D-4
(verano)
(c)
día: D-3
(invierno)
(d)
día: D-3
(verano)
(e)
día: D-2
(invierno)
(f )
día: D-2
(verano)
(a)
Fig. 24: Isotacas (mayor a 60 Kt, corriente en chorro en matiz de colores), altura geopotencial
(mgp, líneas continuas azules) y viento (kt, en barbilla) para la estación de invierno (izquierda) y
verano (derecha) en el nivel de 200 hPa.
73
(a)
día: D-1
(invierno)
(b)
día: D-1
(verano)
(c )
día: D
(invierno)
(d )
día: D
(verano)
(e)
día: D+1
(invierno)
(f )
día: D+1
(verano)
Fig. 25: Isotacas (mayor a 60 Kt, corriente en chorro en matiz de colores), altura geopotencial
(mgp, líneas continuas azules) y viento (Kt, en barbilla) para la estación de invierno (izquierda) y
verano (derecha) en el nivel de 200 hPa.
74
4.1.4.2
Intrusión de aire estratosférico
En la figura 26, se aprecia la altura geopotencial y la Vorticidad
potencial (VP) en el nivel isobárico de 300 hPa, nivel apropiado para visualizar el
nivel de la tropopausa e intrusión del aire estratosférico; este análisis isobárico de
referencia es según la experiencia de diferentes pronosticadores a nivel de
sudamérica. Para el día D-4, se observa un sistema cuña–vaguada en el Pacífico
sur oriental, donde denota valores de 3-4 UVP (unidad de vorticidad potencial:
1UVP= -10-6.m2.K.s-1.kg) por la parte posterior de la vaguada, el cual se asocia al
paso del JS advectivo (ver secuencia de figura 24) que va generando lentamente
el hundimiento de la tropopausa por la canalización de aire frío desde niveles
altos a niveles medios, está canalización es lenta, no permitiendo el paso de
sistema por la barrera orográfica, especialmente en la estación de invierno; por
otro lado, para el verano el desplazamiento por la codillera es más rápido por
tratarse de una vaguada de onda corta (ver secuencia de figuras 22 y 23) con
menor intrusión de aire estratosférico.
El sistema logra pasar los Andes para el día D-2 a D, esto conlleva que
la columna de aire disminuya su espesor conservando su VP e incrementando su
vorticidad absoluta. Es importante notar que esta disminución de espesor está
asociada a la mayor canalización de aire frío por los niveles medios y bajos en la
vertiente oriental de la cordillera de los Andes (ver secuencia de figuras 20 y 21)
que además está asociada a la anticiclogenesis en continente y a una fuerte
compensación estratosférica debido al descenso que sufre el nivel de la
tropopausa.
Consecuentemente el hundimiento de la tropopausa es provocado por
la presencia de una anomalía térmica fría en la tropósfera media, que está
asociada a la caída geopotencial y al mayor ingreso de aire frío. Una de las
maneras de poder apreciar la intrusión de aire estratosférico son las figuras
mostradas de VP; es decir la presencia de mayor estratificación aunada a la
estabilidad estática en alta tropósfera.
75
En la tropopausa el gradiente de la VP es intenso, debido a los valores
altos de la estabilidad estática existentes en la estratosfera. Por encima de la
superficie de 1.5 - 2.0 unidades de VP (Hoskins et al., 1985) se presenta la
tropopausa dinámica aumentando la VP rápidamente en el aire estratosférico.
Otros estudios como la Organización Mundial de Meteorología OMM (1986),
define la tropopausa dinámica con un mínimo de 1.6 PVU; mientras que NielsenGammon (1995), desarrolló mapas de bandas de tropopausa que están
representados por valores entre 1.5 - 3.0 PVU.
El nivel de tropopausa es variable latitudinalmente, siendo las mayores
alturas comprendidas en la región tropical por presentar mayor calentamiento;
mientras que, en latitudes medias presenta variaciones de altura por la mayor
frecuencia de ingreso de aire frío desde niveles altos a niveles medios e intrusión
de aire estratosférico hacia la troposfera; paso de sistemas frontales; ciclogénesis;
bajas segregadas en alta tropósfera y otros.
76
(a)
día: D-4
(invierno)
(c)
día: D-2
(invierno)
(d)
(e)
día: D
(invierno)
(f)
(b)
día: D-4
(verano)
día: D-2
(verano)
día: D
(verano)
Fig. 26: Altura geopotencial (mgp, líneas negras) y vorticidad potencial (m2.K.s-1.kg-1, matiz de
colores) para la estación de invierno (izquierda) y verano (derecha) en el nivel de 300 hPa.
77
4.1.4.2
Anomalías en niveles medios y bajos
En las figuras 27, 28 y 29 se presentan los mapas de anomalías de
presión atmosférica reducida a nivel medio del mar, altura geopotencial en 500
hPa y espesores de 500/1000 hPa, para ambos periodos de estudio (invierno y
verano). En las figuras 27(a) y 27(b), se observan el posicionamiento e
intensificación de la AM sobre el Pacífico suroriental, representada con anomalías
de +35 hPa y +20 hPa para invierno y verano, respectivamente; ésta
intensificación en superficie está asociada a la cuña en niveles de 500 hPa al
suroeste de Chile con anomalías hasta de 250 mgp para el invierno y 200 mgp
para el verano, ver las figuras 27(c) y 27(d); así también, en niveles medios (ver
las misma figuras) al oeste de la región central de Chile presenta un núcleo de
anomalía de –100 mgp en el invierno asociado a una onda cuya longitud es más
larga del promedio climático; así también para la estación de verano presenta
anomalías negativas sobre el centro sur de Argentina asociado al paso de una
onda larga hacia el Atlántico sur.
En la estación de invierno se nota condiciones típicas en el anticiclón
subtropical del Atlántico Sur con ligero ingreso de una dorsal por el lado este de
Brasil apoyando la intensificación de flujos del noreste al este de la cordillera,
incentivando la profundización de la baja del Chaco, que está asociado a una
lengua cálida, como se puede apreciar en el mapa de espesores, ver figura 27(e),
con núcleo de anomalía positiva hasta de +105 mgp entre el sur de Brasil y
Uruguay; durante el verano muestra mayor profundidad la depresión del noroeste
de Argentina (DNOA) estudiado también por Lichtenstein (1980), quien encontró
similar situación de lengua cálida al noroeste de Argentina, para la presente
situación de análisis se encontró un núcleo cálido expresado en el mapa de
espesores, ver figura 27(f).
78
Anomalía de presión atmosférica reducida a nivel medio del
mar
Anomalía de presión atmosférica reducida a nivel medio del
mar
día: D-4
(invierno)
Anomalía de altura geopotencial en el nivel de 500 hPa
día: D-4
(verano)
Anomalía de altura geopotencial en el nivel de 500 hPa
(b)
(a)
(c)
(e)
día: D-4
(invierno)
Anomalía de espesores 500/1000 hPa
(d)
día: D-4
(verano)
Anomalía de espesores 500/1000 hPa
día: D-4
(invierno)
(f)
día: D-4
(verano)
Fig. 27: Campo medio de anomalía de la presión atmosférica reducida en el nivel medio del mar
(hPa), altura geopotencial (mgp), y espesores (500/1000 hPa) correspondiente al día D-4 durante
los eventos de invierno (izquierda) y verano (derecha).
