Un mecanismo simple para la sequía climatológica de verano a lo largo la costa del Pacífico de América Central

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Atmósfera 26(2), 261-281 (2013)
Un mecanismo simple para la sequía climatológica de verano a lo largo
la costa del Pacífico de América Central
KB KARNAUSKAS
Institución Oceanográfica Woods Hole, 360 Woods Hole Road, Woods Hole, MA 02543
Autor correspondiente; correo electrónico: [email protected]
R. SEAGER
Observatorio de la Tierra Lamont-Doherty, Universidad de Columbia, 61 Route 9W, Palisades, NY 10964
A. GIANNINI
Instituto Internacional de Investigación para el Clima y la Sociedad, Universidad de Columbia, 61 Route 9W,
Palisades, Nueva York 10964
AJ BUSALACCHI
Centro Interdisciplinario de Ciencias del Sistema Terrestre, Universidad de Maryland, College Park, MD 20742
Recibido el 2 de febrero de 2012; aceptado el 25 de julio de 2012
RESUMEN
Se investigan la distribución mundial, la evolución estacional y los mecanismos subyacentes de la sequía
de medio verano (MSD, por sus siglas en inglés) mediante un conjunto de observaciones realizadas en
estaciones climatológicas y datos de análisis con resolución espacial y temporal relativamente alta, con
énfasis especial en la costa del Pacífico centroamericano y el sur de México. Aunque la MSD de
Centroamérica destaca por su coherencia y escala espacial, no es exclusiva de la región del Gran Caribe ni,
no obstante, la más intensa del planeta, como lo demuestra un análisis objetivo de varios conjuntos de
datos globales de precipitación. Se propone un mecanismo para la MSD que relaciona la dependencia
latitudinal de los dos máximos climatológicos de precipitación con el cruce semestral de la declinación
solar, lo cual determina la presencia de dos picos de inestabilidad convectiva y por lo tanto de lluvias.
Además de este mecanismo local subyacente, una serie de procesos remotos tiende a alcanzar su punto
máximo en el vértice de la MSD. Dichos procesos incluyen el monzón de Norteamérica, la corriente en
chorro de bajo nivel del Caribe y el anticiclón subtropical del Atlántico Norte, que también puede suprimir
las lluvias a lo largo de la costa del Pacífico centroamericano y generar escasez interanual en la fuerza o el
momento de la MSD. Sin embargo, los hallazgos de este estudio contradicen el paradigma existente de
que la MSD debe su existencia a un mecanismo supresor de la precipitación. Por el contrario, a partir del
análisis de registros temporales de mayor resolución de precipitaciones y variaciones que toman en
cuenta la latitud,
RESUMEN
La distribución global, la evolución estacional y los mecanismos subyacentes de la sequía climatológica del solsticio de verano
(MSD) se investigan utilizando un conjunto de observaciones de estación de resolución temporal y espacial relativamente alta.
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KB Karnauskaset al.
servaciones y datos de reanálisis con un enfoque particular en la costa del Pacífico de América Central y el sur de México.
Aunque el MSD de América Central se destaca en términos de escala espacial y coherencia, no es exclusivo de la Región
del Gran Caribe (GCR) ni necesariamente el MSD más fuerte en la Tierra según un análisis objetivo de varios conjuntos de
datos de precipitación global. Se propone un mecanismo para el MSD que relaciona la dependencia latitudinal de los dos
máximos climatológicos de precipitación con el cruce bianual de la declinación solar (SD), generando dos picos en
inestabilidad convectiva y por lo tanto en lluvia. Además de este mecanismo local subyacente, una serie de procesos
remotos tienden a alcanzar su punto máximo durante el ápice de la MSD, incluido el monzón de América del Norte, el
chorro de bajo nivel del Caribe y el alto subtropical del Atlántico Norte. que también puede actuar para suprimir la lluvia
a lo largo de la costa del Pacífico de América Central y generar una variabilidad interanual en la fuerza o el tiempo de la
MSD. Sin embargo, nuestros hallazgos desafían el paradigma existente de que el MSD debe su existencia a un
mecanismo de supresión de precipitaciones. Más bien, con la ayuda del análisis de registros de precipitación de mayor
resolución temporal y considerando las variaciones en la latitud, sugerimos que el MSD es esencialmente el resultado de
un mecanismo de aumento de la precipitación que ocurre dos veces.
Palabras clave:Sequía de verano, Pacífico, precipitación.
1. Introducción
Una temporada de crecimiento exitosa se ve favorecida por la capacidad de depender de lluvias
estacionales regulares o predecibles. A lo largo de los trópicos, el momento y la intensidad de la
temporada de lluvias se rigen por la dinámica de los monzones, que son impulsadas por las
interacciones locales océano-atmósfera-tierra, la migración de la Zona de Convergencia
Intertropical (ITCZ) y las interacciones de los mismos. El ciclo climatológico estacional de
precipitación en la Región del Gran Caribe (RGC) se extiende aproximadamente de mayo a
octubre, aunque las fechas exactas de inicio y finalización varían significativamente según la
ubicación. Conocido desde hace mucho tiempo por las sociedades basadas en la agricultura en
los trópicos globales, dentro de la temporada de lluvias hay un descanso temporal de las lluvias
monzónicas. Esta llamada sequía de verano (MSD), conocida coloquialmente como “veranillo” o
“canícula” en Centroamérica,et al., 2008). Estudios previos han sugerido que el GCR es el hogar
del MSD más fuerte del planeta (p.ej, Curtis, 2002).
El MSD fue reportado por primera vez en la literatura científica por Portig (1961).
Basándose en la observación de Alpert (1945, 1946) de que la ITCZ en el Pacífico oriental
hace una breve excursión hacia el ecuador desde su posición más septentrional durante
julio-agosto, Hastenrath (1967) preguntó si el ciclo estacional regular de la ITCZ puede
explicar la MSD. Con muy pocos datos meteorológicos, Hastenrath (1967) también discutió
el papel potencial de la alta subtropical del Atlántico Norte (NASH), que se fortalece y se
extiende hacia el oeste en el Caribe durante julio-agosto. Más tarde demostró que los
datos de reanálisis modernos respaldan el papel de la ZCIT del Pacífico oriental
(Hastenrath, 2002). Tras la publicación de las primeras ideas de Hastenrath, pasaron casi
tres décadas antes de que se renovara el interés por el MSD.
Magañaet al.(1999) propusieron que la MSD se puede explicar en términos de un mecanismo local que involucra
retroalimentaciones retrasadas entre la temperatura de la superficie del mar (TSM), la convección y la insolación de la
superficie. El argumento es el siguiente: la insolación estacional hace que la TSM en la piscina cálida del Pacífico oriental
(EPWP) se caliente a principios del verano, lo que impulsa la convección y produce el primer pico de precipitación; en el
apogeo de la actividad convectiva, la insolación de la superficie se reduce debido a la cubierta de nubes, lo que enfría la
SST, lo que reduce la convección y produce el mínimo de precipitación de verano; finalmente, mientras que la convección
es mínima, el aumento de la insolación vuelve a calentar la TSM, lo que
Mecanismo para la sequía de verano
263
resulta en convección y el segundo pico en precipitación. De ello se deduce que si el forzamiento estacional fuera
constante (o el verano fuera indefinido) sin influencias remotas, este ciclo de retroalimentación implicaría una oscilación
perpetua de picos y valles de lluvia (o MSD) en medio de una estación lluviosa general, con una escala de tiempo
determinada por la SST- retroalimentación de convección-radiación y gobernada por la escala de tiempo de respuesta
térmica de la capa mixta del océano.
