PROGRAMA DE POSGRADO EN CIENCIAS DE LA...

UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE MÉXICO

PROGRAMA DE POSGRADO EN CIENCIAS DE LA TIERRA

PROFUNDIZACIÓN RÁPIDA DE CICLONES TROPICALES EN EL PACÍFICO NORORIENTAL TROPICAL: SU RELACIÓN CON VÓRTICES OCEÁNICOS

T E S I S QUE COMO REQUISITO PARCIAL PARA OBTENER EL GRADO DE:

DOCTOR EN CIENCIAS DE LA TIERRA

P R E S E N T A

FERNANDO OROPEZA ROSALES

JURADO EXAMINADOR 1) JORGE ZAVALA HIDALGO (PRESIDENTE) 2) RICARDO PRIETO GONZALEZ (VOCAL)

3) GRACIELA BINIMELIS DE RAGA (SECRETARIA) 4) JULIO SHEINBAUM PARDO (SUPLENTE) 5) RENÉ LOBATO SÁNCHEZ (SUPLENTE)

COMITÉ TUTORAL: GRACIELA BINIMELIS DE RAGA, JORGE ZAVALA HIDALGO, ERNESTO DOS SANTOS CAETANO NETO

MÉXICO D.F. AGOTO DE 2012

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Resumen Trabajos recientes han documentado la importancia de vórtices oceánicos

anticiclónicos en la intensificación de ciclones tropicales en las cuencas del Golfo de

México y el Pacífico Noroccidental. Otros estudios también han indicado la presencia

de dichos vórtices en el Pacífico Nororiental Tropical, principalmente durante los

meses de invierno, pero también evidentes durante la temporada de ciclones

tropicales. En este estudio, se analiza y discute el efecto que tienen dichos vórtices en

la distribución espacial del contenido de calor oceánico en la cuenca a lo largo del año,

así como el impacto de esta distribución en la ciclogénesis, en la intensidad de los

ciclones en general y en la profundización rápida de los ciclones tropicales que se

desarrollan en la cuenca.

Se encontró que la interacción entre ciclones tropicales y vórtices oceánicos

anticiclónicos en el Pacífico Nororiental Tropical ocurre con mucha frecuencia, en el

82.5% de los ciclones tropicales que se presentaron entre 1993 y 2009. Un 49.2 % de

los ciclones tropicales en este periodo se formó sobre una zona de alto contenido de

calor oceánico, aumentado por la presencia de vórtices oceánicos anticiclónicos,

remanentes de éstos, o alguna estructura oceánica en etapa de transición entre una

onda de Kelvin de hundimiento atrapada a la costa y los vórtices oceánicos

anticiclónicos que éstas generan en diferentes zonas de las costas del Pacífico

Nororiental Tropical.

ii

De un total de 252 ciclones tropicales analizados en el periodo 1993-2009, cuarenta y

cinco (17.4%) alcanzaron el criterio de profundización rápida y nueve (3.6%) el de

profundización explosiva. Diecises de las diecisiete temporadas analizadas presentan

al menos un ciclón tropical que alcanzó alguno de los criterios de profundización.

Todos los ciclones que alcanzaron los criterios de profundización rápida o explosiva, lo

hicieron después de interactuar con una región de contenido de calor oceánico

localmente incrementado por la presencia de vórtices oceánicos anticiclónicos.

Se encontró que la humedad relativa en 550 hPa y sobre todo, su valor integrado a lo

largo de la vertical en la atmósfera baja, juega un papel muy importante en la

profundización de ciclones tropicales en la región. Asimismo, las estructuras oceánicas

de mesoescala, principalmente los vórtices oceánicos anticiclónicos

(independientemente de su mecanismo de generación) y las ondas de Kelvin de

hundimiento que viajan hacia el norte atrapadas a la costa, juegan un papel

preponderante en la génesis e intensificación de los ciclones tropicales en la cuenca

del Pacífico Nororiental Tropical.

iii

Contenido

Resumen ......................................................................................................................................... i

Contenido .................................................................................................................................... iii

Lista de Figuras ........................................................................................................................... iv

1 Introducción .......................................................................................................................... 1

1.1 Motivación...................................................................................................................... 8 1.2 Planteamiento del problema ........................................................................................... 9

1.3 Los vórtices oceánicos anticiclónicos en la región ...................................................... 13

1.4 Objetivos ...................................................................................................................... 18

2 Datos y metodología ........................................................................................................... 21

2.1 Estimación del contenido de calor oceánico con el modelo de dos capas ................... 22 2.2 Aplicación de la estimación del contenido de calor oceánico para el Pacífico

Nororiental Tropical utilizando el modelo de dos capas .......................................................... 26 2.3 Análisis conjunto de datos de trayectorias de los ciclones tropicales en la región y de

contenido de calor oceánico y altimetría satelital .................................................................... 30 2.4 Criterio de identificación de ciclones tropicales que presentaron profundización rápida

o explosiva ................................................................................................................................ 32

2.5 Evaluación de los parámetros ambientales atmosféricos ............................................. 34

3 Resultados y discusiones .................................................................................................... 40

3.1 Variabilidad Intra-anual del contenido de calor oceánico en el Pacífico Nororiental

Tropical .................................................................................................................................... 40

3.2 Interacción de los ciclones tropicales en la región con áreas de contenido de calor

oceánico elevado por la presencia de vórtices oceánicos o de ondas de Kelvin de hundimiento

atrapadas a la costa ................................................................................................................... 44 3.3 Relación entre profundización de ciclones tropicales y vórtices oceánicos ................. 44 3.4 Casos de estudio ........................................................................................................... 47

3.4.1 Huracán Lidia (8-14 de Septiembre de1993) ........................................................... 48 3.4.2 Huracán Linda (9-17 de Setiembre de 1997) ........................................................... 53 3.4.3 Huracán Nora (16-26 de Septiembre de 1997) ......................................................... 59

3.4.4 Huracán John (28 de Agosto – 4 de Septiembre de 2006) ....................................... 64 3.4.5 Huracán Adrian (11-19 de Junio de 1993) ............................................................... 68

3.5 Variabilidad intra-anual de la actividad de profundización rápida .............................. 71

4 Conclusiones y comentarios finales................................................................................... 76

5 Referencias .......................................................................................................................... 81

iv

Lista de Figuras Figura 1: Trayectoria e intensidad de los ciclones tropicales que han ocurrido en todo el planeta entre 1851 y 2006, los colores en las trayectorias indican la intensidad según la escala Saffir-Simpson (fuente: http://www.meted.ucar.edu/tropical/textbook_es/ch10/tropcyclone_10_1.html) ............. 2 Figura 2: Vista horizontal y vertical esquemática de la dinámica interna de un a) Vórtice Oceánico Anticiclónico y b) Vórtice Oceánico Ciclónico, en el hemisferio norte ........... 12

Figura 3: Descripción esquemática del método de cálculo del Contenido de Calor Oceánico (OHC) utilizando la aproximación del modelo de dos capas. ....................... 26