79
En las figuras 28(a) y 28(b), se presentan las anomalías de la presión
atmosférica sobre continente (AM), en especial para el verano, ubicándose a lo
largo de Argentina y Paraguay, con un núcleo cerrado y definido de +10hPa; así
también presenta un área baroclínica que manifiesta un fuerte gradiente
meridional isobárico con anomalía negativa que está asociado a un máximo de
anomalía negativa de altura geopotencial en niveles medios, ver figuras 28(c) y
28(d), esta situación denota la formación de una ciclogénesis asociada a una
anomalía fría en niveles medios y bajos, que es una manifestación de la
compensación estratosférica debido al descenso que sufre el nivel de la
tropopausa (Hirschberg
y Frisch, 1991); mientras que, para el invierno la
anomalía positiva se mantiene al sur del continente con +40 hPa.
Para el día D, el anticiclón migratorio de verano se retira rápidamente;
mientras que para el invierno muestra su máxima expresión con un profundo
núcleo frío expresado con anomalías negativas de espesores, ver figura 29(e), en
continente con valores hasta de -225 mgp sobre Argentina; así también las
anomalías de geopotenciales en niveles medios presentan un núcleo negativo,
sobre Uruguay y sur de Brasil con –200 mgp, ver figura 29(c), asociado al paso de
la onda larga ubicándose sobre la región ciclogenética (Gan y Rao, 1991). Las
anomalías de altura geopotencial en niveles medios para el verano representan el
desplazamiento de ondas cortas, las que fueron más rápidas en su
desplazamiento, mostrando anomalías negativas sobre el Atlántico sur, ver figura
29(d).
En la secuencia de las figuras 27, 28 y 29, se observa que la
ciclogénesis más destacada es la de invierno, porque está asociada a vaguadas
de ondas largas; mientras que la ciclogénesis de verano está asociada a una
vaguada de onda corta, que fue más rápida en su desplazamiento.
80
Anomalía de presión atmosférica reducida a nivel medio del
mar
Anomalía de presión atmosférica reducida a nivel medio del
mar
(b)
día: D-2
(verano)
Anomalía de altura geopotencial en el nivel de 500 hPa
día: D-2
(invierno)
Anomalía de altura geopotencial en el nivel de 500 hPa
(a)
(c)
día: D-2
(invierno)
Anomalía de espesor 500/1000 hPa
(d)
día: D-2
(verano)
Anomalía de espesor 500/1000 hPa
(e)
día: D-2
(invierno)
(f)
día: D-2
(verano)
Fig. 28: Campo medio de anomalía de la presión atmosférica reducida al nivel medio del mar
(hPa), altura geopotencial (mgp), y espesores (500/1000 hPa) correspondiente al día D-2 durante
los eventos de invierno (izquierda) y verano (derecha).
81
Anomalía de presión atmosférica reducida a nivel medio del
mar
Anomalía de presión atmosférica reducida a nivel medio del
mar
día: D
(verano)
Anomalía de altura geopotencial en el nivel de 500 hPa
día: D
(invierno)
Anomalía de altura geopotencial en el nivel de 500 hPa
(b)
(c)
día: D
(invierno)
Anomalía de espesor 500/1000 hPa
(d)
(e)
día: D
(invierno)
(a)
(f)
día: D
(verano)
Anomalía de espesor 500/1000 hPa
día: D
(verano)
Fig. 29: Campo medio de anomalía de la presión atmosférica reducida a nivel medio del mar
(hPa), altura geopotencial (mgp), y espesores (500/1000 hPa) correspondiente al día D durante los
eventos de invierno (izquierda) y verano (derecha).
82
4.3
Determinación de los mecanismos físicos asociados a la incursión de
una masa de aire frío en la región amazónica para los dos eventos
4.2.1 Interacción dinámica de alta y baja tropósfera para las estaciones de
invierno y verano
Las figuras 30(a) y 31(a), muestran que los días de máxima advección
horizontal de temperatura en niveles bajos (925 hPa), se extienden a lo largo del
límite del frente frío en superficie e ingresan sobre la región amazónica, este
desplazamiento de aire frío está asociada a la incursión de la masa de aire frío
(AM). El enfriamiento en las regiones tropicales es dominado por la advección
horizontal de aire frío que inicialmente fue canalizado por las laderas del lado
oriental de la cordillera de los Andes desplazándose por las zonas bajas de
Argentina, (ver figuras 20 y 21) para luego extenderse hacia el norte logrando
pasar los 18° S, en ambos periodos (invierno y verano). Considerando la ecuación
termodinámica N° 2.21 en el nivel de 925 hPa, en el día de la máxima expresión
de advección horizontal térmica fría, presenta que la advección horizontal domina
largamente el enfriamiento local, prevaleciendo por su componente meridional.
En las figuras 30(b) y 31(b) se observa el diagrama de Hovmoeller, donde
se muestra la variación temporal de la presión al nivel medio del mar (líneas
negras) y la advección horizontal de temperatura negativa (matiz de colores) en el
nivel de 925 hPa. En el diagrama es notoria la intensificación de la
anticiclogénesis (AM de núcleo frío) sobre continente con máximos de presión de
1038 y 1023 hPa entre los días del 11 de julio del 2000 y 12 de febrero de 1996,
respectivamente, siendo evidente la diferencia de intensidades en ambos
periodos; así también presenta la advección de temperatura que se desplaza
siguiendo la dirección del viento a lo largo del gradiente isobárico entre la
ciclogénesis y la anticiclogénesis (65° W - 50° W invierno; 60° W - 50° W verano),
que contribuye a incrementar el contraste térmico en la zona baroclínica y apoya
la intensificación de la ciclogénesis debido a la compensación estratosférica por el
descenso del nivel de tropopausa (ver figura 18), producto del ingreso del JS
asociado a la vaguada en continente.
83
En las figura 30(c) y 31(c), se muestra el día de máxima advección
horizontal de la vorticidad para ambos eventos en el nivel de 300 hPa donde se
observa el paso del sistema cuña-vaguada con núcleo ciclónico cerrado de 8940
mgp, sistema profundo que indica la presencia de un sistema ciclónico de núcleo
frío que provoca el hundimiento de la tropopausa, situación mostrada en ambos
eventos. Los núcleos se ubican sobre los 45° S 65° W para invierno y 45° S
55° W para verano, en las mismas figuras se aprecia el ingreso de aire frío por la
parte posterior de la vaguada (invierno:75° W; verano: 70° W), almacenándose en
la región central de la vaguada y niveles inferiores a 300 hPa. En ésta región de
flujos meridionales se observa un patrón de advección de vorticidad anticiclónica
que modula la anticiclogenesis y desplazamiento hacia el norte del sistema en
superficie, mientras que flujos hacia el sureste de la vaguada presentan intensa
advección de vorticidad ciclónica, la cual favorece la formación e intensificación
de la ciclogénesis al sureste de Sudamérica.
