Índice de imágenes y tablas

Agradecimientos Por sus grandes enseñanzas y consejos:
Dra. Gabriela Athié de Velasco y
Dra. Ruth Cerezo Mota
Por su valiosa colaboración y aportación a este trabajo:
Dr. Juan Matías Méndez Pérez
A la comisión revisora:
José Luis Rocha Fernández Rosa Elena Morales Cortez
Beatriz Elena Palma Grayeb
Por sus grandes apoyos brindados durante mi carrera:
María Ester Alonzo Morales Lorenzo Mex Jiménez
Irving Castillo Ávila
Finalmente, hago extensiva mi gratitud a los profesores Juan Cervantes Pérez y Ana Delia Contreras Hernández, por sus grandes enseñanzas éticas y científicas que hicieron y hacen por el bien de Ciencias Atmosféricas...
Gracias.
Resumen
La Corriente de Lazo (CL), ubicada en el extremo este del Golfo de México
(GoM), forma parte de la corriente de frontera oeste del Atlántico Norte, que fluye en
sentido anticiclónico desde el Canal de Yucatán hasta el estrecho de Florida. El ciclo
de crecimiento y disminución de la CL culmina con la liberación de remolinos
anticiclónicos de núcleos cálidos, comúnmente nombrados como Remolinos de la
Corriente de Lazo (RCL); éstos constituyen uno de los factores de forzamiento
oceánicos superficiales más importantes en el GoM. Los RCL (cuyos diámetros
iniciales suelen alcanzar hasta los 250 km) una vez liberados, presentan una
propagación dominantemente longitudinal, que influye tanto en la circulación como la
salinidad y temperatura por encima de los 1000 m de profundidad en el GoM.
En el presente trabajo, sin precedentes en lo que concierne al área de estudio,
se llevó a cabo el análisis del impacto atmosférico que generaron la CL y sus
remolinos asociados al propagarse longitudinalmente sobre el GoM, a partir de
productos AVISO y de reanálisis NARR del NCEP para el periodo comprendido del 01
de enero de 2000 al 31 de diciembre de 2010. Los resultados indicaron que la
influencia de los RCL al propagarse sobre el GoM, no se limitó a ser oceánica; también
se observó en la atmósfera adyacente al océano la presencia de gradientes térmicos
fuertes que se extendían desde la región de la CL hasta los RCL; dichas extensiones
mostraron expandirse longitudinalmente a medida que los RCL se propagaban hacia
la región oeste del Golfo. De igual forma se observó la presencia de transferencias de
flujos turbulentos sobre estas regiones, en donde se demostró que los RCL jugaron un
papel importante al transportar y liberar flujos de energía al sistema atmosférico a
medida que estos se propagaban lejos de su región de origen. Esta transferencia de
energía liberada hacia la atmósfera por los RCL, es influenciada por la dirección de los
vientos en superficie y por la advección de las masas de aire que se desarrollaron
sobre el GoM.
1
ÍNDICE DE CONTENIDO
Símbolos y abreviaturas ................................................................................3
Índice de imágenes y tablas...........................................................................5
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN.......................................................................10
1.1. Antecedentes.....................................................................................11
1.2. Hipótesis. ..........................................................................................15
1.3. Objetivo. ...........................................................................................16
CAPÍTULO 2. DESCRIPCIÓN DE LA ZONA DE ESTUDIO.................................17
2.1. Corrientes oceánicas. .......................................................................18
2.2. Sistema de temperaturas oceánicas dentro del Golfo de México......19
2.3. Circulación atmosférica y masas de aire. .........................................20
CAPÍTULO 3. OBTENCIÓN DE DATOS Y MÉTODOS........................................25
3.1. Datos oceanográficos........................................................................25
3.2. Datos atmosféricos............................................................................27
3.3. Selección de los RCL y observaciones en la atmósfera.....................29
CAPÍTULO 4. RESULTADOS............................................................................33
4.1. Observaciones de la Temperatura Superficial del Aire......................33
4.2. Observaciones del Flujo de Calor Latente.........................................46
4.3. Observaciones y análisis del Viento en superficie.............................58
CAPÍTULO 5. CONCLUSIONES.......................................................................67
Trabajos futuros........................................................................................69
Referencias ..................................................................................................70
Páginas web consultadas. ........................................................................76
Anexos..........................................................................................................77
2
Símbolos y abreviaturas
CL
Corriente de Lazo
FCL
Flujo de Calor Latente
FCS
Flujo de Calor Sensible
GALE
Genesis of Atlantic Lows Experiment
GoM
Golfo de México
MADT
Mapas de Topografía de Dinámica Absoluta
NARR
Reanálisis Regional de América del Norte
NCEP
Centro Nacional de Predicción Ambiental
NOAA
Administración Nacional Oceánica y Atmosférica
OIT
Ondas de Inestabilidad Tropical
PNMM
Presión al Nivel Medio del Mar
RCL
Remolino de la Corriente de Lazo
ROC
Radiación de Onda Corta
ROL
Radiación de Onda Larga
RSS
Sistema de Percepción Remota
SSH
Altura Superficial de Mar
SST
Temperatura Superficial del Mar
TSA
Temperatura Superficial del Aire
3
<
Menor
<<
Mucho menor
>
Mayor
>>
Mucho mayor
~
Aproximadamente
Ce
Coeficiente de transferencia de calor latente
Ch
Coeficiente de transferencia de calor sensible
Cp
Calor específico del aire a presión constante
K
Constante
L
Calor latente de evaporación por unidad de masa
qA
Humedad del aire
QL
Flujo de Calor Latente
QS
Flujo de Calor Sensible
qS
Humedad de saturación en superficie
TA
Temperatura Superficial del Aire
Tf
Tiempo final
Ti
Tiempo inicial
TS
Temperatura Superficial del Mar
w
Velocidad del viento en superficie
ρ
Densidad del aire
4
Índice de imágenes y tablas
Tabla 1. Fechas de liberación y dispersión de los RCL seleccionados................Pág. 30.
Tabla 2. Cuadro cronológico en el que los cinco eventos seleccionados estuvieron
activos....................................................................................................Pág. 31.
Figura 1.1. Trayectorias de los huracanes Katrina (superior) y Rita (inferior)
sobrepuestas en datos de alturas superficiales del mar (en color la SSH, por sus
siglas en inglés) en la temporada ciclónica de 2005. Los colores de las
trayectorias indican la categoría o
intensidad que presentaron los huracanes
durante su traslación sobre el GoM
(escala comprendida del 1 al 5 según Saffir
Simpson, donde 5 es la máxima
intensidad). Los contornos indican la
posición de la Corriente de Lazo (LC), sus remolinos liberados (WCE) y su
interacción con los remolinos ciclónicos de núcleos fríos (CCE 1,2). Tomado de:
Jaimes y Shay, 2009................................................................................Pág. 14.
Figura 2.1. Área de estudio seleccionada para el análisis del comportamiento de la
Corriente de Lazo (CL) y la propagación de sus remolinos anticiclónicos (RCL).
................................................................................................................Pág. 17.
Figura 2.2. Corrientes Oceánicas importantes de la región del GoM. Las isóbatas dan
una idea cartográfica de los puntos de igual profundidad en metros (tomado de:
Oey et al., 2005).....................................................................................Pág. 18.
Figura 2.3. Imágenes de SST que muestran la distribución térmica para invierno
(izquierda) y verano (derecha), que indican el intenso contraste térmico entre
las dos estaciones del año. Debido al gradiente de temperatura, durante los
meses de invierno se observa claramente la huella térmica de la Corriente de
Lazo, que aporta un volumen considerable de agua caliente a la porción centrooriental del GoM, proveniente del mar Caribe. Conforme prospera el
calentamiento de la superficie del mar, se desvanece el gradiente de
temperatura y ya no es posible observar la señal de esta corriente (tomado de:
Gallegos et al., 2009)..............................................................................Pág. 20.
5
Figura 2.4. Distribución de la presión reducida al nivel medio del mar y del viento en
superficie para los meses de a) verano (junio-agosto) y de b) invierno
(diciembre-febrero), elaborada a través de datos de Reanálisis 2 del NCEP
(Kanamitsu et al. 2002) para el periodo comprendido de 1979-2010. En ella se
observa al sistema de presión semi permanente conocido como la Alta de las
Bermudas y su influencia sobre gran parte de la región, incluida la zona del
GoM. Al sur
se observa la confluencia de los vientos Alisios de ambos
hemisferios en la llamada Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT), la cual se
encuentra localizada aproximadamente entre los 5°-10°N durante los meses de
verano y se desplaza en latitud, ubicándose aproximadamente entre los 0°-5°N
durante los meses de invierno................................................................Pág. 21.
Figura 2.5. Esquema de las trayectorias típicas de las masas de aire..............Pág. 22.
Figura 2.6. Imagen de satélite que muestra la modificación de aire polar continental
frío a medida que avanza sobre el GoM y el Océano Atlántico. Conforme el aire
continúa su viaje hacia el sur de México y América Central, los fuertes vientos
del norte acumulan humedad a lo largo de la costa norte de México que se
manifiesta a través de nubosidad. Por lo tanto, una masa de aire frío, seco y
estable puede ser modificada hasta tal punto que sus características originales
ya no son discernibles (tomado y modificado de: Ahrens y Samson, 2011)..........
................................................................................................................Pág. 23.
Figura 3.1. Imágenes de SSH (izquierda) y SST (derecha) para los meses de
verano y de invierno...............................................................................Pág. 26.
Figura 3.2. Distribución de radiosondeos, estaciones en superficie, buques y boyas
asimilados en el NARR para el 1 de enero de 1988, tomado de Shafran et al.,
2006........................................................................................................Pág. 28.
Figura 3.3. Imágenes de SSH contra la TSA, FCL y ROL para el día 7 de marzo de
2002........................................................................................................Pág. 30.
Figura 3.4. Trayectoria original descrita por el RCL5 (a) desde el 25 Agosto de 2009
(Ti) hasta 01 Septiembre de 2010 (Tf). A la izquierda (b) se muestra la
trayectoria redefinida en donde ya no se observan giros anticiclónico...Pág. 32.
6
Figura 4.1. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra TSA (derecha) durante el
primer evento del RCL seleccionado. La isolínea de 50cm indica el contorno de
mayor velocidad de la CL y sus remolinos asociados..............................Pág. 34.
Figura 4.2. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra TSA (derecha) para el
segundo evento del RCL seleccionado. Para este caso, dado a que se dio la
liberación simultánea de dos remolinos anticiclónicos de la CL, ambos son
tomados como un mismo evento............................................................Pág. 35.
Figura 4.3. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra TSA (derecha) para el
tercer evento seleccionado. Para este caso, a pesar de que se da la liberación
de un RCL, conforme éste se propaga se ve bifurcado en dos remolinos
anticiclónicos de la CL, sin embargo ambos son tomados como un mismo
evento.....................................................................................................Pág. 37.
Figura 4.4. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra TSA (derecha) para el
cuarto evento seleccionado....................................................................Pág. 39.
Figura 4.5. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra TSA (derecha) para el
quinto evento seleccionado....................................................................Pág. 40.
Figura 4.6. Diagrama Hovmöller de la SSH (a) y TSA (b) para el periodo de tiempo
comprendido entre el 01 de diciembre de 2006 y 01 junio de 2007. En la SSH la
línea delgada de color negro representa el contorno de máxima velocidad de
50cm del RCL. Para ambas figuras, la línea gruesa de color negro en diagonal
representa la dirección en el que el RCL4 se propagó.............................Pág. 41.
Figura 4.7. Diagrama Hovmöller de SSH (a) y TSA (b) para el periodo de tiempo
comprendido entre el 01 de diciembre de 2009 y el 01 junio de 2010. En la SSH
la línea delgada de color negro representa el contorno de máxima velocidad de
50cm del RCL. Para ambas figuras, la línea gruesa de color negro en diagonal
indica la dirección de propagación del RCL5...........................................Pág. 42.
Figura 4.8. Esquema ilustrativo del desprendimiento y propagación de un RCL
(contorno con flecha) sobre el GoM y la respuesta atmosférica observada en la
TSA (color amarillo, representa aire más cálido; color azul, representa aire
relativamente frío)................................................................................. .Pág. 44.