Figura 4: Valores climatológicos para la temporada de huracanes (mayo a noviembre) derivados a partir del Modelo Digital Ambiental Generalizado (GDEM) para a) temperatura superficial del océano (°C), b) Salinidad (psu), c) densidad potencial de la capa superior (Kgm-3), d) densidad potencial de la capa inferior (Kgm-3), e) profundidad de la isoterma de 20°C, f) profundidad de la isoterma de 26°C .................................... 29 Figura 5: Mapas instantáneos de a) SST (°C), b) SSHA (cm) y c) OHC (kJCm-2) para el 17 de julio de 1995, fecha en que inició el ciclón tropical número 3 (Cosme), de la temporada 1995 ............................................................................................................ 31 Figura 6: Series de tiempo de a) SST (°C), b) SSHA (cm) y c) OHC (kJCm-2) entre el 17 y el 22 de julio de 1995, a lo largo de la vida del huracán Cosme ........................... 32

Figura 7: Evolución de la presión central (línea verde punteada, con su escala al lado derecho en unidades de hPa) y tasa de profundización (línea azul continua, con su escala al lado izquierdo en unidades de hPa/h) para los ciclones tropicales a) Elida-2002 y b) Linda-1997. Las líneas punteadas horizontales indican los umbrales para profundización rápida (magenta) y profundización explosiva (rojo) .............................. 33 Figura 8: Magnitud de la cizalladura (ms-1) del campo de viento horizontal entre 850 y 200 hPa, para el Ciclón Tropical Pauline a las 0000 TUC del 19 de Octubre de 1997, la línea blanca muestra la trayectoria completa del ciclón, los puntos negros muestran la trayectoria parcial cada 6 horas, el asterisco blanco rodeado de un círculo muestra la posición actual del ciclón y el cuadro alrededor de este muestra el área dentro de la cual se calcula el valor promedio que se utiliza en las series de tiempo ...................... 35 Figura 9: Humedad relativa (%) a 550 hPa para el huracán Pauline a las 0000 TUC del 09 de octubre de 1997, la línea blanca muestra la trayectoria completa del ciclón, los puntos negros muestran la trayectoria parcial cada 6 horas, el asterisco rojo rodeado de un círculo muestra la posición actual del ciclón y el cuadro alrededor de este muestra el área dentro de la cual se calcula el valor promedio que se utiliza en las series de tiempo ........................................................................................................... 36 Figura 10: Perfil de humedad relativa entre 1000 y 550 hPa y sus áreas integradas de aire húmedo (azul) y aire seco (verde) con respecto a la humedad relativa de referencia de 75%, calculado con datos de NARR para el huracán Adolph a las 0000 TUC del 30 de Mayo de 2001. El área verde indica aire seco (con HR<75%) y el área azul indica aire húmedo (con HR>= 75%) en el ambiente alrededor del huracán. ....... 38

v

Figura 11: Series de tiempo para a) cizalladura vertical del campo de viento horizontal (ms-1), b) Humedad relativa (%) a 550 hPa, c) aire húmedo (HR>75%) verticalmente integrado (%*hPa), d) aire seco (HR<75%) verticalmente integrado (%*hPa) y e) Contenido de Calor Oceánico (KJcm-2) a lo largo de la vida del huracán Linda, el más intenso del que se tenga registro en el Pacífico Nororiental Tropical ........................... 39

Figura 12: Variabilidad mensual promedio (1993-2009) del contenido de calor oceánico (KJcm-2) en el Pacífico Nororiental Tropical .................................................................. 43 Figura 13: Distribución de frecuencias del número total de ciclones en cada temporada (252, en color azul claro), número de ciclones tropicales que alcanzaron el criterio de profundización rápida (45, en color verde), y número de ciclones tropicales que alcanzaron el criterio de profundización explosiva (9 en color rojo) .............................. 45

Figura 14: Imagen IR del satélite GOES-7 a las 0601 TUC del 11 Septiembre de 1993, momento en que el huracán Lidia alcanzó su máxima intensidad. Al oeste de Lidia se aprecia la presencia del huracán Kenneth (tomada de: http://www.ncdc.noaa.gov/gibbs/year) .......................................................................... 51 Figura 15: Evolución de las variables ambientales a lo largo de la vida del huracán Lidia: a) Campo instantáneo de contenido de calor oceánico (KJcm-2) a las 1800 TUC del 10 de Septiembre de 1993, trayectoria completa (línea magenta) y parcial (puntos negros) del huracán durante su interacción con una zona de contenido de calor oceánico incrementado por la presencia de un vórtice oceánico anticiclónico y una onda de Kelvin de hundimiento atrapada a la costa. b) series de tiempo de magnitud de velocidad del viento (línea azul, escala al lado izquierdo) y presión (línea verde, escala al lado derecho) y c) series de tiempo normalizadas para Humedad Relativa a 550 hPa (línea roja, HR-550), cizalladura vertical 850-200 hPa (línea magenta, WS), intrusión de aire seco (línea verde, DA), intrusión de aire húmedo (línea azul, WA) y Contenido de Calor Oceánico (línea negra, OHC). Las líneas verticales de color gris (en b y c) resaltan el periodo de profundización explosiva para el huracán. ................ 52 Figura 16: Mapa de temperatura superficial del océano según el producto SST-Reynolds de la NOAA, para el 1 de Septiembre de 1993, en el que está sobrepuesta la trayectoria del huracán Jova, que provocó una surgencia de agua fría previa al paso del huracán Lidia .......................................................................................................... 53

Figura 17: Imagen IR del satélite GOES-8 a las 0245 TUC del 09 de Septiembre de 1997, momento en que el sistema nuboso, que precedió al huracán Linda, se encuentra ubicado en la parte sur de las costas mexicanas del océano Pacífico (tomada de: http://www.ncdc.noaa.gov/gibbs/year) ...................................................... 55 Figura 18: Imagen IR del satélite GOES-8 a las 0845 TUC del 12 de Septiembre de 1997, momento cercano al momento en que el huracán Linda alcanzó su máxima intensidad (tomada de: http://www.ncdc.noaa.gov/gibbs/year) ..................................... 56 Figura 19: Evolución de las variables ambientales a lo largo de la vida del huracán Linda: a) Campo instantáneo de Contenido de Calor Oceánico (KJcm-2) a las 1200 TUC del 11 de Septiembre de 1997, trayectoria completa (línea magenta) y parcial (puntos negros) del huracán durante su interacción con una zona de contenido de calor oceánico incrementado por la presencia de un vórtice oceánico anticiclónico. b) series de tiempo para la magnitud de la velocidad del viento (línea azul, escala al lado