Comparando las figuras 30(c) y 31(c), se observa que la vaguada de
invierno respecto a la de verano presenta mayor longitud de onda, así como un
lento desplazamiento asociado a su propia longitud de onda y un mayor ingreso
de aire frío por niveles medios. Todo ello se resume en el diagrama de
Hovmoeller en las figuras 30(d) y 31(d), las cuales denotan la clara relación que
existe entre sistemas de baja y alta tropósfera como es la formación de
ciclogénesis asociado a la advección horizontal de vorticidad ciclónica en altos
niveles y la intensificación y desplazamiento hacia el norte de la AM de núcleo frío
que está asociada a la advección horizontal de vorticidad anticiclónica.
84
(a)
(c)
Advección horizontal de temperatura del aire
día: D-2
Diagrama de Hovmoeller
advección horizontal de la temperatura del aire
y presión atmosférica reducida en el ámbito medio del mar
(b)
(d)
Diagrama de Hovmoeller
Advección diferencial de vorticidad absoluta (300/500 hPa)
y presión atmosférica reducida al nivel medio del mar
Advección de la vorticidad relativa y altura
geopotencial
día: D-1
Fig. 30: interacción de alta y baja atmósfera para la estación de invierno a) advección horizontal
de temperatura del aire (°C/día, en matiz de colores negativo y en líneas continuas positivo) en
el nivel de 925 hPa, b) diagrama de Hovmoeller (08 – 15 jul-2000): advección horizontal de la
temperatura del aire (°C/día, en matiz de colores) en el nivel de 925 hPa y presión atmosférica
reducida al nivel medio del mar (hPa, en líneas continuas), c) advección horizontal de la vorticidad
relativa (1/s*10-5, en matiz de colores) y altura geopotencial (mgp, en líneas continuas) en el nivel
de 300 hPa, d) diagrama de Hovmoeller: advección diferencial de vorticidad absoluta de 300/500
hPa (1/s2*10-9, en matiz de colores) y presión atmosférica reducida al nivel medio del mar (hPa, en
líneas continuas).
85
(a)
(c)
(b)
Advección horizontal de temperatura del aire
día: d-2
Diagrama de Hovmoeller
advección horizontal de la temperatura del aire
y la presión atmosférica reducida a nivel medio del mar
(d)
Diagrama de Hovmoeller
advección diferencial de vorticidad absoluta (300/500 hpa)
y presión atmosférica reducida al nivel medio del mar
Advección horizontal de la vorticidad relativa
día: d-2
Fig. 31: interacción de alta y baja atmósfera para la estación de verano a) Advección horizontal de
temperatura del aire (°C/día, en matiz de colores negativo y en líneas continuas positivo) en el
nivel de 925 hPa, b) diagrama de Hovmoeller (08 – 15 feb - 1996): advección horizontal de la
temperatura del aire (°C/día, en matiz de colores) en el nivel de 925 hPa y presión atmosférica
reducido al nivel medio del mar (hPa, en líneas continuas), c) advección horizontal de la vorticidad
relativa (1/s*10-5, en matiz de colores) y altura geopotencial (mgp, en líneas continuas) en el nivel
de 300 hpa, d) diagrama de Hovmoeller: advección diferencial de vorticidad absoluta de 300/500
hPa (1/s210-9, en matiz de colores) y presión atmosférica reducida al nivel medio del mar (hPa, en
líneas continuas).
86
En las figuras 30 y 31 (diagrama de Hovmoeller), muestra una clara
relación que existe entre niveles de alta y baja troposfera; además otra forma de
ver la influencia que hay en la estructura vertical es apreciando la variación
vertical de una variable determinada en un punto dado del sistema vaguada. La
ecuación 2.26, explica el desplazamiento del sistema anticiclónico migratorio de
núcleo frío, el cual se observó que la advección de vorticidad positiva en latitudes
medias son conducentes directos para su desplazamiento; mientras que, sobre
latitudes tropicales tienen menor influencia. Esta situación es evidente en las
figuras 32(a) y 32(b), el cual se aprecia en el punto AV2 (latitud media) que
presenta mayor advección de vorticidad positiva y en el punto AV1 (latitud
tropical) presenta menor advección de vorticidad anticiclónica, siendo de mayor
claridad en la estación de invierno que la de verano.
Así también, se aprecia que en latitudes tropicales el mayor gradiente
térmico que presenta este intercambio de masas tropicales y extratropicales será
la conducente en su desplazamiento hacia el norte del sistema migratorio. Esto es
explicado por la advección horizontal de temperatura negativa en niveles bajos
que es la responsable del desplazamiento hacia latitudes más bajas (región
tropical). En las figuras 33(a) y 33(b), se observa, que el punto AV1 tiene mayor
advección de temperatura negativa que el punto AV2, el cual indica que el
desplazamiento de la masa de aire frío en latitudes tropicales está asociado a la
advección de aire frío en niveles bajos.
Para entender conjuntamente los aportes de alta y baja tropósfera es
necesario tener presente la ecuación de la tendencia geopotencial que está
asociada forzantes de levantamiento, tales como la vorticidad y la ecuación de
energía termodinámica quien nos proporciona el diagnostico de la evolución de
algunas variables atmosféricas (Ecu. 2.26). Estas componentes de la ecuación
nos indica que los cambios en la altura geopotencial son proporcionales al cambio
de la vorticidad con la altura; así también son directamente proporcionales a la
advección de vorticidad (H.S.) y directamente proporcional a la advección
horizontal de la temperatura en baja tropósfera e inversamente proporcional a la
advección horizontal de la temperatura en alta tropósfera.
87
La evolución (Hovmoeller) para ambos episodios, están ligados a la
ecuación de la tendencia geopotencial, siendo la advección de vorticidad en alta
tropósfera la condicionante de cambios en baja tropósfera, así como la advección
horizontal de temperatura negativa denota la caída de espesores permitiendo el
mayor ingreso de aire frío.
En las figuras 34(a) y 34(b), se observan cambios de vorticidad con la
altura, siendo más ciclónico a mayor altura, este incremento de vorticidad
ciclónica indica la presencia de un sistema frío (vaguada fría) según la ecuación
de la vorticidad (ecu. 2.22). Para ambos eventos muestra un mismo
comportamiento de variación con la altura, con la diferencia de cambio en la
disminución de vorticidad ciclónica; siendo invierno donde empieza a partir de los
400 hPa; mientras que, en el verano empieza a partir de los 300 hPa. Esta
diferencia está asociada al calentamiento de alta tropósfera debido al hundimiento
de la tropopausa con mayor intensidad en el evento de invierno.