Siguiendo a Magañaet al.(1999), la década más reciente ha visto una multitud de teorías para el MSD. En
términos más generales, la estructura bianual del ciclo estacional a la que nos referimos como MSD podría ser el
resultado de uno o más procesos de aumento de la precipitación que ocurren dos veces al año: una a principios
de verano (mayo-junio) y otra a finales de verano. (Septiembre octubre). Los procesos relevantes a principios y
finales del verano no tienen por qué ser los mismos. Alternativamente, el MSD podría deberse a uno o más
procesos inhibidores de la precipitación que ocurren una vez al año: en julio-agosto. El MSD también puede ser el
resultado de interacciones locales aire-mar no lineales como las descritas por,
p.ej, Hastenrath (1967) o Magañaet al.(1999). Finalmente, puede haber múltiples procesos en el trabajo,
cualquiera de los cuales por sí solo puede ser capaz de producir una breve reducción anual de la precipitación en
el GCR similar a la MSD.
Muchos han defendido recientemente un papel dominante de la intensificación hacia el oeste de la NASH,
similar a las ideas previstas por Hastenrath (1967). Mapeset al.(2005) utilizó una simulación de "calendario lento"
de un modelo de circulación general atmosférica para mostrar que el desequilibrio térmico en el sistema tierraatmósfera da como resultado una intensificación menos pronunciada de la NASH hacia el oeste y, por lo tanto,
una MSD menos pronunciada. Los resultados del modelo muestran que si el verano fuera lo suficientemente
largo para que la temperatura de la superficie terrestre alcanzara el equilibrio con el forzamiento estacional, la
NASH sería más intensa en pleno verano y la reducción de las precipitaciones sería mayor y comenzaría
aproximadamente un mes antes. Además de la intrusión de alta presión en el GCR, el NASH puede estar
vinculado al MSD a través de sus vientos alisios del este asociados, que se manifiestan regionalmente como
vientos del este de bajo nivel, el chorro de bajo nivel del Caribe (CLLJ) y el Central. Vientos de brecha americanos.
Por ejemplo, Mestas-Nuñezet al.(2007) argumentó que el MSD es el resultado de un fortalecimiento del CLLJ en
pleno verano, que enfría la SST en el Mar Caribe y reduce la convección. Wanget al.(2007, 2008), Muñoz et al.(
2008), pequeñoet al.(2007), y Xieet al.(2008) han presentado argumentos de que la NASH y los transportes de
humedad CLLJ asociados explican parcialmente la MSD. Romero-Centenoet al. (2003, 2007) argumentaron que los
vientos abiertos de Tehuantepec y Papagayo, que exhiben un máximo secundario en pleno verano, causan el
MSD al impedir que los vientos alisios del sur sobre el EPWP y la convección lleguen a la costa centroamericana.
Del mismo modo, Xiet al.(2005) teorizó que los vientos abiertos de Tehuantepec y Papagayo juegan un papel,
pero que su impacto directo en el campo EPWP SST, especialmente en el domo de Costa Rica, modula la
convección y puede explicar la MSD. Algunos han argumentado que la estacionalidad de la frecuencia de los
ciclones tropicales ayuda a explicar la MSD (p.ej, Curtis, 2002; Inoueet al., 2002; Pequeñaet al.2007; Liebmannet
al., 2008), mientras que otros han sugerido que la Oscilación de Madden-Julian (MJO) está involucrada en la
producción del MSD (p.ej, Molinari y Vollaro, 2000). También se ha propuesto la supresión de la precipitación por
polvo sahariano como mecanismo para el MSD (Gonzálezet al., 2007). Mirando hacia el futuro, Rauscheret al.
(2008) evaluaron cómo los GCM acoplados actuales capturan el MSD y cómo se proyecta que el MSD cambie en
respuesta al calentamiento global. Descubrieron que el MSD está bastante bien representado en los GCM
acoplados a pesar de los sesgos generales, y que se prevé que el MSD se vuelva más fuerte, incluido un inicio
más temprano. Los cambios a largo plazo parecen ir acompañados de una expansión e intensificación hacia el
oeste de la NASH (incluidos los vientos del este en niveles bajos asociados) y una ZCIT del Pacífico oriental
desplazada hacia el ecuador.
264
KB Karnauskaset al.
El cuerpo de trabajo sobre el MSD hasta la fecha ha implicado varios procesos
climáticos capaces de producir una variabilidad interanual y/o tendencias a largo plazo
en las características del MSD, como su fuerza e inicio. Sin embargo, aún se desconoce
cuáles son los mecanismos causales básicos de la sequía de verano en la RGC. Para
mejorar en última instancia las predicciones del ciclo estacional de lluvia en la RGC, se
deben comprender mejor los mecanismos causales de la MSD, así como aquellos que
contribuyen a su variabilidad. Centrándonos en la costa del Pacífico de América
Central y el sur de México, aquí analizamos un conjunto de observaciones de
resolución espacial y temporal relativamente alta y proponemos un mecanismo
subyacente simple para la sequía climatológica de verano. El resto del documento está
organizado de la siguiente manera:
2. Datos y métodos
Una caracterización útil del fenómeno MSD en términos de precipitación requiere equilibrar las fortalezas y
limitaciones de múltiples conjuntos de datos de observación,es decir, longitud de registro, resolución temporal,
dominio espacial (incluido si se incluye el océano), resolución espacial y plataforma (satélite, calibre, mezcla, etc.).
Con este fin, adquirimos y analizamos los siguientes conjuntos de datos de precipitación observados mensuales
cuadriculados: National Oceanic and Atmospheric Administration Land Precipitation (NOAA PREC/L; Chenet al.,
2002); Proyecto de Climatología de Precipitación Global de la Administración Nacional de Aeronáutica y del
Espacio (NASAGPCP; Adleret al., 2003); NASAMisión de medición de precipitaciones tropicales (NASA TRMM;
Huffmanet al., 2007); Centro de Predicción Climática de NOAA Análisis Combinado de Precipitación (CPC CMAP;
Xie y Arkin, 1997); Unidad de Sondeo de Microondas (MSU; Spencer, 1993); Unidad de Investigación del Clima de
la Universidad de East Anglia (UEA-CRU) Global (Hulme, 1992) y v.TS2.1 (Mitchell y Jones, 2005); Universidad de
Delaware (UDEL; Willmott y Matsuura, 1995); Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM) v.0605 y v.0705;
Programa Alemán de Investigación Climática (DEKLIM; Becket al., 2005); Sistema de Monitoreo de Anomalías
Climáticas de la NOAA (CAMS; Janowiak y Xie, 1999); y la técnica de transformación CPC de la NOAA (CMORPH;
Joyceet al., 2004). Por brevedad, no mostramos los resultados de todos los conjuntos de datos en este
documento.