7
Figura 4.9. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra FCL (derecha) para el
primer evento seleccionado. En la SSH, la isolínea de 50cm indica el contorno
de mayor velocidad de la CL y sus remolinos asociados. Para el FCL, los valores
negativos indican flujo hacia arriba desde la superficie (sumidero de energía).
................................................................................................................Pág. 47.
Figura 4.10. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra FCL (derecha) para el
segundo evento seleccionado.................................................................Pág. 48.
Figura 4.11. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra FCL (derecha) para el
tercer evento seleccionado.....................................................................Pág. 49.
Figura 4.12. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra FCL (derecha) para el
cuarto evento seleccionado....................................................................Pág. 51.
Figura 4.13. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra FCL (derecha) para el
quinto evento seleccionado....................................................................Pág. 52.
Figura 4.14. Diagrama tiempo-longitud de SSH (a) y FCL (b) para el periodo de tiempo
comprendido entre el 01 de diciembre de 2006 y 01 junio de 2007. En la SSH la
línea delgada de color negro representa el contorno de 50cm del RCL. Para
ambas figuras, la línea gruesa de color negro en diagonal representa la
dirección en el que el RCL4 se propagó..................................................Pág. 53.
Figura 4.15. Diagrama tiempo-longitud de SSH (a) y FCL (b) para el periodo de tiempo
comprendido entre el 01 de diciembre de 2009 y 01 junio de 2010. En la SSH la
línea delgada de color negro representa el contorno de 50cm del RCL. Para
ambas figuras, la línea gruesa de color negro en diagonal representa la
dirección en el que el RCL5 se propagó..................................................Pág. 54.
Figura 4.16. Esquema ilustrativo del FCL (QL) sobre el GoM liberado hacia la
atmósfera adyacente, para A) los meses de invierno y B) meses de verano.
▼T=(TA-TS) y ▼q=(qA-qS) representan las diferencias de temperatura y
humedad que se da en la interfaz océano-atmósfera. El símbolo ~ representa
una aproximación a cero..............................................................................................Pág. 56.
Figura 4.17. SSH, FCL, PNMM y Viento en Superficie de los días 20 de abril al 02 de
mayo de 2001.........................................................................................Pág. 59.
Figura 4.18. SSH, FCL, PNMM y Viento en Superficie de los días 25 de abril al 02 de
marzo de 2002........................................................................................Pág. 61.
8
Figura 4.19. SSH, FCL, PNMM y Viento en Superficie de los días 21 de diciembre de
2004 al 02 de enero de 2005..................................................................Pág. 63.
Figura 4.20. Esquema ilustrativo que resume las características observadas para los
tres casos en el que se analizó el FCL en conjunto con el viento en superficie.
Del lazo izquierdo se observa el análisis sinóptico en superficie y del lado
derecho la correspondiente observación del FCL y viento en superficie para
cada uno de los casos. El símbolo H representa un sistema de alta presión, L un
sistema de baja presión, las bandas de color azul representan al sistema frontal
(frente frío en este caso), QL es el FCL, ▼T y ▼q representan el gradiente
térmico y de humedad en la interfaz océano-atmósfera, respectivamente.
................................................................................................................Pág. 65.
9
CAPÍTULO 1
INTRODUCCIÓN
Sobre la región este de la cuenca del Golfo de México (GoM) se extiende una
corriente de frontera oeste llamada Corriente de Lazo (CL). La CL consiste en un flujo
anticiclónico oceánico que se extiende hacia el norte y que une a la Corriente de
Yucatán con la Corriente de Florida, transportando así aguas cálidas desde el Caribe
hasta el GoM y que posteriormente fluyen hacia el Atlántico Norte como la Corriente
del Golfo (e.g., Mooers y Maul, 1998; Murphy et al., 1999; Gyory et al., 2001).
Una
característica
importante
de
la
CL
es
que
desprende
remolinos
anticiclónicos de núcleos cálidos a intervalos irregulares que pueden variar entre 3 y
17 meses (Sturges y Leben, 2000). Los Remolinos de la Corriente de Lazo (RCL) se
propagan hacia el interior del GoM e interactúan con remolinos ciclónicos de núcleos
relativamente fríos, creando así un frente de temperatura que puede ser detectado
con datos de satélite de Temperatura Superficial del Mar (SST, por sus siglas en
inglés); este frente de temperatura es mas intenso durante el invierno, ya que en
verano las aguas del Golfo se calientan, lo que dificulta la observación de remolinos
liberados por la CL a partir de datos de SST.
El gradiente generado por el contraste térmico en las capas superficiales del
océano puede generar cambios significativos en la capa atmosférica adyacente a
éste (e.g. Caltabiano et al., 2005; Messager et al. 2012). A pesar de los diversos
estudios que se han desarrollado sobre la interacción entre el océano y la atmósfera
en el GoM, como la intensificación de los huracanes al pasar sobre un remolino
anticiclónico (Shay et al., 2000; Jacob et al., 2000; Jaimes y Shay, 2009), aún no se ha
investigado el impacto de los RCL en la atmósfera. Por lo tanto es importante contar
con información sobre el posible impacto que tiene la CL y sus remolinos en la capa
atmosférica adyacente al océano, a medida que se propagan hacia el oeste de la
cuenca del GoM.
Esta investigación pretende sumarse al conocimiento de la observación y
compresión de la respuesta atmosférica producida por los cambios de los gradientes
térmicos del océano, tales como la intensificación de los huracanes, sistemas
meteorológicos locales e incluso frontales.
10
1.1. Antecedentes
La respuesta atmosférica a la distribución de la temperatura superficial ha sido
un tema de gran impacto e interés desde los primeros estudios realizados por Halley
en 1686. Durante la transición al siglo XX, el debate sobre este tema se centró
principalmente en comprender y explicar cómo la circulación atmosférica global
respondía a las anomalías y gradientes de la SST, razón por la cual una serie de
modelos atmosféricos que van desde los mas simples a los mas complejos y
dinámicos; así como estudios y observaciones, surgieron para dar respuesta a todas
estas cuestiones de la mejor manera (Small et al., 2007).
Sin embargo, las observaciones atmosféricas ligadas a las anomalías de la SST
a nivel global suelen ser diferentes a las que se producen y se observan a nivel de
mesoescala. Por ejemplo, la respuesta atmosférica a las albercas de aguas cálidas del
océano Pacífico Ecuatorial suele manifestarse en la formación de nubosidad,
precipitación o en los cambios en la velocidad y dirección del viento a nivel local, de
mesoescala y global. No obstante, la respuesta que se desarrolla sobre las zonas de
remolinos oceánicos, tales como los que se generan a lo largo de las corrientes de
frontera oeste (que típicamente tienen diámetros del orden de los 100-200 km) suele
observarse
en
la
intensificación
de
sistemas
atmosféricos
locales
y
no
necesariamente a nivel global (Small et al., 2007). Como consecuencia, la SST puede
conducir a cambios rápidos e importantes en la capa límite atmosférica marina a
nivel local.
Estudios recientes de la capa límite atmosférica marina relacionados con los
gradientes generados por los frentes de la SST, han sido desarrollados en diversas
regiones oceánicas. Deser et al. (1993), estudiaron las Ondas de Inestabilidad
Tropical1 (OIT) de la zona del Frente Ecuatorial en el Océano Pacífico, a partir de datos
de satélite de nubosidad, obtenidos del Proyecto Internacional de Climatología de
Nubes por Satélite (ISCCP, por sus siglas en inglés) y de SST adquiridos de productos
1
Las Ondas de Inestabilidad Tropical (OIT) son perturbaciones que se propagan hacía el oeste a la altura de los frentes
ecuatoriales de SST durante los meses de verano y otoño, siendo más intensas en el hemisferio norte; son ocasionadas
por inestabilidad tanto del sistema de corrientes ecuatoriales, como del gradiente de temperatura debido a la
surgencia al este del Océano Pacífico y del Atlántico (Menkes et al., 2006.). A medida que las OIT se propagan hacia el
oeste, éstas modulan el campo de la SST y dan origen a un tren de remolinos anticiclónicos de núcleos cálidos en la
zona del frente, comprendido entre los 4°S y 4°N (Willett et al., 2006 ).
11
de satélites geoestacionarios. Ellos concluyeron que el viento frío proveniente del sur,
sobre el gradiente intenso de SST ocasionaba nubosidad estratiforme en el lado
cálido del frente.
Caltabiano et al. (2005), a partir de datos de satélite, analizaron las OIT para el
Océano Atlántico. Sus resultados mostraron que las OIT identificadas a través de los
frentes de SST, condujeron a cambios significativos en la posición de los campos
atmosféricos de nubosidad, vapor de agua y precipitación, así como de las
velocidades del viento en superficie; cuyo impacto atmosférico fue claro durante su
propagación hacia el oeste del océano Atlántico principalmente entre 1°N y 2°N de
latitud.
Tokinaga et al. (2005), con uso de la misma base de datos empleada por
Caltabiano et al. (2005), estudiaron la región de confluencia de Brasil-Malvinas; en
esta zona la Corriente de Frontera Oeste de Brasil confluye con la Corriente
Circumpolar Antártica de Malvinas, cuyo encuentro genera un notable frente en la
SST. Sus estudios revelaron que las diferencias de temperatura entre el aire y el
océano causaban la reducción en la estabilidad de la atmósfera a bajos niveles: la
velocidad del viento aumentó en el lado cálido del frente, mientras que en el lado frío
se observó una disminución de la velocidad del viento.
Tokinaga et al. (2006), estudiaron la estabilidad en la capa límite atmosférica
marina sobre la extensión de la Corriente de Kuroshio durante el invierno. Ellos
encontraron que la estratificación inestable en la parte atmosférica (bajo el criterio
SST-Temperatura Superficial del Aire>5°C=inestabilidad) condujo a una importante
cantidad de flujos turbulentos justo por arriba de la superficie del mar hasta los 2.5
km de altura de la capa límite marina.
Messager et al. (2012), demostraron que los frentes de la SST presentes
durante la interacción entre dos remolinos oceánicos sobre la región del Océano
Austral, llevaron a cambios significativos en la capa límite de la atmósfera marina
debido a los flujos de calor turbulentos en superficie, en donde destacó la formación
de inestabilidad a bajos niveles sobre los remolinos de núcleos cálidos cuando la
temperatura del aire era menor que la SST.
Una de las regiones oceánicas más estudiadas del mundo, y quizás de mayor
interés meteorológico, es la Corriente de Frontera Oeste del Golfo, comúnmente
12
conocida como la Corriente del Golfo, debido a la gran transferencia de calor que ésta
libera hacia la atmósfera (Tomczak y Godfrey, 2001). La Corriente del Golfo es una
corriente intensa cálida que se localiza en la zona occidental del Atlántico Norte y que
a medida que fluye en dirección hacia el norte, genera meandros y remolinos que
favorecen el intercambio de energía entre el océano y la capa límite atmosférica
marina (Stommel, 1958; Sweet et al., 1981; Small et al., 2008).
Por otro lado, también se han hecho investigaciones sobre la relación que
pueden tener los frentes de la SST de la Corriente del Golfo en la formación e
intensificación de sistemas sinópticos, tales como los ciclones extratropicales que
afectan año con año la porción este de la costa de los Estados Unidos (Colucci, 1976).
Por ejemplo, Dirks et al. (1988), bajo el programa de investigación nombrado GALE
(Genesis of Atlantic Lows Experiment), describieron que la intensificación de los
sistemas extratropicales que se dieron principalmente sobre la región de la Corriente
del Golfo y Cabo Hateras, se debió en gran parte a los flujos de calor latente en
superficie, causados por la importante diferencia de temperatura entre la superficie
marina y el aire frío de origen continental. Holt y Raman (1992), describieron la
presencia de corrientes de aire ascendentes justamente sobre la región cálida del
frente de la Corriente del Golfo que llevaron a cambios significativos de inestabilidad
en la capa límite atmosférica marina.