88
(a)
AV1
AV2
AV1
Advección horizontal de vorticidad relativa
AV1: 16° S 60° W
AV2:35° S 60° W
día: D
(invierno)
(b)
AV2
Advección horizontal de vorticidad relativa
AV1: 16° S 60° W
AV2:35° S 60° W
día: D-1
(verano)
Fig. 32: Variación con la altura de: a) advección de la vorticidad relativa (1/s*10-9, en líneas
continuas) para la estación de invierno en los puntos AV1 y AV2, b) advección de la vorticidad
relativa (1/s*10-9, en líneas continuas) para la estación de verano en los puntos AV1 y AV2
AV1
AV1
AV2
AV2
(a)
Advección horizontal de temperatura del aire
AV1: 16° S 60° W
AV2:35° S 60° W
día: D
(invierno)
Advección horizontal de temperatura del aire
AV1: 16° S 60° W
AV2:35° S 60° W
día: D-1
(b)
(verano)
Fig. 33: Variación con la altura de: a) advección horizontal de la temperatura del aire (°C/s, en
líneas continuas) para la estación de invierno en los puntos AV1 y AV2, b) advección horizontal de
la temperatura del aire (°C/s, en líneas continuas) para la estación de verano en los puntos AV1 y
AV2
89
VRT
(a)
VRT
Vorticidad relativa
VRT: 35° S 65° W
día: D
(invierno)
(b)
Vorticidad relativa
VRT: 35° S 65° W
día: D-1
(verano)
Fig. 34: Variación con la altura de: a) vorticidad relativa (1/S*10-5, en líneas continuas) para la
estación de invierno en el punto VRT, b) vorticidad relativa (1/S*10-5, en líneas continuas) para la
estación de verano en el punto VRT
90
4.2.2 Análisis de corte de sección transversal
4.2.2.1
Flujos de intercambio de masas de aire (Corriente en Chorro de
bajos niveles)
En el corte de sección transversal a latitud constante en los 20° S y longitud
de 80 a 40° W, desde el nivel de 1000 a 300 hPa, se observa el comportamiento
de los flujos meridionales y la temperatura potencial equivalente (THTE) para los
casos de invierno y verano. En ambos casos, inicialmente el flujo predominante
en niveles bajos fue del norte, ver figuras 35(a), 35(b) 35(c) y 35(d), asociado al
buen
desarrollo
del
anticiclón
subtropical
del
Atlántico,
generando
la
intensificación del viento en el lado oriental de la cordillera de los Andes con
intensidades hasta de 30 Kt. Comparando estas intensidades con las
consideraciones de Bonner (1968) y los estudios realizados por Marengo (2001),
calificaremos a estos flujos como un jet de bajos niveles (LLJ; siglas en ingles)
para el Friaje de invierno, ver figura 35(c); y 20 Kt para el Friaje de verano, ver
figura 35(d). Este flujo del norte es el responsable de la advección de aire cálido y
húmedo desde la cuenca amazónica hacia latitudes subtropicales. Asimismo, se
observa la asociación que existe entre la THTE y el viento meridional
predominante; es decir, a mayor viento meridional negativo mayor es el valor de
THTE y a mayor viento meridional positivo menores valores de la THTE, siendo
los máximos valores de 336° K en invierno en el nivel de 850 hPa, ver figura
35(c), asociado a la ubicación del viento máximo del norte; mientras que para
verano presentó un núcleo de 352° K (valor más alto en comparación al evento de
invierno), con mayor presencia de humedad en baja tropósfera, ver figura 35(d).
En la figura 36(e) correspondiente al día D-1, se observa un cambio notable
de la dirección del viento meridional con núcleo máximo superior a 20 Kt al este
de los Andes y un descenso de la THTE con núcleo mínimo de 288° K, lo que
indica el ingreso de una masa de aire frío y seco proveniente del sur. Así también
para verano en la figura 36(b), se observa un comportamiento similar de la THTE
pero con valores de 316° K en el nivel de 925 hPa asociado al viento meridional
positivo máximo. Las características encontradas en ambos eventos en la capa
850 – 900 hPa tienen concordancia con lo encontrado por Marengo (2001); que
91
además del LLJ, se verificaron situaciones de vientos fuertes (superior a 25
nudos) en capas bajas de componente predominante del sur conocido como Jet
de bajos niveles del Sur o (SJ: siglas en ingles). En la misma figura, se aprecia
que el SJ es predominante en niveles más bajos que el LLJ, por transportar aire
frío y seco que lo hacen más denso, disminuyendo el espesor de la atmósfera. En
ambos eventos el SJ se presentó en los 925 hPa, mientras que el LLJ se presentó
en los 850 hPa. Marengo, también encontró sobre las regiones bajas de Bolivia
tanto el LLJ como el SJ donde presentan vientos fuertes a las 1100 UTC.
En ambos casos de análisis, estos vientos máximos que proporcionan los
Reanálisis con las salidas de las 1200 UTC son representativas en las horas de
ocurrencia del viento máximo, y se encontró que para el evento de invierno el SJ
presenta un máximo valor a la misma hora que el LLJ y fue menos intenso que del
norte (ver secuencia de figuras 35 y 36). Así también para el evento de verano, el
flujo del sur llegó a ser menos intenso que los flujos del norte. Comparando
ambos eventos, el ingreso de aire frío durante el evento de verano fue menos
intenso que el de invierno, por no ser típico en esta estación astronómica.
92
(a)
(b)
día: D-3
(invierno)
(c)
día: D -3
(verano)
(d)
día: D –2
(invierno)
día: D –2
(verano)
Fig. 35: Ubicación de la Corriente en Chorro de bajos niveles en un corte de sección transversal.
latitud constante: -20° S, longitud 80°w a 40°w. para las estaciones de invierno (izquierda) y
verano (derecha), viento meridional positivo
(Kt, en líneas discontinuas en negro), viento
meridional negativo (Kt, en matiz de colores) y temperatura potencial equivalente (°K, en líneas
continuas en azul). Invierno (izquierda) y verano (derecha)
93
(a)
(b)
día: D –1
(invierno)
(c)
día: D -1
(verano)
día: D
(d)
invierno
día: D
(verano)
Fig. 36: Ubicación de la Corriente en Chorro de bajos niveles en un corte de sección transversal.
latitud constante: -20° S, longitud 80°w a 40°w. para las estaciones de invierno (izquierda) y
verano (derecha), viento meridional positivo
(Kt, en líneas discontinuas en negro), viento
meridional negativo (Kt, en matiz de colores) y temperatura potencial equivalente (° K, en líneas
continuas en azul). Invierno (izquierda) y verano (derecha)
94
4.2.2.2
Dinámica de la Corriente en Chorro en la estructura vertical de la
tropósfera
Como ya fue mencionado, el patrón de circulación sobre el Pacífico oriental en los
niveles altos y medios para ambos eventos fue el desplazamiento de un sistema
cuña-vaguada hacia el este (Sudamérica) apoyado por la Corriente en Chorro o
Jet stream (JS) compuesto por el Jet subtropical, Jet Polar de rama norte y Jet
polar de rama sur. En el análisis de corte de sección transversal (ver figuras 37 y
38), se aprecia la dinámica del JS desde los niveles de alta tropósfera a niveles
de baja tropósfera.
En las figuras 37(a) y 37(b) para el día D, se observó la presencia de vientos
superiores a 60 nudos (JS) configurando una vaguada en ambos eventos, siendo
la más profunda en el periodo de invierno; también se puede apreciar el cambio
de vorticidad asociada a los núcleos de mayor velocidad de viento; este
comportamiento se ve reflejado en alta tropósfera con la mayor estratificación
atmosférica (mayor gradiente de temperatura potencial) entre los niveles de 300 a
100 hPa para invierno y desde los 250 a 100 hPa para verano, esta situación
cálida en niveles altos indica la intrusión de aire estratosférico por la presencia de
una anomalía fría en niveles medios (ver secuencia de figuras 27, anomalía de
espesores). Esta anomalía fría para el periodo de invierno se observa sobre
centro sur de Argentina; mientras que, para verano se presentó al noreste de
Argentina en menor intensidad.