Comenzando con cada uno de los conjuntos de datos de precipitación observados cuadriculados
mensualmente, desarrollamos un algoritmo para mapear objetivamente la distribución global de la existencia y
fuerza de MSD. La esencia del algoritmo de existencia/fuerza de MSD (MESA) es la siguiente: para cada punto del
globo (o cada punto en el dominio en el caso de conjuntos de datos regionales como la UNAM), el algoritmo
prueba la existencia de la MSD. en la climatología de la precipitación mensual y, si el MSD está presente en ese
punto, cuantifica la fuerza del MSD. En este caso, se considera que la fuerza es la reducción de la precipitación
durante el mínimo en relación con la media de los dos máximos de precipitación. El algoritmo es flexible ya que
noa priorisuponga los meses de los dos máximos climatológicos de precipitación, el(los) mes(es) de los mínimos (
es decir, el MSD), o una forma paramétrica del ciclo estacional. La climatología de la precipitación se evalúa
objetivamente en cada lugar y se buscan “picos” (máximos relativos) que están separados por 1-3 meses. La
MESA considera que los picos que están separados por cuatro o más meses calendario son dos temporadas de
lluvia distintas, y considera tres meses consecutivos que contienen los tres meses más lluviosos del año como
una sola temporada de lluvias completa sin un MSD. Además, el calendario del hemisferio sur se modifica de tal
manera que, en cualquier lugar del mundo, la única estación durante la cual un mínimo de precipitación entre
dos máximos no constituiría un MSD es el invierno local. En la Figura 1 se proporciona una ilustración
esquemática de MESA.
Mecanismo para la sequía de verano
265
Fig. 1. Diagrama que ilustra el algoritmo MSD de existencia/intensidad (MESA) aplicado a varios
conjuntos de datos de precipitación cuadriculados globales en este estudio. Si “sí” (“no”) es la
respuesta a una prueba, entonces la flecha verde (roja) es el siguiente paso. La implicación de
alcanzar la flecha roja marcada con α es que la duración del MSD potencial sería ≥ 4 meses, lo
que podría decirse que es demasiado largo para ser un descanso en una estación lluviosa; más
bien, indica que hay dos estaciones lluviosas climatológicas distintas. La implicación de
alcanzar la flecha roja marcada como β es que los tres meses más lluviosos del año
comprenden un solo pico, completando así una sola temporada de lluvias sin interrupción, o la
duración del posible MSD ≥ 4 meses.
Para un análisis detallado de la precipitación dentro del GCR, particularmente nuestro enfoque en la costa del
Pacífico de América Central y el sur de México, adquirimos datos meteorológicos diarios de 20 estaciones a lo
largo de la costa del Pacífico de América Central de la Biblioteca de datos climáticos IRI/LDEO. Los registros de
estación de precipitación y temperatura del aire superficial analizados en este estudio provienen de NOAA NCDC
Global Historical Climatology Network (GHCN) Daily v.1 (Voseet al., 1992). La Tabla I proporciona algunos detalles
sobre cada estación, y la Figura 2 muestra la distribución geográfica de las 20 estaciones. Se eligieron estas
estaciones porque tienen registros temporales superpuestos similares que abarcan al menos una década, todas
son estaciones costeras en el lado del Pacífico de la cordillera y abarcan toda la banda de latitud de América
Central desde Panamá hasta el sur de México. los
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266
25
2000
1000
0
20
– 1000
– 2000
15
– 3000
– 4000
10
– 5000
– 6000
5
115
(metro)
110
105
100
95
Longitud (ºW)
90
85
80
75
Fig. 2. Mapa topográfico de Centroamérica, sur de México y región circundante (ETOPO5) que indica la ubicación de las 20
estaciones GHCN Daily v.1 utilizadas en el presente estudio. Las cuatro estaciones marcadas con triángulos blancos se
destacan en la Figura 6. Consulte la Tabla 1 para obtener detalles adicionales sobre cada estación.
período de cobertura temporal superpuesta compartida entre todas las estaciones (salvo períodos esporádicos de datos
faltantes), y por lo tanto el período para el análisis de los datos de la estación en este estudio, es 1979-1990 (12 años).
Nuestro método de promediar fue elegido cuidadosamente; primero aplicamos una media móvil de 31 días a los 12 años
completos de datos diarios y luego calculamos la climatología diaria. Esto es distinto de calcular una climatología
mensual promediando meses calendario discretos o calcular una climatología diaria ruidosa sin suavizar previamente. El
resultado es efectivamente una climatología mensual con resolución diaria.
También analizamos la SST derivada de satélites y los campos de diagnóstico de reanálisis globales y
regionales en pseudoestaciones correspondientes al punto de cuadrícula más cercano y justo frente a la costa de
cada una de las 20 estaciones GHCN descritas anteriormente y en la Tabla I/Figura 2. Los datos de SST que
utilizados son del producto NOAA Optimal Interpolation (OI) v.2 Weekly 1º (Reynoldset al., 2002 ). Utilizamos
campos de reanálisis del producto global NCEP/NCAR Reanalysis Daily T62 (Kalnayet al., 1996) y, especialmente, el
producto de asimilación de la precipitación North American Regional Reanalysis (NARR) Daily ~0.3º (Mesingeret al.
, 2006). Se llegó a conclusiones similares basadas en cálculos de diagnóstico con los reanálisis NCEP/NCAR y
NARR, excepto por diferencias fundamentales debido a la resolución espacial; por brevedad, mostramos los
resultados de NARR únicamente. Se puede encontrar una evaluación cuidadosa de los campos NARR y
discusiones sobre su calidad y limitaciones en Nigam y Ruiz-Barradas (2006) y Shafranet al.(2005). Para mantener
la coherencia con los registros diarios de precipitación de la estación GHCN, se utilizó el período 1979-1990 en
todos los análisis, y se utilizó el mismo método para calcular la climatología mensual a partir de datos diarios.
3. Resultados
3.1 Distribución mundial
Dada la multitud de conjuntos de datos de precipitación en tierra cuadriculados globales disponibles, un punto de
partida que vale la pena para comprender los mecanismos básicos para el MSD es su distribución global basada en la
Mecanismo para la sequía de verano
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Tabla I. Lista de estaciones a lo largo de la costa del Pacífico del sur de México y Centroamérica utilizadas en este estudio, del
Diario GHCN v.1 (Voseet al., 1992). Las estaciones se enumeran en orden descendente de latitud (Sanalona, México hasta
Macaracas, Panamá). Consulte la Figura 4 para conocer la distribución geográfica de estas estaciones. El período de cobertura
temporal superpuesta compartida entre todas las estaciones (salvo por datos faltantes esporádicos) y, por lo tanto, el período
para el análisis de los datos de la estación en este estudio, es 1979-1990 (12 años). Los registros de temperatura del aire
superficial para las estaciones al sur de México (14.8º N) no estaban disponibles.
Identificación de la estación
25081
18001
18019
14059
6001
12052
12012
20048
7115
7019
60100
3800510
4881415
78724
55016
69034
78774
84023
98002
128005
Lat.
Lon.