Para la cuenca del GoM los estudios atmosféricos relacionados con los
gradientes de la SST se han enfocado principalmente en el efecto que tienen en la
intensificación de los ciclones tropicales. Shay et al. (2000), describieron la caída
barométrica de 965 a 916 hPa registrada en el centro del huracán Opal en menos de
14 horas el 04 de octubre de 1995, justamente cuando éste pasó sobre la región de
un remolino de núcleo cálido previamente liberado por la CL. Ellos encontraron que la
profundidad de la isoterma de 26°C en los RCL, fue un factor importante en el
mantenimiento de la intensidad del huracán Opal.
Jaimes y Shay (2009), a través de datos atmosféricos obtenidos de mediciones
de aviones de reconocimiento de la NOAA y datos de altimetría AVISO, encontraron
que durante condiciones atmosféricas favorables, los huracanes Rita y Katrina
alcanzaron la categoría 5 en la temporada de ciclones tropicales de 2005 (escala
comprendida del 1 al 5 según Saffir-Simpson; Figura 1.1); ellos describieron que estos
13
Figura 1.1. Trayectorias de los huracanes Katrina (superior) y Rita (inferior) sobrepuestas en datos de alturas
superficiales del mar (en color la SSH, por sus siglas en inglés) en la temporada ciclónica de 2005. Los
colores de las trayectorias indican la categoría o intensidad que presentaron los huracanes durante su
traslación sobre el GoM (escala comprendida del 1 al 5 según Saffir-Simpson, donde 5 es la máxima
intensidad). Los contornos indican la posición de la Corriente de Lazo (LC), sus remolinos liberados (WCE) y
su interacción con los remolinos ciclónicos de núcleos fríos (CCE 1,2). Tomado de: Jaimes y Shay, 2009.
sistemas aumentaron la velocidad de sus vientos justamente al pasar sobre la
Corriente de Lazo y los remolinos cálidos liberados por ésta (donde la isoterma de
26°C se encontraba aproximadamente a 110m de profundidad), posteriormente
ambos huracanes se debilitaron a categoría 3, después de pasar sobre uno de los
14
remolinos de núcleos fríos (donde la isoterma de 26°C alcanzaba aproximadamente
40 m de profundidad).
Si bien, existe una respuesta atmosférica que se refleja en la intensificación de
los huracanes, atribuida a los cambios y gradientes en la SST tal como se ha descrito
previamente, también se ha documentado la respuesta oceánica tras el paso de un
huracán, principalmente como consecuencia de la precipitación y la surgencia (a
causa del esfuerzo del viento en superficie). Shay et al. (1992) observaron que
durante el huracán Gilbert de 1988, la SST disminuyó hasta 4°C a lo largo de la
trayectoria del huracán. Situación que también fue observada en los huracanes Rita y
Katrina de 2005, en donde la SST decreció aproximadamente 1°C sobre la CL y sus
remolinos asociados, mientras que la SST disminuyó hasta 4°C sobre la región de los
remolinos ciclónicos de núcleos fríos (Jaimes y Shay, 2009).
En base a las observaciones que se han descrito queda claro que los gradientes
de la SST relacionados con los fenómenos oceánicos de mesoescala, pueden conducir
a
cambios
significativos
en
la capa
limite
atmosférica marina
que
suelen
manifestarse a través de flujos turbulentos, formación de nubosidad en el lado cálido
de los frentes y/o en la intensificación de los vientos en superficie. A raíz de los
estudios que se han hecho para otras zonas oceánicas, surge la idea de estudiar la
interacción océano-atmósfera en el GoM, a través del análisis los RCL y su interacción
con sus alrededores, en conjunto con la atmósfera adyacente a dichos gradientes.
1.2. Hipótesis
Con base en lo observado para otras regiones oceánicas, se espera que al
propagarse los RCL hacia el oeste del GoM, debido a sus dimensiones (200-300 km de
diámetro) y contraste térmico en superficie, generado tras la interacción con los
remolinos ciclónicos de núcleos fríos, se observe una respuesta en la capa
atmosférica adyacente al océano, posiblemente debido al intercambio de flujos de
calor entre el océano y la atmósfera.
15
1.3. Objetivo
El presente trabajo tiene como objetivo examinar y comprobar si, en efecto,
existe algún tipo de respuesta en la capa atmosférica adyacente al océano de la
cuenca del GoM a medida que los RCL se propagan hacia el oeste; con enfoque en el
análisis de los flujos turbulentos atmosféricos a través del uso de datos de reanálisis.
16
CAPÍTULO 2
DESCRIPCIÓN DE LA ZONA DE ESTUDIO
La zona de estudio comprende toda la región de la cuenca del GoM y la región
oeste del Caribe, delimitada por Belice, Honduras y México (Quintana Roo); la región
de estudio está concretamente definida por las latitudes que van de los 15°N a los
30°N y por las longitudes que van de los 80°W a los 98°W, como se muestra en la
figura 2.1.
Figura 2.1. Área de estudio seleccionada para el análisis del comportamiento de la Corriente de Lazo (CL) y la
propagación de sus remolinos anticiclónicos (RCL).
17
2.1. Corrientes oceánicas
El GoM es una cuenca oceánica semi-cerrada localizada en el hemisferio norte
occidental (que cuenta con una profundidad máxima de aproximadamente 3500m)
cuyas aguas son cálidas debido a la influencia del sistema de corrientes que se
desarrollan en dicha región (Sturges et al., 2005); donde la CL se caracteriza por
dominar la circulación en el este del GoM (Oey et al., 2005), la cual fluye en sentido
anticiclónico desde el Canal de Yucatán hasta salir a través del Estrecho de Florida
(Leben, 2005).
Figura 2.2. Corrientes Oceánicas importantes de la región del GoM. Las isóbatas dan una idea cartográfica de
los puntos de igual profundidad en metros (tomado de: Oey et al., 2005).
La CL adquiere su nombre al norte del Canal de Yucatán (Figura 2.2), donde el
transporte promedio es alrededor de 23 Sv (1 Sv= 1X10 m/s) con una desviación
18
estándar del orden de 3 Sv; la corriente de Yucatán se encuentra en el lado oeste del
canal, con una velocidad promedio de 1 m/s, cuyo máximo se aproxima a los 2 m/s
(Badan et al., 2005).
La extensión hacia el norte de la CL varía con el tiempo y de forma irregular,
hasta llegar a ser lo suficientemente grande como para liberar remolinos
anticiclónicos caracterizados por tener núcleos de agua cálida. Los mecanismos
dinámicos que llevan a la liberación de un RCL son complejos y poco comprendidos, a
pesar de los numerosos estudios enfocados en entender los diferentes factores que
participan en este proceso (e.g. Athié et al., 2012).
Los RCL tienen un diámetro que varía entre 200 y 300 km, y su señal alcanza
profundidades de hasta 1000 m. Estos remolinos tienen velocidades de rotación de
1.8 hasta 2 m/s y se propagan hacia el oeste del GoM de 2 a 5 km/día hasta llegar a
la plataforma continental donde, debido a la conservación de vorticidad potencial,
permanecen hasta que se dispersan (Oey et al., 2005).
2.2. Sistema de temperaturas oceánicas dentro del Golfo de México
Los diversos procesos dinámicos del océano, así como su interacción con la
atmósfera, generan una señal superficial que es observada a través de la SST. El
comportamiento de la SST está directamente asociado con la intensidad y la rapidez
de cambio, ubicación geográfica y las dimensiones espaciales en que ocurren los
flujos verticales y termodinámicos, así como los de intercambio de masa y energía,
entre la capa límite atmosférica marina y la superficie del mar (Gallegos et al., 2009).
La oscilación anual de calentamiento-enfriamiento de las aguas oceánicas de la
superficie del mar en esta región se manifiesta con claridad en las imágenes de
satélite (Figura 2.3). El calentamiento del mar avanza rápidamente desde las costas
mexicanas hacia el centro del GoM y llega hasta las costas estadounidenses a medio
verano, siendo común ver cómo desaparecen los gradientes térmicos en esta región
durante la transición de esta estación (Gallegos et al., 2009). De este modo, el
desvanecimiento del gradiente térmico en la superficie del mar durante el verano
hace imposible observar la señal de la CL y sus remolinos asociados que se
desarrollan en el GoM.
19
Figura 2.3. Imágenes de SST que muestran la distribución térmica para invierno (izquierda) y verano
(derecha), que indican el intenso contraste térmico entre las dos estaciones del año. Debido al gradiente de
temperatura, durante los meses de invierno se observa claramente la huella térmica de la Corriente de Lazo,
que aporta un volumen considerable de agua caliente a la porción centro-oriental del GoM, proveniente del
mar Caribe. Conforme prospera el calentamiento de la superficie del mar, se desvanece el gradiente de
temperatura y ya no es posible observar la señal de esta corriente (tomado de: Gallegos et al., 2009).
En contraste, a finales de los meses de verano, el enfriamiento de las aguas
superficiales al norte del GoM se inicia, a causa de la incursión de los frentes fríos y
sus masas de aire asociadas, provenientes desde la extensa plataforma continental
de los Estados Unidos, de tal manera que la SST mínima se registra a fines del
invierno. Su distribución muestra un marcado gradiente térmico de norte a sur,
pudiéndose observar en la señal de SST, la presencia de la corriente de Lazo y de los
vórtices anticiclónicos que se desprenden de ella (Gallegos, 2004).
2.3. Circulación atmosférica y masas de aire
La circulación atmosférica sobre el GoM durante los meses de verano está
dominada por la alta presión de las Bermudas, centrada en el noroeste del Océano
Atlántico, aproximadamente entre los 35°-40°N y los 30°-35°W (Figura 2.4 a). El flujo
al sur de la región de esta alta presión produce vientos del sureste conocidos como
los vientos Alisios. Durante la temporada de ciclones tropicales la acción de estos
vientos juega un papel importante en la distribución y comportamiento de las
trayectorias de los huracanes del Atlántico Norte (Azpra et al., 2001).
20
Figura 2.4. Distribución de la presión reducida al nivel medio del mar y del viento en superficie para los
meses de a) verano (junio-agosto) y de b) invierno (diciembre-febrero), elaborada a través de datos de
Reanálisis 2 del NCEP (Kanamitsu et al. 2002) para el periodo comprendido de 1979-2010. En ella se observa
al sistema de presión semi permanente conocido como la Alta de las Bermudas y su influencia sobre gran
parte de la región, incluida la zona del GoM. Al sur se observa la confluencia de los vientos Alisios de ambos
hemisferios en la llamada Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT), la cual se encuentra localizada
aproximadamente entre los 5°-10°N durante los meses de verano y se desplaza en latitud, ubicándose
aproximadamente entre los 0°-5°N durante los meses de invierno.
Sin embargo, durante los meses de invierno la alta presión de las Bermudas
cambia ligeramente de posición hacia el este; ubicándose aproximadamente entre los
35°-37°N y los 20°-25°W, situación que provoca la disminución de la influencia de los
vientos Alisios sobre la región del GoM (Figura 2.4 b). Este hecho en conjunto con la
21
presencia de un sistema de alta presión, ubicada aproximadamente entre los 37°40°N y los 110-115°W, permite la entrada de masas de aire frío continental;
provenientes de los Estados Unidos hacia el GoM, que da como resultado viento con
componente del noreste, así como nubosidad y descenso en las temperaturas.
Como resultado de la circulación atmosférica que se desarrolla sobre la región
del GoM, es importante mencionar las diversas masas de aire que suelen predominar
durante el transcurso de las estaciones del año y su desplazamiento.
Una masa de aire es un cuerpo de aire, dentro de la atmósfera global,
caracterizada por una gran extensión horizontal homogénea o uniforme. Las
principales propiedades que caracterizan esa uniformidad son la temperatura y el
contenido de vapor de agua o humedad y suelen ser clasificadas de acuerdo a su
lugar de origen (Cervantes, 2011; Figura 2.5).
Figura 2.5. Esquema de las trayectorias típicas de las masas de aire.