vi

izquierdo) y presión (línea verde, escala al lado derecho) y c) series de tiempo normalizadas para Humedad Relativa a 550 hPa (línea roja, HR-550), cizalladura vertical 850-200 hPa (línea magenta, WS), intrusión de aire seco (línea verde, DA), intrusión de aire húmedo (línea azul, WA) y Contenido de Calor Oceánico (línea negra, OHC). Las líneas verticales de color gris (en b y c) resaltan el periodo de profundización explosiva para el huracán. .................................................................... 58 Figura 20: Imagen IR del satélite GOES-8 a las 1445 TUC del 21 de Septiembre de 1997, momento cercano al momento en que el huracán Nora alcanzó su máxima intensidad (tomada de: http://www.ncdc.noaa.gov/gibbs/year) ..................................... 61 Figura 21: Evolución de las variables ambientales a lo largo de la vida de huracán Nora: a) Campo instantáneo de Contenido de Calor Oceánico (KJcm-2) a las 0000 TUC del 21 de Septiembre de 1997, trayectoria completa (línea magenta) y parcial (puntos negros) del huracán durante su interacción con una zona de contenido de calor oceánico incrementado por la presencia de un vórtice oceánico anticiclónico. b) series de tiempo para la magnitud de la velocidad del viento (línea azul, escala al lado izquierdo) y presión (línea verde, escala al lado derecho) y c) series de tiempo normalizadas para Humedad Relativa a 550 hPa (línea roja, HR-550), cizalladura vertical 850-200 hPa (línea magenta, WS), intrusión de aire seco (línea verde, DA), intrusión de aire húmedo (línea azul, WA) y Contenido de Calor Oceánico (línea negra, OHC). Las líneas verticales de color gris (en b y c) resaltan el periodo de profundización rápida para el huracán. ......................................................................... 62

Figura 22: Anomalía de la altura de la superficie del mar (SSHA) y su circulación geostrófica asociada para el 17 de septiembre de 1997, la línea azul muestra la trayectoria del huracán Nora, los puntos magenta muestran la trayectoria parcial hasta las 1200 TUC del 20 se Septiembre de 1997, se resalta el paso de la trayectoria del huracán Nora sobre un par de vórtices oceánicos ciclónicos (escala negativa con circulación en contra de las manecillas del reloj) .......................................................... 63 Figura 23: SST según el producto Reynolds de la NOAA para el 24 de Septiembre de 1997, después del paso del huracán Linda (trayectoria marcada con la línea magenta) y durante el paso del huracán Nora (trayectoria marcada con la línea azul), nótese la surgencia de agua fría provocada por linda .................................................................. 63

Figura 24: Imagen IR del satélite GOES-12 a las 2045 TUC del 30 de Agosto de 2006, momento cercano al momento en que el huracán John alcanzó su máxima intensidad (tomada de: http://www.ncdc.noaa.gov/gibbs/year) ...................................................... 66

Figura 25: Evolución de las variables ambientales a lo largo de la vida de huracán John: a) Campo instantáneo de contenido de calor oceánico (KJcm-2) a las 1200 TUC del 29 de Agosto de 2006, trayectoria completa (línea magenta) y parcial (puntos negros) del huracán durante su interacción con un par de zonas con contenido de calor oceánico incrementado por la presencia de vórtices oceánicos anticiclónicos. b) series de tiempo para velocidad del viento (línea azul, escala al lado izquierdo) y presión (línea verde, escala al lado derecho) y c) series de tiempo normalizadas para Humedad Relativa a 550 hPa (línea roja, HR-550), cizalladura vertical 850-200 hPa (línea magenta, WS), intrusión de aire seco (línea verde, DA), intrusión de aire húmedo (línea azul, WA) y contenido de calor oceánico (línea negra, OHC). Las líneas

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verticales de color gris (en b y c) resaltan el periodo de profundización rápida para el huracán. ........................................................................................................................ 67 Figura 26: Imagen IR del satélite GOES-7 a las 2101 TUC del 15 de Junio de 1993, momento cercano al momento en que el huracán Adrian alcanzó su máxima intensidad (tomada de: http://www.ncdc.noaa.gov/gibbs/year) ...................................................... 69

Figura 27: Evolución de las variables ambientales a lo largo de la vida de huracán Adrian: a) Campo instantáneo de contenido de calor oceánico (KJcm-2) a las 1200 TUC del 15 de Junio de 1993, trayectoria completa (línea magenta) y parcial (puntos negros) del huracán durante su interacción con una zona de contenido de calor oceánico incrementado por la presencia de un vórtice oceánico anticiclónico. b) series de tiempo para velocidad del viento (línea azul, escala al lado izquierdo) y presión (línea verde, escala al lado derecho) y c) series de tiempo normalizadas para Humedad Relativa a 550 hPa (línea roja, HR-550), cizalladura vertical 850-200 hPa (línea magenta, WS), intrusión de aire seco (línea verde, DA), intrusión de aire húmedo (línea azul, WA) y Contenido de Calor Oceánico (línea negra, OHC). Las líneas verticales de color gris (en b y c) resaltan el periodo de profundización rápida para el huracán. ........................................................................................................................ 70 Figura 28: Número total de huracanes que se presentaron en el período 1993-2009 separados por el mes en el que dieron inicio (barras azules), número de huracanes que presentaron algún criterio de profundización, separados por el mes en que ocurrió el episodio de profundización (barras verdes) y probabilidad de que algún huracán presente un episodio de profundización rápida durante los diferentes meses (puntos rojos) ............................................................................................................................. 72

Figura 29: Mapa de contenido de calor oceánico (OHC) promedio para el mes de julio. Los puntos indican la ubicación en la que todos los huracanes del registro histórico (1949-2009) que ocurrieron durante julio con categoría 3 (puntos negros), 4 (puntos magenta) y 5 (puntos rojos) alcanzaron su máxima intensidad .................................... 75 Figura 30: Mapa de contenido de calor oceánico (OHC) promedio para el mes de octubre. Los puntos indican la ubicación en la que todos los huracanes del registro histórico (1949-2009) que ocurrieron durante octubre con categoría 3 (puntos negros), 4 (puntos magenta) y 5 (puntos rojos) alcanzaron su máxima intensidad .................... 75

Profundización rápida de ciclones tropicales en el Pacífico Nororiental Tropical: su relación con vórtices oceánicos

Capítulo 1

1

CAPÍTULO 1 Introducción

1 Introducción

Los ciclones tropicales (CT) son complejos sistemas dinámicos con un centro de baja

presión en superficie y núcleo caliente, no asociados a sistemas frontales, en los

cuales se observa convección organizada en bandas cuasi-simétricas y con una

circulación ciclónica bien definida del viento en superficie. Se desarrollan sobre las

aguas cálidas del océano en las regiones tropicales del planeta, a excepción del

Pacífico Suroriental y el Atlántico Sur, en donde la cizalladura vertical del viento en la

tropósfera es muy intensa y típicamente no existe Zona de Convergencia Intertropical

(ITCZ, por sus siglas en inglés) sobre el océano (Gray, 1975). Sin una ITCZ que

provea vorticidad sinóptica y convergencia, y teniendo cizalladura intensa, es muy

difícil que ocurra la génesis de CT en esa región. De esta forma, los CT se desarrollan

en tres grandes regiones del planeta, como se muestra en la Figura 1, la primera gran

región se extiende desde el Atlántico Tropical Noroccidental a través del mar Caribe y


Capítulo 1

2

el Golfo de México, y continúa en el Pacífico Nororiental Tropical. La segunda gran

región inicia en la parte norte del Pacífico Central y se extiende hacia el oeste a través

del Mar de la China Meridional, la Bahía de Bengala y el Mar Arábigo. La tercera

región se extiende desde la parte sur del Pacífico Central a través del Mar del Coral en

Australia y a lo largo de la parte sur del Océano Índico hasta Madagascar y la región

continental de África.