24.80ºN
22.50ºN
21.57ºN
20.33ºN
18.95ºN
17.90ºN
16.95ºN
16.43ºN
15.50ºN
14.80ºN
14.58ºN
13.68ºN
13.33ºN
107.15 ºO
105.37 ºO
104.97 ºO
105.37 ºO
103.95 ºO
101.78 ºO
99.10 ºO
95.03 ºO
93.07 ºO
92.25 ºO
90.52 ºO
89.10 ºO
87.83 ºO
87.15 ºO
86.40 ºO
85.36 ºO
85.53 ºO
84.26 ºO
83.46 ºO
80.61 ºO
13.23ºN
12.88ºN
12.10ºN
10.60ºN
10.01ºN
8.95ºN
7.63ºN
elev.
0 metros
0 metros
365 metros
625 metros
30 metros
196 metros
360 metros
46 metros
80 metros
0 metros
1502m
615 metros
20 metros
39 metros
675 metros
90 metros
85 metros
840 metros
16 metros
180 metros
Temporal
Ubicación
1944-1998
1946-1998
1953-1998
1951-1991
1951-1997
1955-1998
1958-1998
1937-1998
1965-1998
1962-1998
1979-1993
1979-1993
1979-1993
1979-1993
1979-1991
1979-1990
1979-1991
1979-1991
1979-1992
1979-1993
Sanalona, México
Acaponeta, México
Jumatán, México
El Tuito, México
Armería, México
La Unión, México
Ayutla, México
Juchitán de Zaragoza, México
Margaritas, México
Cahuacán; cerca de Tapachula, México
Ciudad de Guatemala, Guatemala
Ilopango; en San Salvador, El Salvador
La Unión, El Salvador
Choluteca, Honduras
San Dionisio; cerca de Estelí, Nicaragua
Juigalpa, Nicaragua
Liberia, Costa Rica
Fabio Baudrit; San José, Costa Rica
Palmar Sur, Costa Rica
Macaracas, Panamá
algoritmo MESA objetivo descrito en la sección anterior. El mapa resultante de uno de esos
conjuntos de datos, NOAA PREC/L (Chenet al., 2002), se muestra en la Figura 3. Incluso en
este conjunto de datos solo terrestres, la prevalencia global de MSD es bastante
sorprendente, incluyendo América del Sur, el sur/centro de EE. UU., Japón, la costa este de
China, África central y Australia costera. La naturaleza flexible de nuestro algoritmo MSD
(MESA) permite iluminar regiones que experimentan un ciclo estacional bianual de
precipitaciones sin la restricción de que la climatología media sea paramétricamente
idéntica a la del GCR. La distribución de la precipitación bianual sobre África es bastante
interesante, con una fuerte señal bianual a ambos lados del ecuador, que probablemente
esté relacionada con la migración estacional de la ZCIT. La señal bianual que abraza el
Golfo de Guinea en África occidental y central parece ser la más fuerte del planeta.
Centrándose en el GCR, en la Figura 4 se muestran distribuciones MSD equivalentes de PREC/L y
tres conjuntos de datos de precipitación adicionales (UNAM, TRMM y GPCP). En todo el GCR, el MSD
se destaca como una característica sólida del clima estacional, especialmente en América Central,
Cuba, La Española, el sur de Florida y las Bahamas, y la costa del Golfo de México y Texas. Hay un
acuerdo notable entre los cuatro conjuntos de datos mostrados con respecto a la distribución y
268
KB Karnauskaset al.
magnitud de la MSD, particularmente la MSD > 4 mm/día a lo largo de la costa del Pacífico de Guatemala y
Nicaragua. Los resultados de TRMM y GPCP confirman el MSD más fuerte a lo largo de la costa de América
Central, así como en alta mar tanto en el Pacífico oriental como en el Caribe occidental. A lo largo del resto
de este documento, enfocamos nuestro análisis en la costa del Pacífico de América Central y el sur de
México.
4
3.5
3
Tr. de cáncer
2.5
Ecuador
Tr. de capricornio
2
1.5
1
0.5
Fig. 3. Distribución global de ubicaciones determinadas objetivamente para exhibir un ciclo bianual medio de
precipitación basado en el conjunto de datos NOAA PREC/L (combinación de estaciones y satélites cuadriculados, solo
terrestre, resolución de 0,5º, 1948-2007). Se grafica la diferencia entre la media de los dos máximos relativos y el
mínimo relativo (mm/día), calculado según el algoritmo MESA ilustrado en la Figura 1.
3.2 Evolución estacional
Para explorar la evolución espaciotemporal de la MSD, presentamos en esta subsección y en las siguientes una serie de análisis que visualizan las
estaciones a lo largo de la costa del Pacífico de América Central y el sur de México idealmente en función de la latitud. Utilizando los registros de
precipitación de la estación de alta resolución temporal (diaria) de las ubicaciones indicadas en la Tabla 1 y la Figura 2, en la Figura 5 se muestran
gráficas de latitud y tiempo de la precipitación media climatológica de 31 días consecutivos y la frecuencia de la lluvia. A pesar de las diferencias en la
precipitación total durante el año, casi todas las estaciones en este dominio experimentan un ciclo bianual de precipitación y, por lo tanto, un MSD. La
precipitación anual total no depende de manera lineal obvia de la latitud, que puede contrastarse con la frecuencia de la lluvia. La frecuencia máxima
de precipitaciones durante la(s) temporada(s) de lluvias disminuye de > 25 días por mes en Costa Rica (9º N) a ~15 días por mes en Sinaloa, México (24º
N). Sin embargo, con base en la lluvia o la frecuencia de la lluvia, está claro que el tiempo y la duración del MSD es una fuerte función de la latitud. La
estación lluviosa general llega primero a las latitudes del sur, se propaga hacia el norte a través de América Central y hasta México, y luego hacia el sur,
dejando entre medio un mínimo relativo de índice y frecuencia de lluvia que disminuye en duración con la latitud. Sin embargo, también se puede ver
que la duración de la MSD ( se propaga hacia el norte a través de América Central y bien dentro de México, y luego hacia el sur, dejando en medio un
mínimo relativo de tasa y frecuencia de lluvia que disminuye en duración con la latitud. Sin embargo, también se puede ver que la duración de la MSD
( se propaga hacia el norte a través de América Central y bien dentro de México, y luego hacia el sur, dejando en medio un mínimo relativo de tasa y
frecuencia de lluvia que disminuye en duración con la latitud. Sin embargo, también se puede ver que la duración de la MSD (es decir, el tiempo entre
el primer y el segundo máximo de precipitación) está inversamente relacionado con la latitud, acercándose a cero a ~23º N.
269
Mecanismo para la sequía de verano
PREC/L
40
30
30
25
25
20
20
15
15
10
10
110
100
90
Longitud (ºW)
80
5
70
TRMM
40
3.5
3
110
100
30
80
70
25
1.5
25
20
2.5
2
Latitud (ºN)
30
Latitud (ºN)
35
90
Longitud (ºW)
GPCP
40
35
1
20
15
15
10
10
5
4
Latitud (ºN)
35
Latitud (ºN)
35
5
UNAM
40
110
100
90
Longitud (ºW)
80
70
5
0.5
110
100
90
Longitud (ºW)
80
70
Fig. 4. Como en la Figura 3, pero centrado en el GCR en cuatro conjuntos de datos de precipitación cuadriculados,
que incluyen PREC/L (solo tierra, combinación de pluviómetro y satélite), UNAM (solo tierra, solo pluviómetro),
TRMM (tierra y océano, solo satélite) y GPCP (terrestre y oceánico, combinación de satélites de medición).