22
En la figura 2.5, se presenta un esquema de las principales masas de aire que
suelen desarrollarse en la región del Atlántico Norte. Durante los meses de verano, el
GoM puede verse afectado principalmente por la masa de aire tropical marítima
(masa cálida y húmeda) que es advectada por los vientos Alisios hacia el GoM. Sin
embargo, para los meses de invierno la masa de aire tropical marítima se ve limitada
a la región este del Golfo, debido al debilitamiento de los vientos Alisios, mientras
que, la masa de aire polar continental (masa seca y fría) tiende a dominar la región
trayendo consigo el descenso de las temperaturas y nubosidad (Ahrens y Samson,
2011, Figura 2.6).
Figura 2.6. Imagen de satélite que muestra la modificación de aire polar continental frío a medida que
avanza sobre el GoM y el Océano Atlántico. Conforme el aire continúa su viaje hacia el sur de México y
América Central, los fuertes vientos del norte acumulan humedad a lo largo de la costa norte de México que
se manifiesta a través de nubosidad. Por lo tanto, una masa de aire frío, seco y estable puede ser modificada
hasta tal punto que sus características originales ya no son discernibles (tomado y modificado de: Ahrens y
Samson, 2011).
La figura 2.6 muestra el proceso de la modificación de las masas de aire, que
sucede cuando éstas abandonan su región de origen. Este proceso sucede debido al
intercambio de calor y humedad entre la masa de aire y el suelo o la superficie del
23
mar (Barry y Chorley, 2003), que da como resultado la modificación de la estructura y
composición de las capas bajas de la atmósfera (Sizun, 2005). Finalmente, la mezcla
y la modificación que acompaña el movimiento de una masa de aire lejos de su
fuente de origen hace que la tasa de intercambio de energía con su entorno tienda a
disminuir, y los diversos fenómenos meteorológicos asociados tienden a disiparse.
Este proceso conduce a la pérdida de su identidad original, hasta que sus
características se combinan con las de las corrientes de aire de sus alrededores
(Barry y Chorley, 2003).
Sin embargo, las masas de aire con diferentes características de temperatura y
humedad, no se mezclan con otras de forma inmediata, ni intercambian sus
características en forma rápida, situación que da lugar a zonas de transición de
masas de aire llamadas zonas frontales. Según sea el movimiento relativo de las
masas de aire involucradas, pueden desarrollarse varios tipos de zonas frontales:
frentes fríos, frentes cálidos, frentes estacionarios y frentes ocluidos (Cervantes,
2011).
El frente frío es un frente a lo largo del cual el aire frío sustituye al aire cálido.
La dirección del movimiento es tal que la masa de aire frío avanza progresivamente
sobre la superficie que estaba cubierta por aire cálido y que resulta en la formación
de nubosidad importante. En contraste, el frente cálido es un frente a lo largo del cual
aire cálido sustituye al aire frío y por lo general se les asocia con la formación de
nubosidad baja (Cervantes, 2011).
Por
lo tanto,
el GoM puede
verse
afectado por diversos
fenómenos
meteorológicos: tormentas en los meses de invierno ocasionadas principalmente por
el paso de los frentes fríos que modifican a su vez el clima tropical de la región;
mientras que, durante los meses de verano se encuentra principalmente bajo la
influencia de los vientos Alisios, en donde predominan cielos claros y viento del
sureste con velocidades promedio de 5 a 7 m/s (Boyd et al., 1990). Sin embargo, en
esta época del año pueden presentarse vientos superiores a los 32 m/s (mayores a
117 km/h) como resultado del paso de un sistema ciclónico tropical (Palma et al.,
2012).
24
CAPÍTULO 3
OBTENCIÓN DE DATOS Y MÉTODOS
El análisis realizado en el presente trabajo tuvo dos etapas: la primera consistió
en identificar y dar seguimiento a los RCL bajo el uso de productos satelitales de
datos oceanográficos y la segunda etapa consistió en identificar y evaluar el rastro de
estos remolinos en la capa atmosférica adyacente al océano con el uso de los
productos de reanálisis. Cada uno de estos productos se describen a continuación.
3.1. Datos oceanográficos
La identificación de la posición de la CL y del desprendimiento de sus remolinos
se llevó a cabo mediante el análisis de los productos de alturas superficiales del mar
(SSH, por sus siglas en inglés) que se adquirieron en la página de AVISO
(http://www.aviso.oceanobs.com/en/) para el periodo 2000-2010. Estos productos
cuentan con una resolución espacial de 1/3 de grado tanto en latitud como en
longitud. Se obtuvieron para el área de estudio (de 15°N a 30°N y de 80°W a 98°W)
en mapas de topografía de dinámica absoluta (MADT, por sus siglas en inglés),
calculados a partir de observaciones provenientes de varios satélites de altimetría 2.
Los MADT representan la suma de la SSH y las alturas dinámicas medias, es
decir el nivel del mar con respecto al elipsoide de referencia o geoide. El geoide
representa la altura de la superficie del mar que existiría sin las perturbaciones y la
topografía dinámica ligada a la circulación de los océanos, es decir, para un océano
en reposo. La SSH es de gran utilidad para la detección y seguimiento de fenómenos
oceánicos debido a que tanto el flujo de las corrientes geostróficas, como los
remolinos oceánicos están relacionados con la elevación (o decrecimiento) del nivel
del mar, vía geostrofía.
2. Estos satélites miden la topografía de la superficie oceánica para obtener la velocidad y dirección de las corrientes,
entre otros fenómenos. Actualmente existen cuatro satélites de altimetría en funcionamiento: Jason 2, Saral, Cryosat-2 y
HY-2A. Sin embargo, datos obtenidos de los satélites como el Jason 1, ENVIASAT o TOPEX/Poseidon (que ya no están
activos) están incluidos dentro de los datos de altimetría que se utilizaron en el presente trabajo.
25
Figura 3.1. Imágenes de SSH (izquierda) y SST (derecha) para los meses de verano y de invierno.
26
Para determinar de forma cuantitativa la posición de la CL y las fechas de
liberación de los RCL, se utilizó la isolínea de la altura dinámica de 50cm, bajo el
criterio descrito por Leben (2005), la cual representa una aproximación del contorno
de mayor velocidad de la CL.
El uso de la SSH representa una ventaja sobre la SST, debido a que el rastro de
los remolinos en ésta última depende del gradiente de temperatura existente, lo que
le da menos precisión a la identificación de los límites concretos de la CL y de sus
remolinos asociados.
En la figura 3.1 se muestra la SSH (columna de imágenes de la izquierda) y la
SST (columna de imágenes de la derecha). En ella se observa que durante los meses
de invierno tanto en la SSH como en la SST, se puede identificar fácilmente la
presencia de la CL, la cual se encuentra extendida hacia la región norte-noreste del
GoM. En contraste, para los meses de verano no se observa un gradiente de
temperatura bien definido, es decir, existen gradientes de temperatura débiles en
toda la región del GoM, lo que dificulta la ubicación de la CL y de sus remolinos. Sin
embargo, las imágenes de SSH no solo muestran la presencia de la CL y sus
remolinos, sino que también la visualización de sus límites y su desplazamiento,
independientemente del mes o la estación del año.
Por lo tanto, tal como se discutió en la sección 2.2 y de acuerdo a lo observado
en la figura 3.1, queda claro que no existe un criterio preciso para identificar la
posición y liberación de RCL a partir de imágenes de SST, debido a que se encuentra
en función del gradiente de temperatura que a su vez depende de los cambios
estacionales; de esta forma, para este estudio se eligió la SSH, sin subestimar la gran
importancia de la SST para los diversos estudios atmosféricos y oceánicos.
3.2. Datos atmosféricos
Para analizar el posible impacto de los RCL en la región de la capa atmosférica
adyacente al océano se usaron los datos de Reanálisis Regional de América del Norte
(NARR, por sus siglas en inglés; Mesinger et al., 2006); generados y distribuidos por el
Centro Nacional de Predicción Ambiental (NCEP, por sus siglas en inglés), éstos fueron
obtenidos para el mismo periodo de tiempo que los datos oceanográficos de AVISO
27
(2000-2010), que cuentan con una resolución espacial de aproximadamente 32 km
en latitud y longitud.
Los
datos
NARR
son
utilizados
para
el
análisis
de
fenómenos
hidrometeorológicos debido a que sus estimaciones son muy cercanas a las
observaciones reales. Este reanálisis cuenta con asimilación de datos de variables
como:
precipitación,
presión
en
superficie,
temperatura,
observaciones
de
radiosondas, así como de boyas en alta mar (Shafran et al., 2006). En la figura 3.2 se
observa la distribución de las observaciones que se tomaron en cuenta durante el
proceso de asimilación de datos en el NARR para el 1 de enero de 1988. Los
productos NARR cuentan con cobertura temporal desde el 1 de enero de 1979 en
adelante con salidas cada 3 horas, así como promedios diarios y mensuales.
Figura 3.2. Distribución de radiosondeos, estaciones en superficie, buques y boyas asimilados en el NARR
para el 1 de enero de 1988, tomado de Shafran et al., 2006.
Las variables de NARR que fueron seleccionadas para llevar a cabo el análisis
de la capa atmosférica adyacente al océano fueron: promedios diarios de Flujo de
Calor Latente en superficie (FCL), Temperatura Superficial del Aire (TSA), Radiación de
Onda Larga Saliente (ROL), Velocidad del Viento en superficie y Presión Reducida al
Nivel Medio del Mar (PNMM).
28
A partir del análisis de estas variables atmosféricas se pretende determinar la
transferencia de calor que existe entre la interfaz de la superficie del mar y la
atmósfera adyacente a ésta, ya que el seguimiento de la transferencia de calor entre
el océano y la atmósfera es de crucial importancia para la comprensión de un sistema
climático tanto local como global. La transferencia de calor tiene cuatro componentes
principales: radiación de onda corta (ROC), radiación de onda larga (ROL), flujo de
calor latente (FCL) y flujo de calor sensible (FCS). En general, la radiación de onda
corta y de flujo de calor latente son las componentes principales de la transferencia
de calor (Kubota et al., 2003); sin embargo, dado que la radiación de onda corta
depende básicamente de la insolación, su distribución es principalmente meridional y
la variación en el tiempo es anual, mientras que el FCL desempeña un papel
importante en la distribución de la energía local y global, además juega un papel
importante en la variabilidad del ciclo hidrológico como la fuente de energía
atmosférica que se da durante el proceso de la evaporación en superficie (Ahrens y
Samson, 2011).
Por otra parte, la acción del viento sobre la superficie oceánica puede conducir
a cambios en la variabilidad del FCL, tal como Tokinaga et al. (2006), Messager et al.
(2012), Dirks et al. (1988) han documentado para otras regiones oceánicas. Por lo
tanto el análisis del viento en superficie, tendrá como principal objetivo evaluar su
posible impacto en la variabilidad del FCL sobre la región. Finalmente, la ROL será
estudiada para estimar de manera indirecta la distribución de la nubosidad en la zona
de estudio.
3.3. Selección de los RCL y observaciones en la atmósfera
La primera etapa del análisis consistió en identificar las fechas en que los RCL
fueron liberados, así como las fechas en que éstos se disiparon, en base al uso de la
isolínea de 50 cm (Leben, 2005)
Posteriormente, se seleccionaron visualmente cinco remolinos mayores a 200
km de diámetro (aproximadamente 2° de diámetro) con un tiempo de vida mayor a 9
meses, durante su propagación (ver trayectorias en la sección de anexos) . Además,
otro factor que se tomó en cuenta durante la selección de los RCL fue que parte de la
29
propagación se diera durante los meses de invierno, debido a los factores expuestos
en la sección 2.2 y 2.3. En la tabla 1 se muestran las fechas de los RCL seleccionados
para el estudio.
Tabla 1. Fechas de liberación y dispersión de los RCL seleccionados.
RCL seleccionado.
Fecha de liberación, Ti.
Fecha de dispersión, Tf.
RCL1.
28 de Marzo de 2001.
03 de Enero de 2002.
RCL2.
24 de Febrero de 2002.
11 de Febrero de 2003.
RCL3.
23 de Agosto de 2004.
08 de Mayo de 2005.
RCL4.
20 de Septiembre de 2006.
13 de Diciembre de 2007.
RCL5.
25 Agosto de 2009.
01 Septiembre de 2010.
Una vez que se seleccionaron los 5 RCL, se dio paso a la segunda etapa del
estudio, que consistió en analizar el posible impacto de los remolinos en la parte
atmosférica. Para ello se hizo la extracción de los datos NARR para el mismo periodo
en el que los remolinos se propagaron.