Figura 1: Trayectoria e intensidad de los ciclones tropicales que han ocurrido en todo el planeta entre 1851 y 2006, los colores en las trayectorias indican la intensidad según la escala Saffir-Simpson (fuente: http://www.meted.ucar.edu/tropical/textbook_es/ch10/tropcyclone_10_1.html)

De la figura 1 se pueden resaltar varios aspectos importantes de los CT:

Los CT no se forman muy cerca del ecuador


Capítulo 1

3

El Pacífico Noroccidental Tropical es la región con mayor actividad ciclónica en

el planeta. Ésta es además la región con el mayor número de CT intensos

(colores anaranjados a rojos en las trayectorias de la figura 1).

Los CT en el Pacífico Noroccidental Tropical y en el Atlántico Norte pueden

tener trayectorias que se extienden a latitudes muy altas. Los CT que siguen

estas trayectorias tan largas generalmente experimentan transición extra-

tropical.

El Océano Índico del norte (la Bahía de Bengala y el mar Arábigo) está

delimitado por tierra al norte, lo cual limita el tiempo de vida de los Cts. Algo

similar ocurre en el Pacífico Nororiental Tropical dado que la temperatura del

mar disminuye significativamente hacia el norte, afectando la vida de los Cts en

dicha cuenca.

En la Bahía de Bengala se forman alrededor de cinco veces el número de CT

que se observan sobre el mar Arábigo. Las altas montañas, las planicies

costeras bajas, los deltas de los ríos que desembocan en la Bahía de Bengala

y la densidad de la población en la zona se combinan para hacer a esta región

extremadamente vulnerable a los CT. De hecho, los dos CT más devastadores

en la historia ocurrieron en esta región (Bhola-1970 con más de 300,000

víctimas mortales y Chittagong-1991 con más de 138,000 víctimas mortales,

ambos en Bangladesh)


Capítulo 1

4

Los CT del hemisferio sur son generalmente más débiles que los del Pacífico

Norte y la cuenca del Atlántico, esto tiene que ver con que la energía térmica

del océano en el hemisferio sur es menor.

La extensión del Jet subtropical hasta las latitudes tropicales en el hemisferio

sur al nivel de 200 hPa, actúa como una limitante para las trayectorias de los

CT; a pesar de eso, algunos CT en el hemisferio sur experimentan transición

extra-tropical.

A pesar de ser poco frecuente, algunos sistemas con características

semejantes a CT pueden ocurrir en el Atlántico Sur y junto a las costas

subtropicales orientales de Australia y Sudáfrica

La actividad de los CT en el planeta tiende a seguir los ciclos del sol, alcanzando su

máximo en el verano y otoño y casi desapareciendo a inicios del invierno (en cada

hemisferio de la tierra). En el Pacífico Noroccidental Tropical se pueden desarrollar CT

durante cualquier mes del año, pero son raros durante el invierno. La intensidad de un

CT en un tiempo dado se ve afectada por una gran cantidad de procesos físicos,

algunos de los cuales son internos y otros involucran interacciones entre los CT y el

medio en el que se desarrollan (Emanuel, 1986).

En primera aproximación, los CT plenamente desarrollados pueden ser considerados

circulares; el viento sopla en orbitas circulares alrededor de un centro de baja presión

ubicado en el ojo. La baja presión tiende a atraer al aire hacia adentro, proveyendo la


Capítulo 1

5

aceleración centrípeta, que se requiere para que el aire orbite alrededor del centro de

giro. Esta relación entre presión y viento se conoce como balance ciclostrófico. En

forma más general, cuando el efecto de Coriolis, debido a la rotación de la tierra, se

convierte en un factor adicional, este balance se conoce como “gradiente”. Dentro de

los primeros cientos de metros de la superficie, la fricción entre el viento y las olas

frena al viento gradualmente por debajo de la velocidad de equilibrio. Así, predomina la

aceleración hacia adentro debido a la diferencia de presión, y el aire sigue trayectorias

espirales hacia adentro, extrayendo energía térmica del océano que alimenta la

convección alrededor del ojo.

Los vientos superficiales más intensos se encuentran en el borde exterior del ojo del

CT, en donde el flujo se torna vertical, alimentando la convección profunda en las

paredes del ojo. En el centro del ojo de un CT plenamente desarrollado, los vientos se

encuentran en calma y casi no existen nubes. A cierta distancia hacia afuera, entre

300 y 1000 km los vientos se mezclan con los flujos de gran escala que rodean al CT.

La principal fuente de energía de los CT es la liberación de calor latente de

condensación. Este calentamiento establece los gradientes de presión que impulsan a

los vientos en los CT. El contenido de calor total del aire tropical normal, que es

levantado al nivel de equilibrio boyante sin que éste se mezcle con el aire circundante,

es insuficiente para generar presiones centrales por debajo de 1000 hPa, que son

requeridas para producir y mantener un CT. Para que la presión central descienda por


Capítulo 1

6

debajo de 1000 hPa, el ascenso adiabático de las parcelas de aire debe ocurrir con

valores ascendentes de temperatura potencial equivalente (ΘE). Este incremento en ΘE

solo se puede obtener a través de la absorción de calor latente y sensible del océano

(Malkus and Riehl, 1960).

Según Emanuel (1986), en el ciclo energético de un CT el aire en la superficie gira en

un movimiento de espiral hacia el centro de la tormenta y la tasa y la cantidad de calor

absorbido desde el océano es controlada por la velocidad del viento y las diferencias

en temperatura y presión de vapor entre el océano y la atmósfera. Este calor adicional

se manifiesta mayormente como un incremento en la humedad, dado que se evapora

agua del océano y se denomina calor latente. No hay un aumento de la temperatura

del aire cercano al océano cuando el vapor de agua condensa dentro de las nubes, el

calor latente se convierte en calor sensible y la temperatura se incrementa en algún

lugar del sistema. El incremento total en el contenido de calor en esta etapa es

proporcional al incremento en el contenido de vapor de agua y a la disminución en la

presión. Este efecto es llamado “incremento de calor por expansión isotérmica”.

Una vez que el aire alcanza la pared del ojo, se mueve rápidamente hacia arriba hasta

alcanzar una altitud aproximada de 15 a 18 km (cerca de la tropopausa o la

estratosfera), donde fluye hacia afuera del sistema. El ascenso es casi adiabático, lo

cual quiere decir que no hay calor neto agregado en este proceso a pesar de que hay


Capítulo 1

7

grandes conversiones de calor latente a sensible. El calor es exportado al ambiente

que rodea al CT y finalmente se disipa por radiación hacia el espacio.