El ángulo de declinación solar (SD de ahora en adelante) es un marcador estacional conveniente con el que
comparar, ya que es equivalente a la latitud en la que el sol está directamente sobre su cabeza en su cenit y, por lo tanto,
representa la latitud en la que incide la mayor parte de la radiación solar. sobre la parte superior de la atmósfera.
Cuando se compara con la SD, que también se muestra en ambos paneles de la Figura 5, tanto la precipitación total
como la frecuencia de la precipitación siguen la marcha estacional del sol, pero con un retraso de 30 a 50 días. Para
destacar algunas estaciones representativas del rango de latitudes que se muestra en la Figura 5, en la Figura 6 se
proporcionan series temporales de tasa y frecuencia de precipitación climatológica.
A 7.6º N, la duración entre el primer y el segundo máximo en tasa y frecuencia de lluvia es de ~150 días. Esta
duración disminuye a ~120 días a 13.2º N, y a ~90 días a 16.4º N. En Sanalona, México (24.8º N), solo hay un
máximo único en la tasa y frecuencia de lluvia,es decir, sin TME. Claramente, la duración del MSD en cada uno de
estos lugares es una función simple de qué tan temprano (tarde) llega el primer (segundo) máximo de
precipitación. Dado que las tasas totales de lluvia en diferentes estaciones a lo largo de la costa se verán
influenciadas por varios factores, la Figura 7 muestra gráficas de latitud y tiempo de la tasa y frecuencia de
precipitación donde los valores en cada estación están normalizados por la media anual local y la desviación
estándar estacional. Junto con la fuerte correspondencia entre la lluvia estacional y la SD, también se puede ver
que, en la mayoría de los lugares, el segundo máximo en la tasa de precipitación parece más fuerte que el
primero, y el segundo máximo en la frecuencia de la precipitación parece durar más que el primero. También es
interesante identificar el mínimo de verano más profundo en
KB Karnauskaset al.
270
Precipitación (mm/día)
24
22
20
15
20
18
22
14
20
15
dieciséis
10
14
5
12
10
25
20
18
10
dieciséis
8
Frecuencia de lluvia (1/31 días)
24
12
5
10
50 100 150 200 250 300 350
Día
0
8
50 100 150 200 250 300 350
0
Día
Fig. 5. Gráficas de tiempo-latitud de la media climática (1979-1990) media móvil de 31 días (a) lluvia
(mm/día) y (b) frecuencia de lluvia (1/31 días) a lo largo de la costa del Pacífico de Centroamérica y sur
de mexico,es decir,las 20 estaciones que se muestran en la Figura 2. El ángulo de declinación solar se
indica con una línea negra.
precipitación normalizada dentro del rango de latitud ~10-14º N que, en virtud de estar directamente
adyacente a la cuenca del Caribe occidental, puede estar relacionada con la fuerza estacional máxima del
CLLJ como lo implican varios estudios previos.
El lapso de tiempo de 30 a 50 días entre la radiación solar máxima (para la cual usamos SD como proxy) y los máximos estacionales de lluvia sugieren un posible papel del calentamiento solar del
océano frente a las costas de América Central.es decir, en el EPWP, así como la superficie terrestre. El modelo numérico anterior ha demostrado que el término dominante que rige la variabilidad
estacional e interanual del balance de calor de la capa mixta en el EPWP es la radiación de onda corta superficial (Karnauskas y Busalacchi, 2009). Además, el análisis estacional de las mediciones
amarradas del EPWP indica que la SST máxima en el EPWP se retrasa en ~2 meses con la radiación máxima de onda corta (Karnauskas, 2007). Con esto en mente, la Figura 8 ilustra que el primer paso
(ascendente) del ángulo de declinación solar corresponde a la mayor tasa de aumento de la SST (Fig. 8a) en las pseudoestaciones a lo largo de la costa del Pacífico de América Central y el sur de México
más cercanas a las estaciones GHCN antes mencionadas, lo que lleva a TSM máximas que, al igual que la precipitación, se retrasan entre 30 y 50 días (Fig. 8b). También retrasando el ángulo de
declinación solar, y coincidente con la SST máxima, es la humedad específica máxima cerca de la superficie (Fig. 8c), en este caso del reanálisis global de resolución más baja. A finales del verano y
principios del otoño, ni la TSM ni la humedad han regresado a los valores más bajos del invierno, y el segundo paso (descendente) de la SD solo da como resultado un calentamiento modesto de la TSM
y un máximo de finales de temporada relativamente menor en la TSM absoluta. El ciclo estacional bianual de TSM absoluta solo es evidente al sur de ~14º N; más al norte, el intervalo de tiempo entre los
pases SD ascendentes y descendentes es demasiado corto en relación con el tiempo de respuesta de la capa de mezcla oceánica (1-2 meses) para que la TSM se enfríe en el medio y, por lo tanto, la TSM
absoluta máxima estacional persiste durante todo el verano . en este caso del reanálisis global de menor resolución. A finales del verano y principios del otoño, ni la TSM ni la humedad han regresado a
los valores más bajos del invierno, y el segundo paso (descendente) de la SD solo da como resultado un calentamiento modesto de la TSM y un máximo tardío de temporada relativamente menor en la
TSM absoluta. El ciclo estacional bianual de TSM absoluta solo es evidente al sur de ~14º N; más al norte, el intervalo de tiempo entre los pases SD ascendentes y descendentes es demasiado corto en
relación con el tiempo de respuesta de la capa de mezcla oceánica (1-2 meses) para que la TSM se enfríe en el medio y, por lo tanto, la TSM absoluta máxima estacional persiste durante todo el verano .
en este caso del reanálisis global de menor resolución. A finales del verano y principios del otoño, ni la TSM ni la humedad han regresado a los valores más bajos del invierno, y el segundo paso
(descendente) de la SD solo da como resultado un calentamiento modesto de la TSM y un máximo tardío de temporada relativamente menor en la TSM absoluta. El ciclo estacional bianual de TSM
absoluta solo es evidente al sur de ~14º N; más al norte, el intervalo de tiempo entre los pases SD ascendentes y descendentes es demasiado corto en relación con el tiempo de respuesta de la capa de
mezcla oceánica (1-2 meses) para que la TSM se enfríe en el medio y, por lo tanto, la TSM absoluta máxima estacional persiste durante todo el verano . y el segundo paso (descendente) de la SD solo da
como resultado un calentamiento moderado de la TSM y un máximo relativamente menor al final de la temporada en la TSM absoluta. El ciclo estacional bianual de TSM absoluta solo es evidente al sur de ~14º N; más al norte, el intervalo de tie
3.3 Balance energético termodinámico estacional
Para comprender mejor los procesos termodinámicos que dan lugar al ciclo estacional bianual de precipitación
observado (y el MSD asociado) a lo largo de la costa del Pacífico de América Central y el sur de México y cómo se
relacionan con el SD, examinamos campos de diagnóstico diarios de la parte superior.