Para la identificación del tipo de sistema que se presenta en la estructura vertical,
se realiza el trazo de una línea horizontal imaginaria en la figura 37(a) y 37(b) de
oeste a este en cada nivel isobárico, donde en el cual, se observa la disminución
de temperatura potencial hacia el punto central e incremento hacia el este;
procedemos está práctica para todos los niveles isobáricos, en consecuencia
podemos decir que, se presenta una vaguada fría en ambos eventos y en niveles
de baja tropósfera se presenta un sistema frío (Alta migratoria de núcleo frío),
siendo de mayor intensidad para la estación de invierno.
95
(a)
Isotacas mayores a 60 nudos (corriente en chorro), vorticidad relativa, temperatura potencial
y viento en barbilla
día: D (invierno)
(b)
Isotacas mayores a 60 nudos (corriente en chorro), vorticidad relativa, temperatura potencial
y viento en barbilla
día: D (verano)
Fig. 37: Análisis de isotacas (Corriente en Chorro, mayores a 60 nudos en matiz de colores),
vorticidad relativa (1/S, positivo en líneas azules y negativo en líneas rojas), temperatura potencial
(°K, en líneas continuas negras) y viento (Kt, en barbilla) en un corte de sección transversal a
latitud constante : 35° S longitud : 75° a 30° W (a: invierno y b: verano)
96
El desplazamiento de la vaguada fría desde niveles altos y medios hacia
continente en ambos eventos presentó una dinámica peculiar asociado al
desplazamiento del JS, siendo conducente hacia niveles medios y bajos, esto es
explicado por la advección de vorticidad según la ecuación de tendencia
geopotencial (ver ecu. 2.26). En las figuras 38(a) y 38(b), se observa que ambos
eventos están asociados a la formación e intensificación de la anticiclogenesis y
ciclogénesis según la ecuación de tendencia geopotencial. La parte posterior de la
vaguada aporta advección de vorticidad positiva hacia la AM y a su vez apoya su
desplazamiento, esto es notorio en ambos eventos; mientras que, la parte
delantera de la vaguada aporta advección horizontal de vorticidad negativa,
generando la formación e intensificación de la ciclogénesis, así como su
desplazamiento hacia el sureste de su formación.
Cabe mencionar algo importante sobre la vaguada de ambos eventos; es la
presencia del JS en la onda completa para la estación de invierno el cual adquiere
mayor aporte de aire frío por la parte posterior de la vaguada, manteniendo así,
un lento desplazamiento; mientras que, para la estación de verano se nota la
presencia del JS más intenso sobre la parte delantera de la vaguada que lo hace
un sistema más rápido en su desplazamiento al no recibir aporte meridional de un
JS.
97
(a)
Isotacas mayores a 60 nudos (corriente en chorro: líneas negras), advección de vorticidad (matiz de colores)
y viento (en barbilla)
día: D-1 (invierno)
(b)
Isotacas mayores a 60 nudos (corriente en chorro: líneas negras), advección de vorticidad (matiz de colores)
y viento (en barbilla)
día: D-1 (verano)
Fig. 38: Análisis de isotacas mayores a 60 nudos (Kt, Corriente en Chorro en líneas continuas),
advección de vorticidad relativa (1/S2, en matiz de colores), y viento (Kt, en barbilla) en un
corte de sección transversal a latitud constante : 35° S longitud : 80° a 20° W (a: invierno y b:
verano).
98
4.3
Desarrollo de un modelo conceptual de pronóstico de Friaje (válido
para diferentes eventos del año)
El desarrollo de las variables meteorológicas en la estructura de la
tropósfera durante los eventos de Friaje (verano e invierno) analizados en el
presente trabajo, dan cuenta de diferencias en cuanto a las condiciones del
tiempo meteorológico. El Friaje ocurrido en el periodo invernal se caracterizó por
el brusco descenso de la temperatura del aire en niveles de baja tropósfera
afectando la región tropical (ver figura 7); mientras que, en el Friaje de verano, la
temperatura descendió ligeramente, sin embargo la actividad convectiva es la que
se incrementó, generando lluvias en forma de bandas en la región tropical, lo cual
es coincidente observado por Garreaud (1998). Esta situación típica en continente
es el producto del ingreso de sistemas atmosféricos de alta y baja tropósfera, que
días previos al ingreso en continente presentó el sistema cuña-vaguada.
En la figura 39 de la etapa I, se aprecia el paso del sistema cuña-vaguada
amplificándose lentamente la dorsal sobre el Pacífico suroriental induciendo a la
profundización de la vaguada, esta amplificación y profundización del sistema
cuña-vaguada está asociada a la incursión del JS, tornándose cuasimeridional,
logrando advectar aire frío hacia el norte para luego para luego adquirir
condiciones de vaguada fría desde niveles altos a niveles medios. Mientras que,
el sistema se torna más intenso, ésta se desplaza lentamente para lograr cruzar
Los Andes.
En la Etapa II (ver figura 39), el sistema cuña-vaguada se desplaza
lentamente logrando pasar Los Andes y a su vez canalizando aire frío por la
vertiente oriental, y esta alimentación de aire frío profundiza el sistema de
vaguada manteniendo un lento desplazamiento hacia el este, además la dorsal al
propagar advección de vorticidad anticiclónica incentiva la anticiclogénesis sobre
continente y su desplazamiento hacia el norte. Hacia la parte delantera de la
vaguada una fuerte advección de vorticidad ciclónica sobre el área ciclogénetica
apoya la formación de ciclogénesis, ésta a su vez incentivará la alimentación de
aire frío del sur, manteniendo el lento desplazamiento el sistema de vaguada.
99
ETAPA : I
ETAPA : II
Fig. 39: Modelo conceptual del ingreso de un sistema cuña-vaguada desde el Pacífico oriental
hacia Sudamérica, válido para diferentes estaciones del año
100
ETAPA : III
Fig. 40 (continuación): Modelo conceptual del ingreso de un sistema cuña-vaguada desde el
Pacífico oriental hacia Sudamérica, válido para diferentes estaciones del año
Leyenda:
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: Advección de vorticidad anticiclónica
- ADV
: Advección de vorticidad ciclónica
R_CICL : Región ciclogenética
Nota: Plantilla de Sudamérica extraído de Garreaud (1999)
En la Etapa III (ver figura 40), la dorsal toma posición sobre continente
manteniendo la propagación de advección de vorticidad anticiclónica que
amplifica y desplaza hacia el norte a la anticiclogénesis formada en la etapa II; así
mismo, apoya el ingreso de aire frío. Por otro lado la parte delantera de la
vaguada mantiene aportando advección de vorticidad ciclónica y desplazándose
lentamente hacia el sureste (Atlántico sur) y debilitándose el sistema frontal sobre
continente.
101
La variabilidad a escala sinóptica asociada a este tipo de eventos tiene
marcada característica en verano e invierno, en ambos casos la primera etapa se
inicia con la canalización de aire frío por la vertiente oriental de la Cordillera de los
Andes (sur de Chile), desplazándose hacia el centro de Argentina y sur de Brasil
(ver figura 20 y 21). Mientras tanto, al norte del sistema frío, incursiona aire
húmedo y cálido asociado al jet de bajos niveles del norte (LLJ) intensificación de
la baja del Chaco. La aparición del LLJ está asociada a la buena configuración de
la cuña en continente asociado al anticiclón del Atlántico del sur (ver Figura 41,
etapa I ).