La importante función de la temperatura superficial del océano (SST, por sus siglas en

inglés) en la formación e intensificación de los CT fue reconocida en estudios pioneros

desde hace décadas (Palmen, 1948; Miller, 1958). Por otra parte, los primeros

estudios de interacción océano-atmósfera enfatizaron el desarrollo de la

retroalimentación negativa entre el ciclón tropical y el océano: la capa superficial del

océano enfriada por la presencia del CT afecta a la atmósfera disminuyendo los flujos

aire-mar conforme la temperatura del océano y de la parte baja de la capa de mezcla

atmosférica se aproximan al equilibrio (Chang y Anthes, 1978). Si el CT se intensifica,

los vientos inducen mayor esfuerzo en la capa de mezcla oceánica (OML, por sus

siglas en inglés) causando una fuerte mezcla turbulenta a través de la base de la OML,

del lado derecho de la trayectoria del huracán. Asimismo, se produce el afloramiento

de la termoclina debido al transporte neto inducido por el viento, fuera del centro del

ciclón a lo largo de la trayectoria (Price, 1981; Gill, 1982; Shay et al., 1992). Los

efectos de mezcla inducidos por cizalladura aumentan la profundidad de la OML y la

enfrían conforme agua de la termoclina, que es más fría, se mezcla desde abajo,

provocando que la OML y la SST decrezcan, limitando los flujos de calor y de

humedad aire-mar y reduciendo la intensidad del CT. Este mecanismo de

retroalimentación negativa, es particularmente efectivo cuando la profundidad de la

OML es somera o cuando los CT se vuelven estacionarios o tienen una velocidad de


Capítulo 1

8

traslación muy pequeña. Evidencia observacional ha indicado que es la temperatura

de la OML más que la SST la que controla los flujos de calor latente y sensible desde

el océano hacia la atmósfera durante el paso de un CT (Jacob et al., 2000; Jacob and

Shay, 2003; Shay and Uhlhorn, 2008).

1.1 Motivación

La Profundización Rápida de un ciclón tropical es la disminución en la presión mínima

al nivel del mar de 1.75 hPa/hr ó 42 hPa durante 24 horas. La Profundización

Explosiva es la disminución de la presión central de 2.5 hPa/hr durante al menos 12

horas ó 5 hPa/hr durante al menos seis horas.

(http://www.nhc.noaa.gov/aboutgloss.shtml)

Durante la temporada de ciclones tropicales del Atlántico Norte de 1995, el Huracán

Opal (el más intenso de esa temporada) experimentó una Profundización Rápida de

forma inesperada (no pronosticada) 24 horas antes de su entrada en tierra. La presión

mínima del sistema pasó de 965 hPa a 916 hPa en tan solo 14 h, y esto ocurrió

mientras Opal se trasladaba sobre un vórtice oceánico anticiclónico que se había

desprendido de la corriente de lazo en el Golfo de México (Hong et al., 2000). Después

de esta interacción, los vientos sostenidos en superficie (promediados en 1 minuto)

aumentaron de 35 a más de 60 ms-1 y el radio de vientos máximos disminuyó de 40 a

25 km (Shay et al., 2000).


Capítulo 1

9

En el Pacífico Noroccidental el súper tifón Maemi (el más intenso de la temporada

2003) presentó un incremento en su velocidad máxima de 41 ms-1 a su valor pico de

77 ms-1 durante su interacción durante 36 h con un vórtice oceánico anticiclónico. Lin

et al (2005) demostraron que el vórtice actuó como un aislante eficaz entre el tifón y el

agua fría del océano profundo, inhibiendo el efecto de la retroalimentación negativa

descrito en la sección anterior.

Los huracanes Katrina y Rita, respectivamente, el tercero y segundo más intensos de

la temporada 2005 en el Atlántico Norte, experimentaron Profundización Rápida

durante su encuentro con un vórtice oceánico anticiclónico en el Golfo de México.

Jaimes y Shay (2009) han estudiado estos casos usando una gran variedad de

conjuntos de datos para evaluar el rápido aumento de intensidad observado en Katrina

y Rita durante su paso sobre estructuras oceánicas de mesoescala como un vórtice

oceánico anticiclónico y la corriente de lazo. Concluyen que, en cada caso la

disminución de la presión central está mejor correlacionada con la profundidad de la

isoterma de 26 °C y el contenido de calor oceánico que con la temperatura superficial

del mar.

1.2 Planteamiento del problema Los vórtices oceánicos son estructuras de mesoescala que se presentan con

frecuencia en la dinámica del océano, en muchas regiones del planeta su existencia

está relacionada a la presencia de fuertes corrientes que, por la batimetría o la


Capítulo 1

10

configuración de la línea de costa por las que transitan, recurvan formando meandros

que eventualmente se convierten en circulaciones cerradas que se desprenden de la

corriente principal y viajan de forma independiente, tal es el caso de los vórtices que se

desprenden de la corriente de lazo en el Golfo de México, de la Corriente Australiana

Oriental al este de Australia, o de la corriente de Agulhas al sur de África. También

existen otros mecanismos de generación que han sido documentados en otras

regiones del planeta.

La presencia de vórtices oceánicos tiene impacto en la estructura vertical de la capa

superficial del océano, modificando las condiciones que representan la fuente de

energía para la evolución de los ciclones tropicales. La figura 2 muestra un gráfico

esquemático de las vistas horizontal y vertical de la circulación asociada a un vórtice

oceánico anticiclónico (a) y a un vórtice oceánico ciclónico (b). En el hemisferio norte,

el flujo horizontal anticiclónico (a favor de las manecillas del reloj) induce una

circulación secundaria que se dirige hacia el centro del giro (Fig. 2a). En la vertical,

esta convergencia horizontal tiene que ser balanceada por un movimiento

descendente. Como el agua cercana a la superficie es más caliente y el flujo hacia

abajo incrementa la profundidad de las isotermas, el resultado es una alberca local de

agua caliente más profunda que sus alrededores. Estas estructuras son conocidas

también como “vórtices de centro cálido” y se caracterizan por el hundimiento de varios

metros de las isotermas en el centro del vórtice (en regiones como el Golfo de México

dicho hundimiento puede ser de varias decenas de metros) además, generalmente


Capítulo 1

11

presentan una estructura vertical de temperatura y salinidad diferente a la de las aguas

circundantes. Por el contrario, un vórtice con flujo horizontal ciclónico (en contra de las

manecillas del reloj) induce una circulación secundaria dirigida hacia la periferia del

giro (Fig. 2b) y en la vertical esta divergencia horizontal debe ser equilibrada por un

movimiento ascendente que trae agua fría de zonas más profundas hacia la superficie,

lo que resulta en una alberca local de agua caliente menos profunda que sus

alrededores o incluso de agua fría (cuando la termoclina llega a emerger a la

superficie). Estas estructuras también son conocidas como “vórtices de centro frío”.

En el Pacífico Nororiental Tropical, varios autores han documentado la existencia de

vórtices oceánicos tanto ciclónicos como anticiclónicos en el Golfo de Tehuantepec, en

México y el Golfo de Papagayo, en Costa Rica (Clarke, 1998; McCreary et al., 1989;

Lavin et al., 1992; Giese et al., 1994; Trasviña et al., 1995, Müller-Karger y Fuentes-

Yaco, 2000, Palacios y Bograd, 2005) relacionando su génesis con vientos fuertes e

intermitentes que cruzan del Atlántico al Pacífico a través de cañones en las regiones

montañosas, principalmente durante la temporada fría del hemisferio boreal (otoño-

invierno). En general los vórtices oceánicos ciclónicos en la región son menos intensos

(en cuanto a su altura dinámica y circulación geostrófica asociada) y tienen un tiempo

de vida mucho más corto que los vórtices oceánicos anticiclónicos.