Mecanismo para la sequía de verano
271
Fig. 6. Precipitación media climatológica de 31 días
consecutivos (líneas sólidas) y suma de días de lluvia de 31
días consecutivos (líneas discontinuas) en cuatro estaciones
representativas (indicadas como triángulos blancos en la Fig.
2). Todas las series temporales están normalizadas por la
media anual local y la desviación estándar estacional para
facilitar la comparación. Las líneas verticales en (a) indican el
momento de los máximos en (bd) con un espesor
correspondiente a la latitud de la estación.
conjunto de datos de reanálisis NARR de resolución. De manera similar a los análisis anteriores de TSM y humedad
superficial, analizamos representaciones de latitud y tiempo en pseudoestaciones que se corresponden estrechamente
con las veinte estaciones GHCN enumeradas en la Tabla 1 y contrapartes en alta mar. Debido a la topografía compleja de
la región GCR, que solo puede representarse aproximadamente mediante un modelo con una resolución espacial de 32
km, y nuestra hipótesis de que las migraciones estacionales de precipitación que siguen a la SD están relacionadas con la
TSM de la piscina cálida, nos enfocamos tanto en la costa ( onshore) y pseudo-estaciones offshore. En la Figura 9 se
muestra un mapa de la extensión más al sur del dominio NARR y las ubicaciones de las pseudoestaciones analizadas en
esta subsección.
Si bien la energía potencial convectiva disponible (CAPE) es quizás la medida más precisa del potencial
convectivo tropical y es un resultado estándar del producto de reanálisis NARR, la estabilidad estática húmeda
(MSS) se presta fácilmente a la descomposición en términos intuitivos. La energía estática húmeda
KB Karnauskaset al.
272
Lluvia
3
24
2.5
22
2
20
1.5
18
1
Frecuencia de lluvia
2
24
1.5
22
1
20
0.5
18
0
dieciséis
0.5
dieciséis
14
0
14
– 0.5
12
– 0.5
12
–1
10
–1
10
8
– 1.5
50 100 150 200 250 300 350
8
Día
– 1.5
50 100 150 200 250 300 350
Día
Fig. 7. Como en la Figura 5, pero los datos en cada estación están normalizados por la media anual local y la
desviación estándar estacional.
dSST/dt
24
1
18
0
dieciséis
14
–1
12
10
–2
50
100 150 200 250
Día
Humedad específica de 2 m
1
22
Latitud (ºN)
0.5
18
0
dieciséis
– 0.5
14
–1
12
– 1.5
10
–2
50
100 150
200 250
Día
300 350
1.5
24
20
0.5
18
0
Fig. 8. Como en la Figura 7, pero para (a) ∂SST/∂t, (b) SST y (c) 2 m
de humedad específica para pseudoestaciones marinas. Las
observaciones de SST provienen del conjunto de datos de 1º
resolución semanal OI v.2 de NOAA, y los datos de humedad
provienen del conjunto de datos de resolución T62 diario de
dieciséis
14
12
10
8
20
8
300 350
1
22
Latitud (ºN)
Latitud (ºN)
20
1.5
24
2
22
8
acero inoxidable
3
– 0.5
reanálisis de NCEP/NCAR. Todos los valores están normalizados
–1
por la media anual local y la desviación estándar estacional. Las
– 1.5
puntos en alta mar más cercanos a las estaciones de GHCN
–2
50
100 150 200 250
Día
300 350
ubicaciones utilizadas de cada conjunto de datos fueron los
indicadas en la Tabla I y la Figura 2.
Latitud (ºN)
Mecanismo para la sequía de verano
273
30
x104
1.5
25
1
20
0.5
15
0
10
– 0.5
mar correspondientes a las estaciones de GHCN se indican
–1
está la estabilidad estática húmeda (MSS; J/kg)
5
Fig. 9. Área dentro del dominio del Reanálisis Regional de
América del Norte (NARR) que abarca el sur de México y
América Central. Las pseudoestaciones costeras y de alta
con los signos + y o, respectivamente. Trazado en el fondo
climatológica media (1979-1990) promediada del 10 de
0
120
110
100
90
Longitud (ºW)
80
70
60
– 1.5
abril al 21 de noviembre (días julianos 100-325) de la NARR,
con valores positivos que indican inestabilidad.
(MSE) de una parcela de aire se define como la suma de su energía interna, geopotencial y latente. MSE
está dado por la expresión
MSE=CpagsT+gz+Lvq
dóndeCpagses el calor específico del aire seco a presión constante (1004 J kg–1k–1),Tes la temperatura,gramo es la
aceleración de la gravedad (9,81 ms–2),zes altura,Lves el calor latente de vaporización del agua (2.5 106Jkg–1), yqes
la humedad específica. Tenga en cuenta que los términos de energía interna y geopotencial (CpagsT+gz) juntos
constituyen la energía estática seca de la parcela. Saturación MSE es lo mismo que MSE excepto queqse
reemplaza con el valor de saturación,qse sentó(T,pags), una función únicamente de la temperatura y la presión. El
MSS es el MSE de saturación a un nivel de referencia (600 hPa) menos el MSE de superficie, y la columna de aire
es inestable si éste es negativo. La estabilidad estática húmeda climatológica promedio promediada del 10 de
abril al 21 de noviembre de la NARR se muestra como fondo del mapa en la Figura 9. En las regiones oceánicas,
MSS es fuertemente una función de la temperatura del aire en la superficie, que a su vez es fuertemente una
función de SST. Por lo tanto, las áreas con mayor inestabilidad estática húmeda se encuentran sobre la TSM
media anual más cálida, como a lo largo de la costa del Pacífico del sur de México y en la región central del
Caribe.
Antes de diseccionar los términos involucrados en el balance de energía
termodinámica, es necesario asegurarse de que (a) la NARR captura la evolución estacional
observada de la precipitación en la región de interés, y (b) MSS es un buen sustituto de
CAPE. En los paneles de la izquierda de la Figura 10 se muestran la precipitación y la
precipitación normalizada de la NARR. (Los resultados de las pseudoestaciones costeras y
en alta mar son muy similares; por brevedad, solo mostramos los resultados de las
pseudoestaciones en alta mar). De hecho, NARR ofrece una interpretación muy realista del
MSD a lo largo de la costa del Pacífico de América Central y el sur de México. Además,
nuestro MSS calculado usando un nivel de referencia de 600 hPa refleja de cerca los
campos CAPE del producto NARR (Fig. 10;
El MSE de superficie y el MSE de saturación a 600 hPa se descomponen en sus tres componentes y se
presentan en formato de latitud y tiempo en las Figuras 11 y 12, respectivamente. En la superficie, el interior
KB Karnauskaset al.
274
Latitud
25
precip. (kg m–2s–1)
x10–5
8
6
20
4
15
25
CAPA (J kg–1)
25
2000
20
MSS (J kg–1)
15000
10000
20
15
1000 15
10
10
5000
0
2
10
100
200
300
0
100
Latitud
precip. (norma.)
200
300
0
100
CAPA (norma.)
200
300
– 5000
MSS (norma.)