Figura 3.3. Imágenes de SSH contra la TSA, FCL y ROL para el día 7 de marzo de 2002.
30
Con el objetivo de facilitar la visualización de la respuesta atmosférica, se
hicieron gráficas comparativas de SSH contra las variables atmosféricas de interés
para las mismas fechas (Figura 3.3).
Posteriormente, se realizaron diagramas de Hovmöller para aquellos eventos
donde los RCL se propagaron longitudinalmente durante los meses de inviernoprimavera y cuya duración fue mayor a los 12 meses (RCL4 y RCL5; ver Tabla 2). En
estos diagramas se grafica a la variable seleccionada en función de la longitud y el
tiempo, y fueron aplicados en el presente estudio para encontrar algún indicio de
propagación, al seguir el movimiento del RCL, en la atmósfera adyacente a éstos.
Tabla 2. Cuadro cronológico en el que los cinco eventos seleccionados estuvieron activos.
Los diagramas de Hovmöller fueron elaborados como se describen a
continuación:
1) Se digitalizó la trayectoria (en latitud y longitud) del RCL desde el momento
de su liberación (Ti) hasta el de su dispersión (Tf; Figura 3.4a). Sin embargo, dado que
la propagación de algunos RCL describieron giros anticiclónicos en su trayectoria
(como en el caso de RCL5; Figura 3.4a), y que los diagramas Hovmöller constan de
una descripción principalmente longitudinal, fue necesario redefinir la trayectoria de
los remolinos para evitar cortes en los diagramas (Figura 3.4b). De ésta forma,
31
cuando un RCL presentó en su trayectoria un giro anticiclónico, se dejó de dar
seguimiento a su trayectoria y se capturó una misma posición en un punto
determinado, hasta que el RCL continuara con su desplazamiento longitudinal.
2) Posteriormente se interpoló la SSH a cada punto, en latitud y longitud, de la
trayectoria descrita por el RCL; se hizo uso de una interpolación ponderada por la
distancia, que tomó en cuenta los cuatro puntos más cercanos a cada punto de la
trayectoria del RCL.
3) Se hizo uso del filtro media móvil, también conocido como ventana
corrediza, aplicado para 15 días en la TSA y de 10 días para el FCL, con el objetivo de
suavizar las fluctuaciones turbulentas de alta frecuencia que implican dichas
variables.
4) Posteriormente se interpolaron las variables atmosféricas a cada punto de la
trayectoria descrita por el RCL, tal como se hizo para la SSH.
Figura 3.4. Trayectoria original descrita por el RCL5 (a) desde el 25 Agosto de 2009 (Ti) hasta 01 Septiembre
de 2010 (Tf). A la izquierda (b) se muestra la trayectoria redefinida en donde ya no se observan giros
anticiclónicos.
32
CAPÍTULO 4
RESULTADOS
4.1. Observaciones de la Temperatura Superficial del Aire
La figura 4.1 muestra la secuencia de imágenes comparativas de SSH contra la
TSA correspondientes al desprendimiento del RCL1 que se dio durante los meses de
invierno de 2001. En ellas se observa que para los meses de febrero y marzo existe la
presencia de un gradiente térmico fuerte que se extiende justamente por encima de
la CL, donde se nota la presencia de aire relativamente más cálido, con núcleos de
aproximadamente 26°C.
A medida que la CL se extiende hacia el norte-noroeste de la cuenca del GoM y
se observa la liberación y propagación del RCL1, para los meses de marzo y abril de
2001, el núcleo de la TSA que se encuentra justamente sobre la CL, tiende a
expandirse también hacia el noroeste de la cuenca, sobre el RCL1 liberado. Sin
embargo, para el mes de mayo la zona cercana a costas mexicanas comienzan a
registrar el aumento progresivo en la TSA como respuesta al calentamiento local y a
la influencia de masas de aire de origen marítimo tropical que son advectadas desde
la región del Caribe hacia el Golfo, tal como se observa en la Bahía de Campeche; en
donde se nota el desarrollo de gradientes térmicos fuertes desde la primavera hasta
inicios del verano de 2001. Para el mes de junio de 2001, el RCL1 se encuentra en la
región centro y oeste del GoM; sin embargo, la TSA se torna más uniforme para este
mes, lo que trae consigo la disminución de los gradientes térmicos y el
desvanecimiento de la huella del RCL1 y la CL, tal como se mencionó que ocurría con
la SST (ver figura 3.1).
En la figura 4.2 correspondiente al segundo evento seleccionado se observan
características muy similares: durante los meses de invierno, la TSA presenta un
gradiente fuerte con núcleos de aire cálido que se extiende desde la región este
hasta el centro del GoM, justamente sobre la extensión de la CL. Para el mes de enero
de 2002, se puede observar cómo la TSA se comporta de manera muy similar a la
extensión de la CL, notándose la presencia de un núcleo de aire cálido de ~25°C
aproximadamente entre los 24°-25°N y los 86°-88°W, justamente sobre la zona de la
CL.
33
Figura 4.1. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra TSA (derecha) durante el primer evento del RCL seleccionado. La isolínea de 50cm
indica el contorno de mayor velocidad de la CL y sus remolinos asociados.
Figura 4.2. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra TSA (derecha) para el segundo evento del RCL seleccionado. Para este caso, dado a que
se dio la liberación simultánea de dos remolinos anticiclónicos de la CL, ambos son tomados como un mismo evento.
Al examinar la distribución de la TSA para los meses de febrero y marzo de
2002, en donde la liberación de dos remolinos 3 ya se ha dado, se puede observar un
gradiente intenso de aire cálido que se extiende desde la región del RCL2 hasta la CL.
Esto sugiere que, a medida que el RCL2 se propaga sobre el este y centro del GoM, su
paso da como resultado una estela de aguas cálidas que se ve reflejada en la SST
(Figura 3.1) y que repercute en el campo de la TSA, elongándose de manera similar a
una lengua de aire cálido. Esta configuración de aire cálido que se extiende al seguir
la trayectoria de los RCL, es un indicio de la respuesta atmosférica al gradiente de la
temperatura en el océano, creado entre el RCL, la CL y sus alrededores.
Posteriormente, para finales de los meses de la primavera (abril y mayo de
2002), el gradiente de aire cálido, que hasta el momento había seguido
estrechamente al desplazamiento del RCL2, se debilita considerablemente, a la vez
que se ve sujeto al calentamiento local que se desarrolla sobre la Bahía de
Campeche. Finalmente, para inicios de junio de 2002 dicho gradiente desaparece
debido al calentamiento de las aguas superficiales que se desarrollan dentro del GoM,
que a su vez es causado por el aumento de la radiación solar (radiación incidente de
onda corta) que se da de forma estacional (Wells, 2012).
Al analizar la TSA para los meses de noviembre y diciembre de 2004, en el
tercer evento seleccionado (Figura 4.3), se puede observar la presencia de tres
núcleos importantes de temperatura, el primero localizado justamente sobre la CL
con una temperatura de ~29°C, el segundo ubicado sobre el RCL con una
temperatura de ~27°C y finalmente el tercer núcleo de aire cálido localizado sobre la
Bahía de Campeche con una temperatura de ~27°C; a medida que transcurre el mes
de diciembre estos núcleos disminuyen su temperatura alrededor de 4°C sin que su
huella logre dispersarse.
Conforme el RCL3 se traslada por el centro del Golfo, para los meses de enero y
febrero de 2005, el remolino es elongado y finalmente bifurcado o divido en dos
remolinos anticiclónicos. Al analizar la TSA para estos mismos meses, se observan
dos núcleos de aire cálido situados en el centro del Golfo y sobre la Bahía de
Campeche, respectivamente. Sin embargo solo uno de estos dos núcleos de aire
3
Dado que es muy común observar, que cuando los RCL se desplazan se ven divididos (debido a la interacción que
tienen con sus alrededores tales como la topografía o remolinos ciclónicos; Oey et al., 2005), éstos son considerados
como un mismo evento para el presente estudio.
36
Figura 4.3. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra TSA (derecha) para el tercer evento seleccionado. Para este caso, a pesar de que se da
la liberación de un RCL, conforme éste se propaga se ve bifurcado en dos remolinos anticiclónicos de la CL, sin embargo ambos son tomados como
un mismo evento.
cálido (el que se localiza en el centro del Golfo) se encuentra en fase con uno de los
RCL, mientras que el otro núcleo se encuentra más hacia el sur, cerca de la costa,
probablemente como resultado de la influencia que genera la advección de masas de
aire, en este caso marítimo tropical (Ahrens y Samson, 2011); sin embargo, este
núcleo también podría relacionarse con el calentamiento local de esta zona, así como
a la circulación y transporte de masas de agua como resultado de la convergencia de
corrientes superficiales hacia alta mar que se generan en esta región (Zavala et al.,
2003) y es totalmente independiente de la dinámica del RCL. Finalmente, para los
meses de marzo-junio de 2005, los remolinos tienden a disminuir su diámetro y
posteriormente se disipan.
En los eventos 4 y 5, figuras 4.4 y 4.5 respectivamente, se observan
características atmosféricas muy similares. Conforme culminan los meses del otoño
(noviembre de 2006), en el cuarto evento, es posible observar cómo la TSA que se
localiza sobre el RCL4 se encuentra aún sujeta a la influencia térmica que se genera
en la Bahía de Campeche y zonas costeras. No es sino hasta los meses de diciembre
y enero cuando esta influencia deja de observarse en la TSA, a causa de la incursión
de los frentes fríos (Gallegos et al., 2004) que originan el enfriamiento de las capas
bajas de la atmósfera. Lo que permite que el RCL manifieste su influencia a través de
un núcleo de aire cálido localizado aproximadamente entre los 23°-25°N y 92°-94°W
justamente sobre la extensión del RCL4. Mientras que en el quinto evento
seleccionado, en los meses de diciembre 2009 y enero 2010, se puede ver
claramente un núcleo de aire cálido sobre el RCL5.
El impacto atmosférico generado durante la propagación del RCL4 y RCL5
puede observarse de forma más clara en los diagramas de Hovmöller que se
presentan en las figuras 4.6 y 4.7.
La figura 4.6a muestra un diagrama longitud-tiempo elaborado con el objetivo
de observar la propagación longitudinal del RCL4 para el periodo comprendido entre
el 01 de diciembre de 2006 y 01 de junio de 2007. En él se puede notar que a medida
que transcurre el tiempo, la señal de máxima SSH que representa al RCL4 se
desplaza hacia el oeste del GoM. También se observa como su área disminuye
considerablemente conforme éste se desplaza.
38
Figura 4.4. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra TSA (derecha) para el cuarto evento seleccionado.
Figura 4.5. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra TSA (derecha) para el quinto evento seleccionado.
Figura 4.6. Diagrama Hovmöller de la SSH (a) y TSA (b) para el periodo de tiempo comprendido entre el 01 de
diciembre de 2006 y 01 junio de 2007. En la SSH la línea delgada de color negro representa el contorno de
máxima velocidad de 50cm del RCL. Para ambas figuras, la línea gruesa de color negro en diagonal
representa la dirección en el que el RCL4 se propagó.
Para el mes de abril de 2007 no se observa propagación alguna del remolino,
esto es debido a que durante este mes el desplazamiento del RCL4 dio un giro
anticiclónico comprendido aproximadamente entre 94°W y 96°W (Figura 3.4) y que
posteriormente continuó con su movimiento longitudinal durante mayo de 2007.
La influencia del RCL4 en la atmósfera, se puede observar en la TSA (Figura
4.6b) como un núcleo de aire cálido que se propaga en la misma dirección descrita
por el remolino (marcada con una línea diagonal); cabe mencionar que la señal
atmosférica de los RCL no se observa de forma constante como en el océano, sino
como un núcleo de mayor temperatura que se detecta de forma discontinua a lo
largo de la trayectoria del remolino oceánico. Los primeros indicios del impacto del
RCL4 en la TSA comienzan a ser visibles desde mediados del mes de diciembre de
2006, donde se observa un núcleo de aire cálido de ~24.5°C que sobresale, con
respecto a sus alrededores, aproximadamente entre los 92°W y 93°W, es decir, sobre
la región del RCL4. Posteriormente durante los meses de febrero-marzo de 2007 se
observa nuevamente el núcleo de aire cálido (de aproximadamente 24°C) que se
41
propaga entre los 93°W y 95°W.