En la figura 41 etapa II, se muestra la interacción de flujos del norte y del
sur (cada uno con sus propias características), aunado a la interacción de la
dinámica de los sistemas de alta tropósfera, apoyan la formación y desarrollo de
una ciclogénesis sobre el noreste de Argentina, Uruguay y sur de Brasil (región
ciclogenética), lo cual es consistente con lo hallado por Seluchi, 1999. El
movimiento del sistema frío hacia el norte (región tropical) dependerá de cuán
intensa sea la advección horizontal de temperatura dominada por el viento
meridional del sur. Otra característica importante en esta etapa es la formación de
un punto singular al noreste del frente frío con una línea confluente hacia el
noroeste del frente (conocida como Shear line o línea cortante), organizando
actividad convectiva en forma de bandas a lo largo de la línea cortante, esta línea
cortante es marcada en la estación de verano generando mayor inestabilidad.
En la figura 42 de la etapa III, muestra su máximo desplazamiento de la
AM hacia el norte ubicándose sobre el centro norte de Argentina y extendiendo su
cuña hacia el norte de su posición, esta configuración favorece la pérdida de
energía por irradiación sobre el núcleo y zonas cercanas a ella, como
consecuencia de la pérdida de energía se presenta el descenso de la temperatura
del aire; mientras que, sobre latitudes tropicales el descenso de la temperatura del
aire está determinada por la presencia de flujos meridionales del sur que
intensifican la advección negativa de la temperatura del aire.
102
ETAPA : I
ETAPA : II
Fig. 41: Modelo conceptual del ingreso de una masa de aire frío (Alta Migratoria) a Sudamérica
válido para diferentes estaciones del año
103
ETAPA : III
Fig. 42 (continuación): Modelo conceptual del ingreso de una masa de aire frío (Alta Migratoria) a
Sudamérica válido para diferentes estaciones del año
Leyenda:
A
: Anticiclón
B
: Ciclón
AC : Advección Cálida
AF : Advección Fría
AM : Alta Migratoria
Shear Line: Línea Cortante
Nota: Plantilla de Sudamérica extraído de Garreaud (1999)
104
4.4 Determinación del impacto de las bajas temperaturas en los cultivos de
la selva peruana
El efecto térmico, producto del ingreso de AMs hacia la región tropical,
afecta a diferentes cultivos que son muy sensibles a valores de temperaturas
cercanos a sus umbrales, en particular el umbral crítico inferior. Esta
susceptibilidad está estrechamente vinculada con la etapa fenológica del cultivo,
pues, algunas de estas son más vulnerables a la disminución de la temperatura
por debajo de su umbral térmico mínimo. El mayor riesgo de la ocurrencia de
heladas agrometeorológicas ocurre en sus fases reproductivas y/o formación de
frutos, y sus estadios iniciales de establecimiento.
Tabla 7: Temperaturas críticas y óptimas de cultivos de la selva peruana
TEMPERATURA CRITICAS DEL
CULTIVO
TEMPERATURA OPTIMA DEL
CULTIVO
CULTIVO
Temperatura
Crítica Máxima
(° C)
Temperatura
Crítica Mínima
(° C)
Temperatura
Optima
Máxima (° C)
Temperatura
Optima
Mínima (° C)
Café
30
10
25
20
Naranja
35
13
30
23
Arroz
Maíz Amarrillo
Duro
35
10
30
22
30
10
25
21
Fuente: DGA-SENAMHI
En el caso del cafeto, este cultivo no tolera temperaturas medias menores a 16 ºC y su
temperatura critica inferior se considera los 10 ºC. Entre julio y agosto normalmente el
cultivo se encuentra en reposo vegetativo por lo que temperaturas menores a 10 ºC
afectarían la cobertura foliar de la planta, reduciendo su capacidad fotosintética, con lo
que se estaría retardando el inicio oportuno del nuevo ciclo de producción que empieza
en setiembre, con el incremento de la temperatura. En julio, en algunos valles cafetaleros
de la selva norte y central se realizan las últimas cosechas. Si las condiciones
agroclimáticas favorecen un rápido inicio de la fase de estaquillado o estado de botón
floral y se presentan temperaturas cercanas o menores a 10 ºC ocasionaría la caída de
botones florales y por ser un cultivo permanente con patrón estacional se podría reducir
el número de órganos productivos, redundando en un bajo rendimiento final.
105
Fig. 43: Variación térmica diaria de la temperatura máxima (°C, línea azul), temperatura mínima
(°C, línea rojo), temperatura máxima critica del cultivo (°C, línea horizontal azul) y temperatura
mínima crítica del cultivo (°C, línea horizontal rojo) en los meses de julio del 2000 y febrero de
1996 en la selva sur (Estación: Puerto Maldonado, Departamento de Madre de Dios)
106
Para el caso de arroz en almacigo el efecto de las bajas temperaturas
reduce el porcentaje de germinación por efecto directo de la temperatura que
favorece el desarrollo de hongos que afectan fuertemente en este estado. Durante
el estado vegetativo de plántula a elongación de tallos, las bajas temperaturas
provocan un atraso en el arroz, que puede ser bastante considerable y también
provocan amarillamiento de las hojas. En su estado reproductivo, las bajas
temperaturas afectan la fertilidad del polen, es decir se provoca esterilidad floral o
lo que comúnmente conocemos por envanamiento.
El cultivo de naranjo no presenta reposo invernal, sino una parada del
crecimiento por las bajas temperaturas (quiescencia) de invierno, que provocan la
inducción de ramas que florecen en primavera. En los meses de invierno los
campos de naranjo en los valles de la selva central y norte se encuentran en su
mayoría en su etapa de maduración, alcanzando en julio el estado de cosecha.
Temperaturas menores de 13 ºC en julio afectarían el crecimiento vegetativo,
pues es una planta tropical que no tolera bajas temperaturas.
El maíz es un cultivo sensible al frío y sufre daños a temperaturas entre 0°
y 10° C si está expuesto a la luz normal, y a temperaturas entre 10° y 15°C
cuando está expuesto a la luz intensa dependiendo del cultivar. Los efectos de las
bajas temperaturas se ponen en evidencia por la reducción de la fotosíntesis, del
crecimiento, de la extensión de las hojas y por la absorción de agua y
nutrimentos.
En el caso del maíz amarillo duro, las bajas temperaturas
retardan el
crecimiento y formación de hojas, prolongando el periodo de crecimiento.
Temperaturas menores a los 10 ºC en plena etapa reproductiva prolongaría el
período de llenado de granos que empieza con la aparición de la espiga y termina
con la maduración.