Capítulo 1

12

Figura 2: Vista horizontal y vertical esquemática de la dinámica interna de un a) Vórtice Oceánico Anticiclónico y b) Vórtice Oceánico Ciclónico, en el hemisferio norte

En trabajos más recientes Zamudio et al (2001; 2006; 2007; 2008) analizan y discuten

la existencia de vórtices oceánicos anticiclónicos en diferentes regiones a lo largo de

las costas del Pacífico Mexicano, resaltando, además de los que se generan en el

Golfo de Tehuantepec, otras tres regiones: frente a las costas de Guerrero; frente a las

costas de Jalisco y Nayarit en la zona de Cabo Corrientes y las Islas Marías; y en la


Capítulo 1

13

parte sur del Golfo de California. En esos trabajos se dicuten mecanismos de

generación asociados a los Tehuanos pero también otros que revelan la presencia de

estos vórtices durante la temporada de huracanes en la región. En esta tesis se

explora la relación entre la Profundización Rápida de los ciclones tropicales en el

Pacifico Nororiental Tropical y su interacción con vórtices oceánicos anticiclónicos.

1.3 Los vórtices oceánicos anticiclónicos en la región La actividad de vórtices oceánicos anticiclónicos en el Pacífico Nororiental Tropical

está dominada por los vórtices que se generan en el Golfo de Tehuantepec y en el

Golfo de Papagayo. Dichos vórtices se desplazan hacia el oeste desde la costa, dentro

de una banda de latitud entre 8°N y 15°N, con dimensiones horizontales que van

desde 100 hasta más de 400 Km de diámetro. Estos vórtices mantienen su intensidad

a lo largo de varios meses (entre octubre y julio) y se desplazan más allá de la

longitud 130°W. Según un censo realizado por Palacios y Bograd (2005) entre 1993 y

2004, el número total de vórtices observados presenta una gran variabilidad inter-

anual, con un mínimo de tres y un máximo de trece por año. En general se forman más

vórtices en el Golfo de Tehuantepec (3.5 en promedio al año) que en el Golfo de

Papagayo (2.2 en promedio al año), y los vórtices de Tehuantepec tienden a ser más

intensos y más longevos. Con frecuencia dos vórtices se fusionan en una estructura

coherente que se mantiene y se sigue desplazando; generalmente esta fusión ocurre

entre un vórtice de Tehuantepec y uno de Papagayo, pero también se pueden

observar fusiones entre dos vórtices de Tehuantepec. El número, la intensidad (en

cuanto a su altura dinámica y circulación geostrófica) y el tiempo de vida de los


Capítulo 1

14

vórtices se ven incrementados en años con fenómeno de El Niño (p.e. El Niño 1997-

1998 y 2002-2003).

Otros estudios han demostrado el importante papel que juegan las ondas de Kelvin

baroclínicas de hundimiento, que viajan hacia el polo atrapadas a la costa del pacífico

Mexicano, en la generación de vórtices oceánicos anticiclónicos. Durante la temporada

otoño-invierno boreal, el Pacífico ecuatorial se caracteriza por la formación de 2 a 4

ondas de Kelvin baroclínicas de hundimiento o “downwelling” (ondas internas que

hunden la termoclina) intra-estacionales (30-90 días) que son más frecuentes y más

intensas durante años con fenómeno El Niño. Estas ondas se propagan hacia el este

hasta alcanzar la costa oeste del continente Americano, donde se dividen en dos

ondas atrapadas a la costa que se propagan hacia el norte y hacia el sur. Las que

viajan hacia el norte, llegan al Golfo de Tehuantepec y continúan hacia el norte hasta

internarse en el Golfo de California (Spillane et al., 1987; Enfield, 1987; Kessler et al.,

1995; Melsom et al., 2003). Al analizar un diagrama Hovmöller de SSH vs Tiempo

generado a partir de simulaciones de NLOM (figura 7 en Zamudio et al. 2006), primero

a lo largo del Ecuador desde el Pacífico del oeste y luego a lo largo de la costa este

del Pacífico, se resaltan los siguientes puntos: a) El Pacífico central y del este como

las regiones de generación de las ondas ecuatoriales, b) una velocidad de propagación

casi constante (2.3 m/s), lo cual denota el carácter no dispersivo de estas ondas, c)

variación interanual en el número e intensidad de las ondas, d) proliferación de las


Capítulo 1

15

ondas durante la temporada fría boreal y los años con fenómeno El Niño y e)

amplificación de las ondas conforme se desplazan hacia el polo a lo largo de la costa.

A través de un análisis del rotacional del esfuerzo del viento (que contiene la

información principal para calcular el transporte de masa provocado por el viento)

calculado a partir de datos del modelo del Centro Europeo de Pronóstico a Mediano

Plazo (ECMWF, por su siglas en inglés) y de anomalías del nivel del mar tanto

simuladas con el modelo NLOM como medidas con altimetría satelital

(Topex/Poseidon) entre 1992 y 2000. Zamudio et al (2006) muestran que no hay

coincidencia en la variabilidad interanual del viento en el Golfo de Tehuantepec y el

número e intensidad de los vórtices anticiclónicos en la región. En contraste, las

simulaciones de NLOM (forzado con vientos de ECMWF) muestran que además de los

vientos en el Golfo de Tehuantepec (que son el mecanismo principal para la formación

de vórtices oceánicos en la zona) las ondas de Kelvin baroclínicas de hundimiento,

atrapadas a la costa, que viajan hacia el polo, originadas en el Pacífico Ecuatorial y

que presentan variación intra-estacional (30 a 90 días) e interanual (2 a 7 años),

juegan un papel crucial en la generación y modulación de los vórtices de Tehuantepec

y un papel dominante en su variabilidad interanual. Se discute la formación de vórtices

tanto en la temporada fría como en la templada, con un promedio anual de 5 vórtices

al año. Se destaca en particular la formación de dos vórtices oceánicos anticiclónicos

durante el verano de 1997, en un periodo con vientos débiles en el Golfo de

Tehuantepec, además de la proliferación de los vórtices durante años El Niño. A


Capítulo 1

16

excepción del año 1997, en general los vórtices de la temporada fría son más grandes,

intensos y se presentan en mayor número que los de la temporada templada para el

periodo analizado.