Durante el periodo en que el RCL4 dio un giro anticiclónico (abril de 2007, entre
los 94°W y 96°W), la SSH no mostró propagación alguna del RCL. Sin embargo, en la
TSA se puede observar la presencia de un núcleo de aire cálido de ~25.5°C,
justamente sobre esta región de giro. El impacto atmosférico culmina con la
homogeneización de la TSA para los meses de mayo y junio.
Figura 4.7. Diagrama Hovmöller de SSH (a) y TSA (b) para el periodo de tiempo comprendido entre el 01 de
diciembre de 2009 y el 01 junio de 2010. En la SSH la línea delgada de color negro representa el contorno de
máxima velocidad de 50cm del RCL. Para ambas figuras, la línea gruesa de color negro en diagonal indica la
dirección de propagación del RCL5.
Para el quinto evento seleccionado, correspondiente al RCL5 (Figura 4.7), se
puede observar un comportamiento similar al descrito en el RCL4. Al analizar la SSH
se puede ver la propagación longitudinal del remolino entre el 01 de diciembre de
2009 y el 01 de junio de 2010 (Figura 4.7a); esta propagación (marcada con una línea
diagonal) genera una señal en la TSA que sobresale como un núcleo de aire
relativamente más cálido que se propaga en la misma dirección del RCL5 (Figura
4.7b).
Al estudiar ambas imágenes se observa que la señal oceánica del RCL5 (Figura
4.7a) comienza a ser detectada en el campo de la TSA desde el mes de enero de
42
2010, como un núcleo de aire cálido de 24°C, localizado aproximadamente entre los
92°W y 94°W (Figura 4.7b). Conforme los meses de invierno transcurren, la TSA de la
región disminuye gradualmente, sin embargo, se mantiene la señal de núcleos de
aire cálido de aproximadamente 22.5°C sobre la región de propagación del RCL5,
donde se nota el desarrollo de núcleos de aire cálido que siguen al movimiento del
remolino hasta finales del mes de abril de 2010, cuando la TSA comienza tornarse
homogénea sobre toda la región.
En general, la señal de la CL y sus remolinos anticiclónicos en la atmósfera
adyacente es muy clara para los meses de invierno y primavera. Sin embargo, es
importante mencionar que las observaciones descritas en la TSA sobre el GoM no
forman parte de las condiciones promedio del sistema atmosférico de la región, ya
que los gradientes fuertes observados sobre los RCL y la CL fueron generados por los
remolinos a medida que éstos se propagaron sobre la región del Golfo durante los
meses de invierno y primavera. Otro factor importante de mencionar es que la
respuesta atmosférica a los RCL es más intensa durante su liberación y disminuye a
medida que el RCL se traslada hacia la región oeste del GoM; debido a la reducción
de sus radios y la pérdida de masa (Zavala, 1998) causada por su interacción con la
topografía de la plataforma continental (Hamilton et al., 1999; Douglas et al., 2005,
Figura 2.2).
Las observaciones hechas en el presente estudio para la TSA fueron similares a
las observaciones realizadas por Vukovich (2007) con respecto a la temperatura del
océano, quien explicó que los RCL suelen verse reflejados a través de gradientes
fuertes en la SST justamente cuando estos eran liberados de la CL y que cuentan con
un diámetro mayor a los 200 km (aproximadamente 2°). Diámetros menores a los
200 km difícilmente podrían ser detectados a través del análisis de la SST.
Finalmente se presenta un esquema (Figura 4.8) en donde se resumen las
observaciones que se hicieron en la TSA durante los eventos seleccionados:
1. La CL, ubicada sobre la región este del GoM, se extiende en dirección hacia
el norte del Golfo. En la atmósfera adyacente, el campo de la TSA sugiere el
desarrollo de un gradiente intenso de temperatura que se extiende justamente desde
la región del Caribe hasta la CL (Figura 4.8 A)
43
Figura 4.8. Esquema ilustrativo del desprendimiento y propagación de un RCL (contorno con flecha) sobre el
GoM y la respuesta atmosférica observada en la TSA (color amarillo, representa aire más cálido; color azul,
representa aire relativamente frío).
44
2. Una vez que se ha dado la liberación de un RCL, el gradiente intenso de aire
cálido se irá elongando en la medida que éste se propague hacia la región oeste de la
cuenca (Figura 4.8 B,C), siguiendo así el movimiento del RCL. Eventualmente en
algunos casos y dependiendo del diámetro del RCL se podrá notar la existencia de
núcleos de aire cálido bien definidos sobre del remolino anticiclónico, tal como se
observó en el cuarto y quinto evento.
3. A medida que el RCL llega a la plataforma continental e interactúa con ella,
el remolino pierde masa y su diámetro disminuye considerablemente, por lo que no
puede ser detectado ni en el campo de la SST ni en el de TSA, tal como se observó en
la figura 3.1 y en los análisis hechos para la TSA (Figura 4.8D).
4. Finalmente, al iniciar los meses de verano tanto la SST como la TSA se van
tornando uniformes causando el debilitamiento y desvanecimiento del gradiente de
temperatura superficial (Figura 4.8 E, F). El impacto atmosférico causado por los RCL
se desvanece.
45
4.2. Observaciones del Flujo de Calor Latente
Durante el análisis del FCL, se observó un comportamiento estacional en el
flujo de energía del océano hacia la atmósfera con una intensa transferencia de calor
(con valores mucho menores a cero) para los meses de invierno y un flujo débil para
los meses de verano (valores menores o iguales a cero), tal como Zavala et al.,
(1997) expusieron de manera general para el GoM. Esto se debe en gran parte a que
durante los meses de invierno y primavera la TSA es menor que la SST, como
consecuencia del desplazamiento de las masas de aire frío y seco provenientes del
norte, sobre las masas de agua cálidas que se encuentran en el GoM (Curry y
Webster, 1999), mientras que durante los meses de verano y otoño los flujos intensos
de energía se deben principalmente al paso de los ciclones tropicales.
La figura 4.9 muestra la secuencia de imágenes comparativas de SSH contra el
FCL correspondientes al desprendimiento del RCL1. En donde se observa que el
campo del FCL es muy variable, con algunos días, como el 20 de marzo y el 19 de
abril del 2001, en donde el FCL se intensifica considerablemente; con la presencia de
gradientes intensos que se extienden sobre un área mayor al de la CL, con núcleos de
~-500W/m. Mientras que para los días 05-19 de febrero y 09-23 de marzo de 2001 el
FCL sobre la CL y su remolino asociado es de menor intensidad, de ~-300W/m.
También se puede observar que a medida que se propaga el RCL1 hacia la
centro del GoM, durante el mes mayo de 2001, la intensidad de los gradientes de FCL
tienden a disminuir. Finalmente para inicios del verano el impacto atmosférico
ocasionado por el RCL1 visto a través del FCL disminuye significativamente.
La figura 4.10, correspondiente al RCL2, muestra características similares a las
descritas en el RCL1; nuevamente se observa la presencia de núcleos de FCL que
varían de intensidad de un día a otro sobre la CL y su remolino asociado. Por ejemplo,
para los días 15 de enero, 25 de febrero, 07 de marzo y 07 de abril de 2002, el FCL
sobre la CL y el RCL2 es de ~-250W/m; mientras que, para los días 18-25 de febrero
y 01 de marzo de 2002, la transferencia de energía del océano hacia la atmósfera se
intensifica sobre la CL y el RCL2, con la presencia de núcleos fuertes de FCL de
aproximadamente -400W/m.
46
Figura 4.9. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra FCL (derecha) para el primer evento seleccionado. En la SSH, la isolínea de 50cm indica
el contorno de mayor velocidad de la CL y sus remolinos asociados. Para el FCL, los valores negativos indican flujo hacia arriba desde la superficie
(sumidero de energía).
Figura 4.10. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra FCL (derecha) para el segundo evento seleccionado.
Figura 4.11. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra FCL (derecha) para el tercer evento seleccionado.
Por lo tanto, a medida que se da la liberación y propagación del RCL2 para los
meses de invierno y primavera, se registran transferencias de energía del océano
hacia la atmósfera, con fluctuaciones que van de los -300W/m hasta -500W/m sobre
las regiones de la CL y el RCL2, sin embargo, dicho impacto disminuye
considerablemente conforme los meses de la primavera culminan.
En el tercer evento (Figura 4.11) de manera general se observa que en los
meses noviembre y diciembre de 2004 el FCL tiende a mostrar la presencia de tres
zonas de fuertes transferencias de energía hacia la atmósfera: la primera ubicada
aproximadamente entre los 24°-26°N y 91°-93°W, es decir, sobre el RCL3, la segunda
sobre
la
CL,
que
en
ocasiones
es
más
intensa
y
la
tercera
localizada
aproximadamente sobre la Bahía de Campeche; similar a las observaciones
realizadas para la TSA, en donde se identificaron y discutieron la presencia de tres
núcleos de aire cálido ubicados precisamente sobre la CL, el RCL3 y la Bahía de
Campeche, es decir, sobre las regiones más cálidas del GoM.
A medida que el RCL3 se propaga sobre la porción centro y oeste del GoM,
durante los meses de enero, febrero y marzo de 2005, el flujo de energía disminuye
significativamente a la vez que el remolino disminuye su diámetro, sin embargo,
conforme los meses de verano comienzan este impacto disminuye
Las figuras 4.12 y 4.13 muestran características muy interesantes en el
comportamiento del FCL. Conforme los RCL4 y RCL5 se desplazan sobre el GoM. En
los meses de noviembre y diciembre de 2006, se puede observar la presencia de
fuertes núcleos puntuales de FCL que se desarrollan y se extienden sobre el RCL4 y
sobre la CL. A medida que el RCL4 se desplaza sobre la región oeste del GoM, durante
los meses de enero, febrero y parte de marzo de 2007, se puede observar la
existencia de núcleos negativos de FCL en esta misma región. Mientras que para el
RCL5, la presencia de estos núcleos de FCL en la parte occidental del Golfo son
apreciables durante los meses de enero y febrero de 2010. Posteriormente, en ambos
casos el impacto atmosférico generado durante el desplazamiento de los RCL
desaparece conforme los meses de verano inician.
A continuación se puede observar el impacto atmosférico generado por el RCL4
(Fig. 4.14 ) y el RCL5 (Fig 4.15) a través de los diagramas de Hovmöller.
50
Figura 4.12. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra FCL (derecha) para el cuarto evento seleccionado.
Figura 4.13. Imágenes instantáneas de SSH (izquierda) contra FCL (derecha) para el quinto evento seleccionado.
Figura 4.14. Diagrama tiempo-longitud de SSH (a) y FCL (b) para el periodo de tiempo comprendido entre el
01 de diciembre de 2006 y 01 junio de 2007. En la SSH la línea delgada de color negro representa el contorno
de 50cm del RCL. Para ambas figuras, la línea gruesa de color negro en diagonal representa la dirección en el
que el RCL4 se propagó.
En la figura 4.14a se puede observar la propagación longitudinal del RCL4 entre
el 01 de diciembre de 2006 y el 01 de junio de 2007, cuya influencia es observada en
el FCL (Figura 4.14b) como núcleos intensos que se extienden y se desplazan a lo
largo de la línea de propagación RCL4. Dicho impacto comienza a ser visible desde
finales de enero de 2007 con la existencia de núcleos de transferencia de calor de
-250W/m y se prolonga hasta marzo de 2007; llegando a ser más intenso para el
mes de febrero con la presencia de núcleos de ~-300W/m, aproximadamente entre
los 92°W y los 94°W. Sin embargo, el impacto atmosférico generado por el RCL4 se
desvanece conforme los meses de la primavera transcurren.