Las variaciones térmicas para el mes de febrero de 1996 indican que las
condiciones de temperaturas son favorables para los tres cultivos, pues la
temperatura media se encuentra dentro del intervalo que define los umbrales
térmicos máximos y mínimos; mientras que, para el evento frío de julio del 2000,
define una caída térmica de la temperatura media diurna muy próximo al umbral
107
crítico inferior, durante un tiempo considerable (aproximadamente diez días), por
lo que el desarrollo de los cultivos, dependiendo de la fase fenológica en que se
encuentre, debe haberse reducido significativamente. Por otro lado, los daños
serán mucho mayores si los extremos de temperaturas registrados coinciden con
las fases más vulnerables al descenso de la temperatura.
Considerando las temperaturas extremas en los eventos significativos de
descensos térmicos de invierno, se muestra los periodos de siembra y cosecha de
la selva sur, centro y norte (ver Fig. 44, 45 y 46), el cual para la selva sur presenta
en el cultivo del arroz el periodo de siembra entre los meses de primavera y parte
del verano cosechando los meses de verano, otoño y en menor porcentaje los
meses invernales, con respecto al frijol se siembra parte del verano, otoño, y en
menor porcentaje el invierno cosechando los meses de invierno y primavera y en
tanto para el maíz a. duro, se siembra los meses de primavera y parte del verano
cosechando en verano y otoño; sobre las regiones de la selva central y sur las
diferencias térmicas no son muy marcados con respecto a la región sur, el cual se
beneficia en periodos de siembra y cosecha por su menor variabilidad térmica, así
también para la región sur los periodos que presentan benefician a los cultivos por
estar algo alejado del periodo de mayor intensidad de ocurrencia de los Friajes,
salvo ocurrencias esporádicas que se presentan en los meses de mayo y junio, en
el caso estudio que se presentó en el mes de julio del 2000 y que afectó con
mayor intensidad la selva sur, según informe del Ministerio de Agricultura, las
áreas
sembradas
y
cosechadas
en
el
cultivo
del
arroz
difieren
en
aproximadamente 100 ha, las cuales pudieron haber sido dañadas por factores
meteorológicos. Así también con el maíz a. duro difieren en aproximadamente en
200 ha y el mayor efecto se presentó en el frijol seco donde existe una marcada
diferencia de aproximadamente 700 ha.
108
Calendario de siembra del arroz
Dpto: Madre de Dios
40
40
30
Porc. (%)
Porc. (%)
30
20
10
0
A
S
Meses
O
N
D
E
F
M
A
M
J
J
E
F
Meses
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
Calendario de cosecha del frijol
Dpto: Madre de Dios
Calendario de siembra del frijol
Dpto: Madre de Dios
60
60
50
50
40
40
Porc. (%)
Porc. (%)
20
10
0
30
20
30
20
10
10
0
0
A
S
Meses
O
N
D
E
F
M
A
M
J
E
F
Meses
J
Calendario de siembra del maíz a. duro
Dpto: Madre de Dios
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
O
N
D
Calendario de cosecha del maíz a. duro
Dpto: Madre de Dios
40
50
40
30
Porc. (%)
Porc. (%)
Calendario de cosecha del arroz
Dpto: Madre de Dios
30
20
20
10
10
0
0
A
S
Meses
O
N
D
E
F
M
A
M
J
J
E
F
Meses
M
A
M
J
J
A
S
Fig. 44: Calendario de siembra y cosecha del arroz, frijol y maíz amarillo duro para la selva sur
(departamento de Madre de Dios)
109
Calendario de siembra del arroz
Dpto: Ucayali
Calendario de cosecha del arroz
Dpto: Ucayali
20
15
20
Porc. (%)
Porc. (%)
30
10
10
5
0
0
A
S
Meses
O
N
D
E
F
M
A
M
J
J
E
F
Meses
Calendario de siembra del frijol
Dpto: Ucayali
M
J
J
A
S
O
N
D
S
O
N
D
N
D
Calendario de cosecha del frijol
Dpto: Ucayali
Porc. (%)
Porc. (%)
A
20
20
10
0
10
0
A
S
Meses
O
N
D
E
F
M
A
M
J
J
E
F
Meses
Calendario de siembra del maíz a. duro
Dpto: Ucayali
M
A
M
J
J
A
Calendario de cosecha del maíz a. duro
Dpto: Ucayali
30
30
20
20
Porc. (%)
Porc. (%)
M
10
10
0
0
A
S
Meses
O
N
D
E
F
M
A
M
J
E
F
Meses
J
M
A
M
J
J
A
S
O
Fig. 45: Calendario de siembra y cosecha del arroz, frijol y maíz amarillo duro para la selva central
(departamento de Ucayali)
110
Calendario de siembra del arroz
Dpto: Loreto
Calendario de cosecha del arroz
Dpto: Loreto
20
20
Porcentaje
Porcentaje
30
10
10
0
0
A
S
Meses
O
N
D
E
F
M
A
M
J
E
F
Meses
J
M
J
J
A
S
O
N
D
O
N
D
O
N
D
60
Porcentaje
20
Porcentaje
A
Calendario de cosecha del frijol
Dpto: Loreto
Calendario de siembra del frijol
Dpto: Loreto
10
40
20
0
0
A
Meses
S
O
N
D
E
F
M
A
M
J
E
F
Meses
J
Calendario de siembra del maiz a. duro
Dpto: Loreto
20
10
M
A
M
J
J
A
S
Calendario de cosecha del maiz a. dur
Dpto: Loreto
30
Porcentaje
Porcentaje
M
20
10
0
0
A
Meses
S
O
N
D
E
F
M
A
M
J
E
F
Meses
J
M
A
M
J
J
A
S
Fig. 46: Calendario de siembra y cosecha del arroz, frijol y maíz amarillo duro para la selva norte
(departamento de madre de Loreto)
111
V.-
CONCLUSIONES
5.1
De las condiciones sinópticas
•
En alta tropósfera, se configuraron patrones de circulación de cuñavaguada, cuyo desplazamiento fue de paso lento durante el invierno
(vaguada de onda larga) y de paso rápido en el verano (vaguada de onda
corta).
•
El evento de invierno estuvo asociado a la presencia del Jet Subtropical,
Jet streak Polar de rama norte y Jet streak Polar de rama sur; mientras
que, el evento de verano estuvo asociado solamente a la presencia del Jet
Subtropical.
•
Cuatro días previos al día D, un sistema de alta presión de núcleo frío se
ubicó frente a la costa sur/central de Chile. Las anomalías de dicho núcleo
fueron mayores en el evento de invierno (+35hPa) respecto al evento de
verano (+20hPa).
•
En ambos eventos se configuró una marcada ciclogénesis en la región
ciclogenética, siendo más intensa la invernal.
•
En ambos eventos se presentó la formación de bandas de nubosidad
convectiva asociados a líneas cortantes (shear line) al noroeste de Brasil,
direccionadas hacia el norte de la selva peruana.
•
Se determinó que para ambos eventos el máximo valor de Vorticidad
potencial en el nivel de 300 hPa fue 3-4 UVP; encontrándose este umbral
hacia los 30°S en el evento de invierno y hacia los 45°S en el evento de
verano.
112
5.2
De los mecanismos físicos
•
La ciclogénesis y anticiclogénesis son explicados por la componente de la
advección de vorticidad en alta tropósfera y la advección horizontal de
temperatura en baja troposfera de la ecuación de la tendencia
neopotencial.