Zamudio et al. (2001), combinando altimetría satelital y resultados del modelo NLOM

estudian la circulación a lo largo de la costa suroeste de México. Sus resultados

muestran que las ondas de Kelvin, de la fase caliente de un intenso fenómeno El

Niño/Oscilación del Sur (ENOS), desestabilizan la circulación en el océano superior. El

efecto de ENOS aparece en tres diferentes etapas. En la primera, se desarrolla un jet

costero que se caracteriza por un flujo con fuerte cizalladura vertical. En la segunda, el

flujo se fortalece, incrementando su dimensión horizontal y la amplitud de sus

oscilaciones. Finalmente, el jet se vuelve inestable y se rompe en vórtices oceánicos

anticiclónicos, que se separan de la costa (a la altura de las costas de Guerrero) y

derivan hacía el suroeste. La génesis y fortalecimiento del jet se debe a la ocurrencia

simultánea de la Corriente Costera de Costa Rica, que fluye hacia el polo a lo largo de

la costa suroeste de México, y la circulación hacia el polo asociada con la onda de

Kelvin de ENOS. Sus resultados también demuestran que la formación de vórtices

anticiclónicos en la zona, no se limita a años El Niño intensos, aunque los vórtices más

intensos se generan en años con esa característica.

La génesis de vórtices oceánicos anticiclónicos en la región de Cabo Corrientes y las

islas Marías (frente a las costas de Jalisco y Nayarit) es analizada en Zamudio et al.


Capítulo 1

17

(2007). El análisis de sus resultados muestra que esta región se caracteriza por

corrientes costeras medias en dirección al polo, generadas por el forzamiento del

viento local, y que las corrientes locales son intensificadas (de 8 a 80 cm/s) por la

llegada de las ondas baroclínicas atrapadas a la costa, que tienen su origen en el

Pacífico ecuatorial. Los vórtices oceánicos se generan en esta zona cuando las

corrientes intensificadas pasan por estructuras parecidas a cabos en la línea de costa

o la plataforma continental. Se generan un promedio de 2.5 vórtices anticiclónicos por

año en esta región. La formación de estos vórtices varía en forma interanual

incrementándose durante años El Niño. Sus análisis sugieren que ni la topografía del

fondo, ni los vientos locales, ni las inestabilidades baroclínicas son esenciales para la

generación de los vórtices, son los cabos y los eventos transitorios asociados con las

ondas atrapadas a la costa los que son esenciales para la formación de los vórtices

en esta zona.

La formación de vórtices oceánicos anticiclónicos en la parte sur del Golfo de

California durante el verano es evaluada en Zamudio et al. (2008), utilizando una

versión regional (en el Golfo de California) del modelo HYCOM con la que generan

varios experimentos en los que aíslan los efectos del viento local y de los efectos de

forzamiento oceánico remoto. Sus resultados muestran que el viento local no resulta

esencial para la generación de estos vórtices, pero sí lo es el forzamiento remoto. El

mecanismo de generación está relacionado a las corrientes deterministas cercanas a

la costa, que viajan hacía el polo con frontera al este y su interacción con la batimetría


Capítulo 1

18

y la configuración de la línea de costa (como es el caso de las desembocaduras de los

ríos Sinaloa y San Lorenzo, o los cabos en Topolobampo y Cabo Lobos en las costas

de Sonora). El arribo de ondas de Kelvin atrapadas a la costa, contribuye a la

formación y fortalecimiento de los vórtices en la región.

Los vórtices oceánicos anticiclónicos que se forman en diferentes regiones a lo largo

de las costas mexicanas del océano Pacífico y cuyos orígenes son influenciados por

ondas de Kelvin baroclínicas de hundimiento atrapadas a la costa, son en general más

pequeños, menos intensos y con tiempos de vida más cortos que los que se generan

por el efecto del viento en Tehuantepec y Papagayo, pero su presencia es frecuente

durante el verano.

1.4 Objetivos

Considerando que a la fecha no existen estudios que hayan explorado la relación entre

la presencia de vórtices oceánicos anticiclónicos en la región del Pacífico Nororiental

Tropical y los ciclones tropicales, en este estudio se evalúa la contribución de dichos

vórtices a la Profundización Rápida de ciclones tropicales en la región. En particular,

se plantea responder las siguientes preguntas:

1. ¿La interacción entre CT y vórtices oceánicos anticiclónicos se produce en la

cuenca del Pacífico Nororiental Tropical?

2. ¿Si esto ocurre, que tan frecuentemente se presenta?


Capítulo 1

19

3. ¿Es esta interacción una condición necesaria para que se produzca

profundización rápida y/o profundización explosiva durante la evolución de los

ciclones tropicales en la región?

4. ¿Es esta interacción un factor importante en el desarrollo de huracanes intensos

(categorías 3, 4 y 5) en la región?

Este trabajo ha sido organizado en cuatro capítulos. En el capítulo dos se describen

los datos utilizados y la metodología aplicada para calcular el contenido de calor

oceánico, para analizar la interacción de los vórtices oceánicos con los ciclones

tropicales en la región, se describe también el criterio utilizado para identificar los

ciclones tropicales que presentaron profundización rápida o explosiva, así como la

evaluación de los parámetros ambientales atmosféricos. En el capítulo tres se

presentan los resultados y discusiones sobre la variabilidad intra-anual del contenido

de calor oceánico en el Pacífico Nororiental Tropical, sobre la interacción de los

ciclones tropicales con zonas de alto contenido de calor oceánico aumentado por la

presencia de estructuras oceánicas, la relación entre profundización de los ciclones

tropicales y los vórtices oceánicos anticiclónicos. Se presentan además dos casos de

estudio de ciclones tropicales que presentaron profundización rápida, dos casos que

presentaron profundización explosiva y un caso que a pesar de tener interacción con

una zona de alto contenido de calor oceánico enriquecida por la presencia de un

vórtice oceánico anticiclónico no presentó profundización rápida y tampoco alcanzó

categoría de huracán mayor. Por último en este mismo capítulo se presenta una

sección dedicada a revisar la variabilidad intra-anual de la actividad de profundización


Capítulo 1

20

rápida en la cuenca. Finalmente en el capítulo cuatro se presentan las conclusiones,

comentarios finales y recomendaciones para trabajo futuro.


Capítulo 2

21

CAPÍTULO 2 Datos y metodología

2 Datos y metodología

Con el fin de responder a las preguntas planteadas, se utilizó una variedad de

conjuntos de datos: I) El Best-Track generado por el Centro Nacional de Huracanes

(Davis, et al., 1984); II) productos de altimetría satelital (producidos por Ssalto/Duacs y

distribuidos por el Archiving, Validation and Interpretation of Satellite Oceanographic

data (AVISO) con el apoyo del Centro Nacional de Estudios Espaciales de Francia

(http://www.aviso.oceanobs.com/duacs/); III) El Reanálisis Regional para Norte

América (NARR, por sus siglas en inglés; Mesinger, et al., 2005); IV) La climatología

oceánica GDEM generada por la Marina de los Estados Unidos (Teague et al., 1990);

v) El Atlas Mundial del Océano (Levitus and Boyer, 1994); VI) El producto de

Temperatura Superficial del Océano de la National Oceanic and Atmospheric

Administration (NOAA, Reynolds et al., 2002); VII) Los datos de Temperatura

Superficial del Océano tomados por el sensor de imagen de microondas del TRMM

(TMI; producidos por Remote Sensing Systems y patrocinados por el proyecto Earth


Capítulo 2

22

Science MEaSUREs DISCOVER de la NASA, cuyos datos están disponibles en

www.remss.com); y viii) Datos de Temperatura Superficial del Océano del sensor

Advanced Microwave Scanning Radiometer – EOS (AMSR-E; producidos por Remote

Sensing Systems y patrocinados por el proyecto Earth Science MEaSUREs

DISCOVER de la NASA, cuyos datos están disponibles en www.remss.com).