25
2
25
2
25
2
20
1
20
1
20
1
15
0
15
0
15
0
10
– 1 10
–1
10
–1
100
200
Día
300
100
200
Día
300
100
200
Día
300
Fig. 10. Fila superior: Gráficas de tiempo-latitud de precipitación climatológica (1979-1990) (kg m–2s–1), energía
potencial convectiva disponible (CAPE; J kg–1) y estabilidad estática húmeda (MSS; J kg-1) de las pseudoestaciones
marinas de NARR. Fila inferior: como en la fila superior, pero los datos en cada pseudoestación están normalizados
por la media anual local y la desviación estándar estacional. Tenga en cuenta que 1 mm/día ~10–5kg m–2s–1.
El término de energía es casi un orden de magnitud mayor que el término de energía latente (Fig. 11, fila
superior), lo que significa que la temperatura relativamente cálida de la superficie proporciona la mayor parte de
la MSE de la superficie. Sin embargo, como es evidente en la serie normalizada de gráficos (Fig. 11, fila inferior),
tanto la energía estática seca como la energía latente contribuyen fuertemente a laestacionalidadde la superficie
MSE. Esto es razonablemente intuitivo ya que la presión del vapor de agua es una función exponencial de la
temperatura según la relación de Clausius-Clapeyron. Como se indica en el panel superior izquierdo de la Figura
12, el MSE de saturación de 600 hPa es en general menor que el MSE de superficie durante la mayor parte de la
temporada de lluvias dependiente de la latitud. Al igual que con la superficie, el MSE de saturación a 600 hPa
también está dominado por el término de energía interna. El término de energía geopotencial se acerca al ~15 %
de la cantidad aportada por la energía interna en las latitudes del norte, y el término de energía latente
nuevamente refleja el término de energía interna, pero solo en ~7 % del mismo. Al examinar la segunda mitad
del año, hay una falta particularmente llamativa de MSE de saturación a 600 hPa (Fig. 12, paneles de la izquierda),
durante la cual un segundo, aunque más débil,
A pesar de que los presupuestos anuales medios de MSE tanto en la superficie como en altura
están dominados por los términos de energía interna, la variación estacional en función de la latitud
está fundamentalmente influenciada por la variación de la humedad específica de la superficie. Esto
probablemente se deba al mayor rango estacional de humedad específica que a la temperatura del
aire en la superficie, que nuevamente es una propiedad debido a la naturaleza no lineal de la
relación Clausius-Clapeyron. Por ejemplo, el primer pico en MSS (día ~100) es principalmente el
resultado del aumento de la humedad específica de la superficie (Fig. 13, abajo a la derecha).
Además, el máximo relativo de MSS encontrado cerca de la mitad del año (día ~200), que precede al
segundo máximo de precipitación que se propaga hacia el ecuador a lo largo de la costa,
275
Mecanismo para la sequía de verano
x105
Sfc. MSE (J kg–1)
Latitud
25
x105
Sfc. Cpagst (J kg–1)
3.05
3.5 25
20
3.4
15
20
3
15
3.3
10
100
200
10
300
100
Sfc. gz (J kg–1)
200
300
x104
Sfc. Lvq (J kg–1)
25
1
2.95
25
Latitud
4.5
20
20
0.5
15
4
15
3.5
10
100
300
Sfc. MSE (norma.)
100
200
300
Sfc. Cpagst (norma.)
3
25
20
1
20
1
15
0
15
0
–1
10
10
100
200
300
Sfc. gz (norma.)
20
0.5
15
10
100
200
300
Día
0
2
–1
100
1
25
Latitud
0
2
25
Latitud
200
10
200
300
Sfc. Lvq (norma.)
25
2
20
1
15
0
–1
10
100
200
300
Día
Fig. 11. Primera y segunda filas: Gráficas de tiempo-latitud de energía estática
húmeda climatológica (1979-1990) superficial (Sfc. MSE; J kg–1) y sus tres
términos componentes, incluidosCpagsT(Jkg–1),gz(Jkg–1), yLvq(Jkg–1) calculado para
las pseudoestaciones marinas NARR. Filas tercera y cuarta: como en la fila
superior, pero los datos en cada pseudoestación están normalizados por la
media anual local y la desviación estándar estacional. Tenga en cuenta que 1
mm/día ~10–5kg m–2s–1.
Teniendo una mejor comprensión de los términos dominantes en el balance energético
termodinámico estacional, volvemos a la yuxtaposición de lluvia, SD y CAPE (Fig. 14). A lo largo de la
costa del Pacífico de América Central y el sur de México, hay una clara señal de precipitación bianual
que se aprieta hacia un único máximo anual en o muy cerca del Trópico de Cáncer (23,4º N). Entre
KB Karnauskaset al.
276
600 hPa sáb. MSE (J kg–1)
25
Latitud
20
3.4
15
3.3
100
25
200
Latitud
x105
2.76
20
600 hPa gz (J kg–1)
2.74
10
300
100
x104
25
4.36
20
200
300
600 hPa Lvqse sentó(J kg–1)
2.72
x104
1.8
4.34 20
4.32
15
4.3
10
100
200
300
600–hPa MSE (norma.)
4.28
1.6
15
1.4
10
100
200
300
600–hPa Cpagst (norma.)
2
25
20
1
20
1
15
0
15
0
10
–1
10
–1
25
Latitud
600 hPa CpagsT (J kg–1)
15
10
100
200
300
600–hPa gz (norma.)
100
200
2
300
600 hPa Lvqse sentó(norma.)
2
25
20
1
20
1
15
0
15
0
25
Latitud
x105
3.5 25
–1
– 1 10
10
100
200
Día
300
2
100
200
300
Día
Fig. 12. Primera y segunda filas: Gráficas de tiempo-latitud de energía estática
húmeda de saturación climatológica (1979-1990) 600 hPa (Sat. MSE; J kg–1) y
sus tres términos componentes, incluidosCpagsT(Jkg–1),gz(Jkg–1), yLvqse sentó(Jkg–1)
calculado para las pseudoestaciones marinas NARR. Filas tercera y cuarta:
como en la fila superior, pero los datos en cada pseudoestación están
normalizados por la media anual local y la desviación estándar estacional.
los dos máximos es un mínimo relativo que conocemos como MSD. En general, esta estructura está muy alineada
con el SD pero con un desfase de tiempo distinto de menos de dos meses. Esta evolución de la precipitación en
tiempo y latitud puede explicarse bien por los máximos que siguen a SD en CAPE, pero con una excepción obvia.
El único máximo de precipitación que no está precedido por un máximo de CAPE es la precipitación que se
presenta al norte de los 16º N durante la primera mitad del año, la cual está relacionada con el inicio del Norte.
277
Mecanismo para la sequía de verano
Latitud
Sfc. MSE (norma.)
Sfc. MSE sin Tsfcvariedad (norma.)
2
25
2
20
1
20
1
20
1
15
0
15
0
15
0
–1
10
10
–1
100
200
10
100
300
MSS (norma.)
Latitud
Sfc. MSE sin oqsfcvariedad (norma.)
25
200
2
25
–1
300
100
MSS sin Tsfcvariedad (norma.)