En la figura 4.15, correspondiente a la propagación del RCL5, se observa una
gran transferencia de calor latente del océano hacia la atmósfera (valores negativos)
principalmente durante los meses de invierno y primavera, en donde a pesar de
observarse una variabilidad fuerte en toda la región, se pueden notar a lo largo de la
linea de propagación, núcleos que cambian de intensidad, pero que se mueven en
longitud conforme avanza el tiempo, siguiendo a la linea de propagación y siendo
53
mas evidentes, en este caso, para los meses de enero, febrero y marzo de 2010.
Figura 4.15. Diagrama tiempo-longitud de SSH (a) y FCL (b) para el periodo de tiempo comprendido entre el
01 de diciembre de 2009 y 01 junio de 2010. En la SSH la línea delgada de color negro representa el contorno
de 50cm del RCL. Para ambas figuras, la línea gruesa de color negro en diagonal representa la dirección en el
que el RCL5 se propagó.
Estudios relacionados con la transferencia de energía hacia la atmósfera han
sido desarrollados para diversas zonas, cuyos valores han sido puntualmente
mayores principalmente en las regiones en donde se extienden las Corrientes de
Frontera Oeste, tales como la Corriente del Golfo y la de Kuroshio (Chou et al., 2004;
Wu et al., 2008; Grodsky et al., 2009). Esto es debido a que durante los meses de
invierno, los frecuentes desplazamientos de masas de aire polar que se dan sobre
estas regiones oceánicas cálidas establecen las condiciones favorables para la
liberación de fuertes flujos de calor (Agee y Howley, 1977) a causa de las diferencias
de temperatura y humedad entre el océano y la atmósfera, dos de los principales
factores que participan en los procesos dinámicos de liberación de flujos turbulentos
(Wu et al., 2008; Figura 4.16 A).
Además, la acción de los vientos sobre la superficie del océano, es otro factor
importante que repercute en la liberación del FCL hacia la atmósfera (Wu et al.,
2008). Por ejemplo, Konda et al. (2010) discutieron que tanto la dirección como la
54
intensidad del viento en superficie jugaron un papel importante en la liberación del
FCL sobre la región de la Corriente de Frontera Oeste de Kuroshio; ellos encontraron
que el viento proveniente del norte (con características polares) causaba los mayores
flujos de calor latente hacia la atmósfera debido a las grandes diferencias de
temperatura y humedad que se desarrollaron en la región durante el paso de los
frentes fríos.
Moisan y Niiler (1998), estimaron el FCL (QL) para el Océano Pacífico Norte, a
través de datos de observaciones oceánicas y atmosféricas a partir de la fórmula que
se presenta a continuación:
QL =ρ•L• Ce (w▼q);
(1)
donde ρ=densidad del aire, L=calor latente de evaporación por unidad de masa, Ce=
coeficiente de transferencia de calor latente, w=media mensual de la velocidad del
viento en superficie y ▼q= qA-qS =humedad del aire menos la humedad de
saturación en superficie.
Analizar esta ecuación puede ayudar a comprender algunos de los procesos
dinámicos que conducen a la liberación del FCL; supongamos que ρ•L•Ce varía muy
poco en el tiempo, de manera que podría considerarse un valor constante (K),
entonces el valor de QL estará en función de las variaciones de humedad y velocidad
media del viento en superficie, tal como se discutió previamente. Por lo tanto, para
los eventos en donde una masa de aire polar continental se desliza sobre una masa
de agua cálida (e.g. la CL y sus remolinos asociados, Figura 4.16 A), el FCL (QL) será
intenso principalmente a causa de las grandes diferencias de humedad entre la masa
de aire polar continental (seca) y la masa de agua cálida (humedad de saturación).
Otro factor que debe ser considerado son los vientos fuertes del norte que se generan
durante el desplazamiento de las masas de aire frío en el GoM. De tal manera que
para los meses de invierno se tendrían las siguientes condiciones:
QL = K(w▼q) <<0; si w>0 y ▼q<<0 (Figura 4.16 A).
Sin embargo, el FCL no es el único que es liberado hacia la atmósfera durante
los meses de invierno. El Flujo de Calor Sensible (FCS) es otra de las variables
atmosféricas que toman importancia durante los meses de invierno (esta variable no
se discute en el presente estudio, debido a las razones expuestas en la sección 3.2).
55
Figura 4.16. Esquema ilustrativo del FCL ( QL) sobre el GoM liberado hacia la atmósfera adyacente, para A)
los meses de invierno y B) meses de verano. ▼ T=(TA-TS) y ▼ q=(qA-qS) representan las diferencias de
temperatura y humedad que se da en la interfaz océano-atmósfera. El símbolo ~ representa una aproximación a
cero.
La transferencia FCS se da debido a las diferencias de temperatura entre la
interfaz océano-atmósfera y puede ser descrita a través de la siguiente ecuación:
56
QS= ρ•Cp•Ch (w ▼T );
(2)
donde ρ=densidad del aire, Cp=calor específico del aire a presión constante,
Ch=coeficiente de transferencia de calor sensible, w=viento en superficie y ▼T=TATS=diferencia de temperatura entre el aire y océano.
Curry y Webster (1999) discutieron de manera general que aunque las
temperaturas de la superficie del mar son cálidas en los océanos tropicales, existe
poco flujo de calor sensible, esto debido a que los valores de ▼T son pequeños y las
velocidades del viento son generalmente bajas. Ellos encontraron que los mayores
valores de FCS en superficie, se observan a lo largo de las Corrientes de Frontera
Oeste durante el invierno debido a que ▼T se intensifica.
Las condiciones descritas para el FCL y FCS se ven debilitadas durante los
meses de verano, cuando las masas de aire marítimo tropical son advectadas hacia la
región del GoM debido a la acción de los vientos Alisios, que da como resultado que
▼T y ▼q∼0 (Figura 4.16 B) y que el impacto atmosférico generado por los RCL se
pierda.
En resumen, se observaron núcleos de FCL sobre la CL y sus remolinos
asociados (valores negativos menores a los -350W/m) sobre los RCL durante los
meses de invierno y primavera. Sin embargo, las observaciones más interesantes se
dieron para el cuarto y quinto evento, en donde se encontró una transferencia de
energía importante en la región occidental del GoM. Esto es relevante, ya que
significa que los RCL no solo transportan y dispersan masas de agua con diferente
temperatura y salinidad a otras zonas del GoM (Garcon et al., 2001), sino que
también transportan y liberan flujos de energía al sistema atmosférico a medida que
se propagan lejos de sus zonas de origen o de liberación.
A continuación, se analizará en la siguiente sección el papel del el viento en
superficie sobre las variaciones en la intensidad del FCL sobre la región de la CL y sus
remolinos asociados.
57
4.3. Observaciones y análisis del Viento en superficie
Como se pudo observar en la sección anterior, el FCL sobre las regiones de los
RCL y de la CL varía de un día a otro, sin embargo aún no se ha discutido las
condiciones atmosféricas de la región bajo las cuales el FCL es liberado de manera
puntual sobre estas zonas. También se discutió que el viento en superficie jugaba un
papel importante en el proceso de evaporación y por ende en la liberación FCL hacia
la atmósfera. Se encontró que justamente sobre las regiones más cálidas del GoM
(CL, RCL y Bahía de Campeche) el FCL era mayor durante los meses de invierno y
primavera. Por lo que en esta sección, dedicada al análisis del viento en superficie, se
tendrá como objetivo principal describir bajo qué condiciones el FCL tiende a ser más
o menos intenso para estos meses.
La figura 4.17 muestra la SSH, el FCL y el viento en superficie sobrepuesto a
contornos de presión al nivel medio del mar (PNMM) para el primer evento
seleccionado. Se observa que para el día 20 de abril se encuentra un sistema de alta
presión (de ~1028hPa) sobre la porción noreste del GoM, cuyo gradiente genera
vientos del este y este-sureste con una magnitud aproximada de 8m/s; en el FCL se
observa un gradiente fuerte que se extiende desde la CL hasta el RCL1, con un núcleo
de máxima transferencia de energía de ~-370W/m sobre la CL. Posteriormente, para
el día 23 de abril este sistema de alta presión cambia ligeramente de posición y se
debilita, cuyo gradiente genera vientos del este sobre la región de la CL y el RCL1, sin
embargo para este día el FCL sobre estas zonas no fue tan intenso (de
aproximadamente -200W/m).
No obstante, para el día 26 de abril, un nuevo sistema de alta presión (de
~1023hPa), localizado en la parte noroeste del área de estudio, ejerce su influencia
sobre el GoM, cuyo gradiente de presión genera vientos del noreste de ~10m/s. Para
este día se observa el aumento significativo del FCL hacia la atmósfera (negativo)
sobre toda la región del Golfo, así como el desarrollo de un núcleo de transferencia de
energía intenso de ~-370W/m localizado aproximadamente entre los 27°-30°N y 86°92°W, fuera de la región de influencia de la CL.
58
Figura 4.17. SSH, FCL, PNMM y Viento en Superficie de los días 20 de abril al 02 de mayo de 2001.
A medida que la alta presión se desplaza hacia la porción noreste del GoM y se
debilita, el viento en superficie cambia también de dirección e intensidad, cuya
influencia genera vientos del este sobre la región del RCL1 y la CL, tal como se
observa para los días 29 de abril y 02 de mayo de 2001. En estos días, también se
observan núcleos fuertes de FCL hacia la atmósfera de -225W/m sobre la región del
RCL1.
Esta dinámica también se observa en la figura 4.18. Para el día 25 de febrero
de 2002, se tiene la presencia de un sistema de alta presión (de ~1023hPa) sobre la
región noreste del GoM, cuyo gradiente genera vientos del sureste de ~7m/s; sobre la
extensión del RCL2, se observa un núcleo débil de FCL de ~-200W/m. Posteriormente
para el día 27 febrero un nuevo e intenso sistema de alta presión (de ~1030hPa)
genera vientos del norte y norte-noroeste de ~10m/s sobre la región del GoM, en
donde también se observa la intensificación del FCL (de -600W/m) en la porción
norte y noroeste del GoM. Sin embargo, para los días 28 de febrero y 01 de marzo de
2002, a medida que el sistema de alta presión se debilita y se desplaza hacia la
porción noreste del Golfo, los vientos en superficie cambian de dirección,
desarrollándose así vientos del este y noreste, donde se observa el desarrollo de
núcleos de FCL de ~-400W/m sobre la región del RCL2. Es importante resaltar que la
transferencia de energía del océano hacia la atmósfera, es más intensa los días
subsecuentes al paso del Norte, en comparación a lo observado los días previos al
paso del mismo. Finalmente, para el día 02 de marzo de 2002 se nota la presencia de
un sistema de baja presión (de 1007hPa) sobre el noroeste del GoM, cuyos gradientes
generan vientos del sureste en la región de la cuenca. Para este día el gradiente de
FCL sobre la CL y el RCL2 se ha debilitado, con núcleos de -150W/m.
En la figura 4.19, estas mismas condiciones se presentan nuevamente: el
cambio en la dirección de los vientos en superficie muestra una correlación
importante con la intensificación o debilitamiento en la transferencia de energía de la
CL y sus remolinos hacia la atmósfera. Por ejemplo, en los días 24 y 27 de diciembre
de 2004 el sistema de alta presión que se desplaza desde los Estados Unidos hasta el
GoM, genera vientos intensos del noreste. Al mismo tiempo se observó en el FCL un
incremento en la transferencia de energía del océano hacia la atmósfera en la región
noroeste del Golfo. Conforme se desplazó hacía el sureste el sistema de alta presión,
60
Figura 4.18. SSH, FCL, PNMM y Viento en Superficie de los días 25 de abril al 02 de marzo de 2002.
se observó la presencia de núcleos fuertes (de ~-500W/m) sobre la zona donde se
encontraban el RCL3 y la CL, tal como se ve para el 27 de diciembre. Posteriormente,
para los días 30 de diciembre de 2004 y 02 de enero de 2005, cuando los vientos
sobre la región fueron del este-sureste, la transferencia de FCL disminuyó (hasta
aproximadamente -250W/m) sobre la CL y el RCL.