•
El hundimiento de la tropopausa, apoyo la disminución del espesor
geopotencial, el cual facilitó la canalización de aire frío en bajos niveles por
la vertiente oriental de los Andes.
•
La advección horizontal de vorticidad anticiclónica es conducente a la
intensificación y desplazamiento hacia el norte de la anticiclogénesis en
latitudes medias.
•
La advección horizontal negativa de la temperatura en niveles bajos es la
responsable del desplazamiento de la dorsal en latitudes tropicales.
•
En el evento de invierno se observó la presencia del LLJ en el nivel de 850
hPa, asociado al aporte de aire cálido y húmedo hacia la región sur del
continente (región ciclogenética); mientras que, en el evento de verano los
vientos del norte no lograron alcanzar magnitudes de características de
LLJ.
•
Para ambos eventos, se observó la presencia del SJ en el nivel de 925
hPa, nivel más bajo con respecto al LLJ por estar asociado al una masa de
mayor densidad constituida de aire frío y seco.
113
5.3
Del modelo conceptual de Pronóstico de Friaje
•
Presencia
del
sistema
cuña-vaguada
en
alta
tropósfera,
con
desplazamiento hacia el este.
•
Hundimiento de la tropopausa y disminución de espesores por el aporte de
aire frío desde niveles altos y medios en el área que abarca el eje de
vaguada.
•
Dominio de un anticiclón migratorio de núcleo frío (AM) sobre el Pacífico
Sur Oriental (frente a la costa sur/centro de Chile).
•
Desplazamiento de la AM hacia continente y posteriormente hacia el norte,
guiado por el sistema cuña-vaguada en alta tropósfera.
•
Ciclogénesis sobre la región ciclogenética (sur de Brasil, Uruguay y noreste
de Argentina), asociado al paso del sistema cuña-vaguada en alta
tropósfera.
•
Canalización del aire frío a través del flanco oriental de la Cordillera de los
Andes, tanto en verano como invierno, para luego desplazarse por las
regiones de menor altitud hacia la región Amazónica.
•
Formación de la línea cortante (shear line) al noroeste de Brasil,
extendiéndose al norte del Perú, previo al ingreso del aire frío y seco.
114
5.4
Del impacto de las bajas temperaturas en los cultivos de la selva
•
El descenso brusco de la temperatura del aire durante el evento de invierno
(8.3°C), estuvo por debajo del umbral crítico de cultivos tropicales como el
maíz amarillo duro y arroz (10°C).
•
En el caso de cultivos perennes como el naranjo y café, el descenso
brusco de la temperatura durante el episodio de invierno, pudo haber
retrazado la maduración de frutos y reducido la formación de órganos
reproductivos respectivamente, redundando en un bajo rendimiento final.
•
Según la información de la estadística Agraria del MINAG, la pérdida de
cultivos (diferencia de Has sembradas y cultivadas) estaría asociado a
factores meteorológicos, siendo el cual uno de ello sería los Friajes.
115
VI.- RESUMEN
El presente trabajo describe las condiciones sinópticas de alta y baja tropósfera
que determinaron la intrusión de una masa de aire frío (Friaje) al continente
Sudamericano en dos estaciones de patrones sinópticos diferentes (verano e
invierno), y su impacto en los cultivos tropicales de la selva peruana.
En ambos casos analizados (verano 1996 e invierno 2000), el evento se inicia con
anomalías de altura geopotencial en niveles medios sobre el Pacífico oriental,
como consecuencia de una fuerte ondulación del sistema cuña-vaguada de
niveles medios y altos; siendo esta configuración más intensa en el evento de
invierno. Cuatro y tres días antes de ambos eventos un sistema cuña-vaguada se
ubico al oeste de Chile, profundizándose y desplazándose hacia el este, y a su
vez canalizando aire frío en niveles altos y medios de la troposfera. El paso de la
vaguada sobre la Cordillera de los Andes incentivó en ambos eventos una mayor
advección de vorticidad ciclónica sobre el sur de Brasil, Paraguay, Uruguay y
noreste de Argentina (región ciclogenética) facilitando la formación de una
ciclogénesis explosiva. Sobre la vertiente oriental de los Andes (Chile y
Argentina), se canalizó el aire frío y seco apoyado por el paso de la dorsal en alta
tropósfera y a su vez amplificó el anticiclón migratorio sobre continente, con
mayor intensidad en el evento de invierno.
Días previos a la ciclogénesis explosiva se observó sobre Bolivia, Paraguay,
Uruguay y Norte de Argentina la intensificación del viento norte con características
de Jet de bajos niveles del norte (LLJ; siglas en ingles) asociado a la advección
de aire cálido y húmedo, para luego cambiar de dirección como consecuencia de
del ingreso a continente de la alta migratoria intensificando el gradiente bárico con
la ciclogénesis, favoreciendo la incursión de vientos intensos del sur con
características de Jet de bajos niveles del sur (SJ; siglas en ingles), siendo estos
los responsables de la advección de aire frío a regiones tropicales.
Previo al día D (Máximo descenso de la temperatura en la selva sur), se observó
la formación de bandas de nubosidad que estuvieron asociados a la configuración
de líneas cortantes que se extendieron sobre el noroeste de Brasil y parte de
116
Loreto (Perú) favoreciendo fuerte una fuerte actividad convectiva sobre esa
región.
Otro importante sistema que caracterizó estos Friajes fueron los sistemas en
niveles de alta tropósfera, específicamente en el flujo de la Corriente en Chorro
(400 – 200 hPa), encontrándose que en el evento de invierno estuvo conformado
por el Jet subtropical, Jet polar de rama norte y Jet polar de rama sur y en el
evento de verano lo conformó el Jet subtropical y Jet polar de rama norte. Así
también se observó el hundimiento de la tropopausa en el eje de vaguada
denotado con un máximo de vorticidad potencial de 3-4UVP para ambos eventos.
La rápida disminución de la temperatura en superficie en la región tropical estuvo
asociada a la forzante térmica (advección de temperatura), mientras que sobre
latitudes subtropicales estuvo asociada a la forzante dinámica (advección de la
verticidad) en ambos eventos.
El efecto final de la incursión de aire polar en el evento de invierno, generó la
caída de la temperatura del aire en un rango de 15° C, lo que estaría asociado a
la baja producción de algunos cultivos como el cafeto, naranja, arroz y maíz
amarillo duro (según el ministerio de agricultura).
117
VII
RECOMENDACIONES
El análisis físico de la presente tesis fue realizado mediante el uso de los
datos de Reanalisis del NCEP-NCAR con una resolución de 2.5°, lo cual
representa cierta desventaja respecto a modelos de mayor resolución, como los
regionales o de mesoescala (Eta, MM5, RAMS entre otros), es por ello se plantea
las siguientes recomendaciones:
1. Realizar análisis de eventos Friaje mediante el uso de un modelo de mayor
resolución y parametrizaciones físicas más sofisticadas.
2. Realizar nuevas técnicas de análisis de las forzantes dinámicas de la
atmósfera, tales como el Vector Q.
3. Realizar una categorización de intensidades de los eventos Friaje ocurridos,
con la finalidad de estandarizar el análisis de los pronosticadores de los
diferentes servicios meteorológicos de Sudamérica y dejar de lado lo subjetivo
del impacto.
118
VIII.
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