200
300
MSS sin oqsfcvariedad (norma.)
25
2
25
2
25
2
20
1
20
1
20
1
15
0
15
0
15
0
–1
10
10
–1
100
200
Día
300
10
100
200
Día
300
–1
100
200
Día
300
Fig. 13. Fila superior: Gráficas de tiempo y latitud de MSE de superficie climatológica (1979-1990), MSE de superficie sin
variación estacional deTsfc, y superficie MSE sin variación estacional deqsfc(todos los valores normalizados por la media
anual local y la desviación estándar estacional). Fila inferior: como en la fila superior pero para estabilidad estática húmeda
(MSS).
Sistema Monzónico Americano por una baja térmica a gran escala sobre México continental y propagándose
hacia el norte y fuera del dominio de análisis (Veraet al., 2006 y referencias en el mismo). Todos los demás
máximos de precipitación relativa local se encuentran después de los máximos relativos locales en CAPE, es decir,
valores grandes de CAPE desestabilizan la atmósfera e inician la convección y la precipitación.
24
22
Latitud
20
18
Diferente
mecanismos
América del norte
monzón
20
1
18
0.5
10
8
– 0.5
siguiendo
piscina caliente
convección
50
–1
100 150 200 250 300 350
Día
1.5
1
0
Sol retrasado-
2
22
dieciséis
12
24
1.5
0.5
14
CABO (en alta mar)
2
Latitud
Lluvia (en alta mar)
dieciséis
0
14
– 0.5
12
–1
10
8
50
100 150 200 250 300 350
– 1.5
Día
Fig. 14. Gráficas de tiempo y latitud de precipitación climatológica (1979-1990) (izquierda) y CAPE (derecha) a lo largo
de la costa del Pacífico de América Central y el sur de México en las pseudoestaciones marinas de NARR (todos los
valores normalizados). Como en todas las figuras anteriores, la delgada línea negra indica el ángulo de declinación
solar. La línea blanca gruesa en el panel izquierdo sigue los máximos de precipitación que se propagan
meridionalmente y se reproduce en el panel derecho. La región delineada por la línea blanca gruesa discontinua
indica la precipitación estacional que está relacionada con el monzón de América del Norte y, como se explica en el
texto principal, es mecánicamente distinta del resto de los máximos de precipitación que se propagan
meridionalmente.
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lo que, a su vez, elimina la humedad y vuelve a estabilizar la atmósfera, hasta que CAPE se acumula nuevamente con el
SD que pasa hacia el ecuador, lo que lleva al segundo máximo de precipitación.
4. Resumen y conclusión
En este documento, hemos presentado un análisis novedoso y objetivo de la distribución global
del fenómeno MSD, y nos hemos centrado en diagnosticar su mecanismo subyacente básico
con observaciones. Aunque existe un MSD robusto en la GCR, no es necesariamente el más
fuerte del mundo en comparación con otras regiones tropicales (p.ej, Golfo de Guinea).
Además, varias regiones costeras extratropicales también exhiben un MSD robusto (p.ej, China
y Japón). Nuestros análisis de precipitación diaria y campos de reanálisis de diagnóstico
apuntan a un mecanismo subyacente relativamente simple para el MSD climatológico a lo largo
de la costa del Pacífico de América Central y el sur de México. Crítico en el mecanismo es el
ángulo de declinación solar, que impulsa una fuerte estacionalidad tanto en las temperaturas
de la superficie como en la humedad de la superficie. La extensión de la excursión estacional
hacia el polo de la ZCIT en cualquier longitud probablemente esté influenciada por la superficie
terrestre, con América Central y México presentando características óptimas para una gran
excursión hacia el norte durante el verano. A lo largo de la SD descendente, la excursión
exagerada de la ZCIT regresa hacia el ecuador al mismo ritmo y con un retraso apropiado con
respecto a la declinación solar. Mientras tanto,
El mecanismo propuesto aquí es esencialmente una extensión del mecanismo de Magaña.et al.(1999)
hipótesis para el primer pico al ciclo bianual completo, sin embargo, el paso descendente del ángulo de
declinación solar también es responsable del segundo máximo de precipitación. Consideramos que este
mecanismo es el más simple posible, ya que también debería ocurrir teóricamente en un mundo sin la influencia
de la geometría continental compleja y requiere solo que la Tierra esté inclinada. Sin embargo, este mecanismo
no puede explicar el MSD en todo el mundo, ya que (a) hay algunos lugares fuera de los trópicos (hacia el polo de
23,5º de latitud N, donde solo hay un paso anual del ángulo de declinación solar) que experimentan un MSD -ciclo
estacional de precipitación (Fig. 2), y (b) hay algunas regiones dentro de los trópicos que no experimentan un
MSD. Es más, el mecanismo propuesto aquí solo puede explicar cómo se desarrolla el MSD climatológico
aproximadamente en función de la latitud; Curtis y Gamble (2007) exploraron un rico conjunto de mecanismos
para las variaciones longitudinales en la MSD dentro de la GMR. Otras características regulares de la climatología,
como la actividad de los ciclones tropicales, pueden explicar un monzón bianual en algunas de estas regiones. Sin
embargo, para la costa del Pacífico de América Central y el sur de México, los mecanismos “remotos” como la
NASH no son esenciales para explicar la existencia de la MSD climatológica y su variabilidad interanual. Una
hipótesis es que la aparición de una NASH extendida hacia el oeste durante la MSD es en realidad una
manifestación de la convección reducida asociada con la MSD en lugar de una causa remota de la MSD. Sin
embargo, nuestros resultados desafían el paradigma existente de que el MSD es el resultado de un mecanismo
distinto de supresión de la precipitación. Más bien, sugerimos que la MSD es esencialmente el resultado del
mismo mecanismo de aumento de la precipitación que ocurre dos veces al año.
La caracterización de la MSD como una característica climatológica dependiente de la latitud relacionada con
la SD fue posible gracias al uso de datos de alta resolución temporal; la propagación meridional del monzón y su
correlación retrasada con el ángulo de declinación solar podrían pasarse por alto fácilmente en datos mensuales
e incluso quizás de pentada fija. La investigación futura abordará la contribución de otros procesos que también
tienden a alcanzar su punto máximo durante el vértice de la MSD, ya que pueden ser esenciales para
Mecanismo para la sequía de verano
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comprensión de la variabilidad interanual y la previsibilidad mediante la modulación de las precipitaciones a lo largo de la costa
del Pacífico de América Central.
Agradecimientos
Los autores agradecen la financiación del Programa de Modelado, Análisis, Predicciones y Proyecciones (MAPP)
de la Oficina del Programa Climático (CPO) de la NOAA, en virtud de los premios NA10OAR0110239 a la Institución
Oceanográfica Woods Hole, NA10OAR4310253 a la Universidad de Maryland y NA10OAR4310252 a la Universidad
de Columbia. La Biblioteca de datos climáticos de IRI/lDEO (http://iridl.ldeo.columbia.edu/) fue una herramienta
invaluable para adquirir los conjuntos de datos de observación utilizados en este estudio. Un agradecimiento
especial a Henry Diaz y Víctor Magaña por organizar el número especial deAtmósferasobre el clima de la región
del Gran Caribe.
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