Las
observaciones
hechas
anteriormente
describen
características
muy
similares, en donde el comportamiento del viento jugó un papel importante en la
intensificación del FCL sobre el GoM y el impacto atmosférico de la CL y los RCL:
1. Las condiciones promedio de la zona muestran una alta presión localizada
sobre el extremo noreste del GoM, en donde se observan vientos del sureste. Para
este caso el FCL mostró flujos de energía del océano hacia la atmósfera
(relativamente débiles) puntualmente sobre los RCL y la CL.
2. A medida que esta alta presión se desplaza hacia el sureste, genera vientos
del norte, norte-noreste sobre el extremo noroeste y centro del GoM; el FCL se
intensifica sobre la región del GoM y se observan núcleos de transferencia de energía
de mayor intensidad sobre la región occidental del GoM, los RCL y la CL.
3. Conforme la alta presión cruza el GoM y se localiza en el extremo noreste, su
influencia genera vientos del este. Para este caso se observaron gradientes fuertes
de FCL sobre el RCL y la CL.
4. Finalmente, a medida que la alta presión continúa con su desplazamiento
hacia el extremo noreste de la región de estudio y se debilita, el viento en superficie
es nuevamente de sureste. En este caso el FCL sobre el RCL y la CL, nuevamente se
debilita.
De esta forma, las altas presiones y sus desplazamientos sobre el GoM juegan
un papel importante durante los meses de invierno y primavera, ya que están
estrechamente asociadas con el movimiento de las masas de aire polar que tienen su
origen en la porción continental de Estados Unidos. Estas altas presiones se
desplazan desde la porción noroeste del Golfo, hacia el extremo este del mismo, que
da como resultado el evento conocido como Norte (Dirks et al., 1988; Boyd et al.,
1990; Barry y Chorle, 2003; Ahrens y Samson, 2011), tal como se observó de manera
clara para los días 26 de abril de 2001, 27 de febrero de 2002 y 24 de diciembre de
2004.
62
Figura 4.19. SSH, FCL, PNMM y Viento en Superficie de los días 21 de diciembre de 2004 al 02 de enero de 2005.
En el esquema que se presenta en la figura 4.20 se puede observar la dinámica
del FCL que se desarrolló sobre el GoM durante los meses de invierno y primavera. En
el primer esquema se muestra un sistema de alta presión asociado a una masa de
aire polar continental (fría) que se extiende sobre la porción centro-suroeste de los
Estados Unidos, sin embargo, sobre el GoM aún predominan vientos del sureste. El
FCL
sobre
el
GoM
mostró
gradientes
débiles
con
núcleos
de
energía
de
aproximadamente -250W/m que se extendían desde el RCL hasta la CL, debido a que
▼T y ▼q < 0, ya que para los meses de invierno la TA<TS, aunque la diferencia de
humedad (▼q) entre la superficie oceánica y el aire pudiera ser menor a causa de la
advección de masas de aire marítimo tropical debido a la acción de los vientos Alisios
débiles (Figura 4.20a,b).
Posteriormente, el sistema de alta presión asociado a la masa de aire polar
continental comienza a desplazarse hacia el sur, sobre el GoM, causando el evento de
Norte, así como el aumento marcado de FCL sobre toda la región. Durante el evento
de Norte, el FCL es intenso en la región noroeste del GoM, abarcando así los RCL y la
CL, donde se lograron observar flujos de energía de hasta -500W/m, posiblemente
debido a que ▼T y ▼q << 0; ya que el paso de la masa de aire polar continental con
características de poca humedad hace que TA<<TS y que la qA <<qS sobre los RCL;
debido a que los remolinos conservan aguas cálidas del Caribe, que da como
resultado que la transferencia de calor se vea reflejada en núcleos de FCL (Figura
4.20c,d).
Posteriormente la alta presión asociada a la masa de aire polar comienza a
debilitarse a medida que se desplaza hacia el extremo este del GoM (Thompson et
al., 1994), sin embargo su influencia aún genera una región de mezcla entre la masa
de aire polar y la masa de aire marítimo tropical proveniente del Caribe (Crisp y
Lewis, 1992), que da como resultado viento del este sobre la región del RCL y la CL.
La transición de la modificación de masa de aire polar continental a masa de
aire marítimo tropical, sugiere un intercambio de flujos de calor tal como lo han
discutido Henry y Thompson (1976), Molinari (1987), Merrill (1992), Thompson et al.
(1994). En el presente estudio, se observaron gradientes fuertes de FCL que se
extendían
desde
la
región
del
RCL
hasta
la
CL
con
núcleos
fuertes
de
aproximadamente -350W/m, debido posiblemente a una menor diferencia de
64
Figura 4.20. Esquema ilustrativo que resume las características observadas para los tres casos en el que se
analizó el FCL en conjunto con el viento en superficie. Del lazo izquierdo se observa el análisis sinóptico en
superficie y del lado derecho la correspondiente observación del FCL y viento en superficie para cada uno de
los casos. El símbolo H representa un sistema de alta presión, L un sistema de baja presión, las bandas de
color azul representan al sistema frontal (frente frío en este caso), QL es el FCL, ▼T y ▼q representan el
gradiente térmico y de humedad en la interfaz océano-atmósfera, respectivamente.
65
temperatura y humedad en la interfaz océano-atmósfera como resultado de la
modificación-mezcla de masas de aire sobre la región (Figura 4.20e,f).
Finalmente, a medida que la alta presión continúa con su debilitamiento y
desplazamiento hacia el extremo noreste de la región de estudio, el viento en
superficie es nuevamente del sureste; en este caso el FCL sobre el GoM presenta
gradientes debiles con núcleos de energía de -250W/m que se extendían desde el
RCL hasta la CL (Figura 4.20g,h).
Por otra parte, dado que el FCL es la energía liberada durante el proceso de
evaporación, en este caso, en la superficie del mar, es razonable pensar en la posible
formación de nubosidad sobre estas regiones. Sin embargo, no se observó un indicio
claro de disminución en la ROL de forma consistente sobre los 5 RCL analizados o de
propagación que se pudiera asociar a los movimientos de los RCL. No obstante, vale
la pena mencionar que los estudios que se han llevado a cabo en otras regiones
oceánicas han utilizado bases de datos horarios (Dirks et al., 1988; Wash et al., 1990;
Young y Sikora, 2003), a partir de observaciones esporádicas durante eventos
extremos (usando bases de datos de imágenes de satélites y boyas, entre otros).
En el análisis que se realizó en el presente trabajo se hizo uso de datos diarios,
lo cual podría representar una clara desventaja en la observación de nubosidad
relacionada con la CL para el GoM.
66
CAPÍTULO 5
CONCLUSIONES
En el presente trabajo se analizó el impacto atmosférico generado por la CL y la
propagación de los RCL en la cuenca del GoM; bajo el uso de productos AVISO y datos
de reanálisis NARR para el periodo comprendido del 01 de enero de 2000 al 31 de
diciembre de 2010. Tanto la fecha de liberación como el contorno de los remolinos, se
identificaron con el empleo de la isolínea de 50cm de la SSH, de los cuales se
seleccionaron cinco eventos que se dieron durante los meses de invierno y
primavera.
Los resultados del análisis del campo de la TSA revelaron la presencia de
núcleos fuertes de aire cálido que se extendían desde la región de la CL hasta el RCL,
similar a una estela de aire cálido que a menudo se extendía hasta el centro y oeste
del GoM. Esta respuesta atmosférica fue más intensa sobre la CL y durante la
liberación de los remolinos y disminuyó a medida que estos se trasladaban hacia la
región oeste del GoM; debido a la reducción de los radios de los RCL y a la pérdida de
masa (Zavala, 1998) causada por su interacción con la plataforma continental
(Hamilton et al., 1999; Douglas et al., 2005). Durante los meses de verano estas
características se desvanecieron debido a la homogeneización de la TSA, como
consecuencia de los cambios estacionales que se desarrollan en la región.
También se observó núcleos de FCL sobre la CL y sus remolinos asociados. El
flujo fue intenso (valores negativos de ~-350W/m) sobre estas regiones durante los
meses de invierno y primavera. Sin embargo, las observaciones más interesantes se
centraron en la capacidad que los RCL tuvieron al transferir flujos de energía en el
GoM, de las cuales se concluyó que los RCL no solo cumplen el papel de transportar y
dispersar masas de agua con diferente temperatura y salinidad a otras zonas del GoM
(Garcon et al., 2001), sino que también transportan y liberan flujos de energía al
sistema atmosférico a medida que se propagan lejos de sus zonas de origen o de
formación.
Posteriormente se realizó el análisis de los vientos en superficie en conjunto
con la SSH, FCL y PNMM. Los resultados observados mostraron que las fuertes
67
fluctuaciones de FCL, durante los meses de invierno-primavera, se debieron
principalmente a cambios en la dirección del viento en superficie, relacionados con
los eventos de Norte; estos eventos son comunes durante el otoño e invierno en el
GoM y se relacionan con la advección de las masas de aire de origen polar
proveniente de los Estados Unidos. Se observó que el FCL sobre la región de la CL y el
RCL fue fuerte (de ~-300W/m) cuando el viento en superficie fue del este; sin
embargo, la transferencia de FCL se intensificó aun más (de ~-500W/m) sobre la
región occidental del GoM, cuando el viento en superficie fue del norte, con la
presencia de núcleos intensos de FCL sobre la CL y sus remolinos asociados. Mientras
que para los eventos en que el viento en superficie tuvo componente del sureste, se
registró una transferencia de energía menor sobre la región del Golfo, así el impacto
atmosférico a través de la presencia núcleos de FCL de menor magnitud (de
-200W/m) sobre la CL y sus remolinos asociados.
Por otra parte, no se encontró un indicio claro de la presencia de nubosidad de
forma puntual sobre la CL o los remolinos; así como de propagación que se pudiera
asociar al movimiento de los RCL. Sin embargo, la formación de nubosidad asociada a
la presencia de los RCL es un tema que debe ser analizado a partir de eventos
extremos empleándose modelos atmosféricos u observaciones directas con una
resolución temporal de horas (boyas, satélites, mediciones por buques), tal como
Dirks et al. (1988) documentaron para la región de la Corriente del Golfo.
68
Trabajos futuros
A raíz de los resultados obtenidos durante esta investigación se considera
conveniente realizar estudios posteriores para la generación y ampliación del
conocimiento vinculado con la interacción océano-atmósfera en el GoM:
♦ Como consecuencia de la discusión que se llevó a cabo en la sección 4.3, se
propone analizar la evolución-intensificación convectiva de los sistemas ciclónicos
extratropicales (invernales) que se desarrollen o desplacen sobre la región de los RCL
o la CL.
♦ Se considera conveniente estudiar la estructura del corte vertical en la atmósfera
adyacente a los RCL, con el objetivo de comprender con mayor detalle la dinámica
atmosférica y los procesos termodinámicos que generan éstos al propagarse a través
del GoM.
♦ También se propone estudiar las diferencias de temperatura entre los RCL y la
atmósfera adyacente para establecer los posibles niveles de estabilidad que se
desarrollan sobre estas regiones, bajo el criterio descrito por Tokinaga et al. (2006).
♦ Adicionalmente, el 10 de Septiembre de 2008 el huracán Ike se intensificó de
categoría 1 a 2 después de pasar sobre la región de aguas cálidas de la CL,
registrando un aumento considerable en el desarrollo de nubosidad sobre el GoM. Se
sugiere investigar y analizar bajo qué condiciones atmosféricas y oceánicas el
huracán Ike pudo intensificarse durante su paso sobre la CL.
69
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Anexos
Trayectoria descrita por el RCL1 desde el 28 Marzo de 2001 (Ti) hasta 03 Enero de 2002 (Tf).
Trayectoria descrita por el RCL2 desde el 24 Febrero de 2002 (Ti) hasta 11 Febrero de 2003 (Tf).
77
Trayectoria descrita por el RCL3 desde el 23 Agosto de 2004 (Ti) hasta 08 Mayo de 2005 (Tf).
Trayectoria descrita por el RCL4 desde el 20 Septiembre de 2006 (Ti) hasta 13 Diciembre de 2007 (Tf).
78
Trayectoria descrita por el RCL5 desde el 25 Agosto de 2009 (Ti) hasta 01 Septiembre de 2010 (Tf).
79