La metodología empleada se presenta en las siguientes secciones, en las que se

describe la forma de estimar el contenido de calor oceánico utilizando el modelo de

dos capas y su aplicación al Pacífico Nororiental Tropical. Asimismo, se describe el

análisis conjunto de los datos de trayectorias de los ciclones tropicales en la región con

datos de contenido de calor oceánico y altimetría satelital para localizar casos de

interacción entre vórtices oceánicos anticiclónicos y ciclones tropicales y el criterio de

identificación de ciclones tropicales que presentaron profundización rápida o explosiva.

Por último, se describe la evaluación de los parámetros ambientales atmosféricos.

2.1 Estimación del contenido de calor oceánico con el modelo de dos capas Mientras que el océano ha sido reconocido como la fuente de energía para los

huracanes durante más de medio siglo (Palmen, 1948; Fisher, 1958; Perlroth, 1967;

Leipper, 1967), estudios posteriores han indicado que la intensidad máxima que un

huracán pude alcanzar, se puede ver limitada por efectos termodinámicos,

principalmente relacionados con la SST (Miller, 1958; Emanuel, 1986). Estudios más

recientes de los huracanes Katrina y Rita (Jaimes y Shay, 2009) mostraron que las


Capítulo 2

23

disminuciones de la presión central al nivel del mar estaban directamente

correlacionadas con una mayor profundidad de la isoterma de 26°C y con el contenido

de calor oceánico (OHC, por sus siglas en inglés), más que con la SST, que

esencialmente no mostraba variación espacial para esos casos. El OHC relativo a una

temperatura de referencia Tref = 26°C está dado por:

z

HZ

refww )dzTz(ΤCρOHC

26

)( (1)

donde w es la densidad media del agua superficial del océano (1,026 kgm-3), wC es

el calor específico del agua de mar a presión constante (4,178 Jkg-1°K-1) y T(z) es la

estructura vertical de temperatura del océano superior. Es importante mencionar que la

temperatura de referencia es 26°C, ya que es ésta la temperatura que se asume para

ciclogénesis tropical (Palmen, 1948) y que los límites de la integral van desde la

profundidad de la isoterma de 26°C (H26) hasta la elevación de la superficie libre del

océano ( ).

La estimación del OHC requiere la evaluación del perfil vertical de temperatura, que no

siempre está disponible a partir de observaciones. Una forma burda de calcularlo sería

tomando el valor climatológico de H26, pero eso no brindaría información de la

variación del OHC con el que ha interactuado cada ciclón tropical. Por lo tanto, para el

cálculo del OHC se utilizó el método propuesto por Goni et al. (1996) y Shay et al.

(2000). El OHC se estima utilizando datos satelitales de altimetría y de SST en

combinación con un modelo oceánico de dos capas, de gravedad reducida. En este


Capítulo 2

24

esquema, las capas superior e inferior están separadas por la profundidad de la

isoterma de 20 °C y la gravedad reducida está dada por:

2

12 )('

gg (2)

donde g es la aceleración de la gravedad (9.81 ms-2), 1 representa la densidad de la

capa superior y 2 la densidad de la capa inferior (O'Brien y Reid, 1967; Kundu, 1990;

Goni et al., 1996). En esta aproximación la profundidad total de la isoterma de 20°C

está dada por:

''

____

2020 g

gHH (3)

donde ____

20H representa la profundidad media de la isoterma de 20°C calculada a partir

de la climatología. Mainelli (2000) propuso que dicha climatología debía ser

determinada sólo para la temporada de ciclones tropicales en la región (de mayo a

noviembre, en este caso), en lugar de la climatología anual, utilizada originalmente en

la metodología de Goni y Trinanes (2003). En la ecuación (3), ' es la anomalía de

altura de la superficie del mar (SSHA, por sus siglas en inglés) tomada directamente

de las mediciones de altimetría satelital. La profundidad total de la isoterma de 26°C se

determina con la siguiente relación:

20

20

2626 H

H

HH (4)


Capítulo 2

25

donde 26H es la profundidad media de la isoterma de 26°C calculada a partir de la

climatología para la temporada de ciclones tropicales. El OHC se calcula en dos

etapas, representadas esquemáticamente en la figura 3. La primera etapa se

determina a partir de la profundidad climatológica de la capa de mezcla (h, que se

define como la profundidad en que la densidad potencial difiere de la que hay en la

superficie por 0.01 Kg/m3) y como ésta se considera una capa con densidad potencial

virtualmente homogénea, se utiliza la SST derivada de los datos satelitales como un

“proxy” de la temperatura de toda la capa de mezcla. El OHC en la capa de mezcla

(hasta la profundidad h) es proporcional a [(SST- Tref) . h]. La segunda etapa del

cálculo consiste en estimar el OHC de la capa que se encuentra por debajo de la capa

de mezcla, desde “h” hasta la profundidad de la isoterma de 26°C, que se aproxima de

la siguiente forma: 0.5 [H26-h] . [SST-Tref]. El OHC total se calcula como la suma de

ambas contribuciones multiplicada por la densidad media del agua superficial del mar

( w ) y el calor específico del agua de mar a presión constante ( wC ). Algunos

supuestos subyacentes de este método y la evaluación detallada de los valores

inferidos utilizando datos de satélite contra perfiles observados en el Pacífico

Nororiental Tropical son examinados por Shay y Brewster (2010).


Capítulo 2

26

Figura 3: Descripción esquemática del método de cálculo del Contenido de Calor Oceánico (OHC) utilizando la aproximación del modelo de dos capas.

2.2 Aplicación de la estimación del contenido de calor oceánico para el Pacífico Nororiental Tropical utilizando el modelo de dos capas

Se utilizaron los campos tridimensionales de temperatura y salinidad climatológicos

(figura 4a y 4b) contenidos en el modelo digital ambiental generalizado (GDEM, por

sus siglas en inglés) de la Armada de los Estados Unidos, para calcular los valores

climatológicos de 1 y 2 (figura 4c y 4d) a lo largo de la temporada de ciclones

tropicales (de mayo a noviembre) a partir del método de Morgan y Pender (1992)

(disponible en http://www.cmar.csiro.au/datacentre/ext_docs/seawater.htm). También

se utilizó GDEM para calcular las profundidades climatológicas de las isotermas de


Capítulo 2

27

20°C y 26°C (figura 4e y 4f). Se calculó la profundidad climatológica de la capa de

mezcla en la región a partir del Atlas Mundial del Océano (Levitus and Boyer, 1994).

Vale la pena resaltar que, en la figura 4, las dos capas en las que asumimos está

dividido el océano, están separadas por la profundidad climatológica de la isoterma de

20°C. Este hecho se refleja en las figuras 4c, 4d y 4e en las que se aprecia una zona

blanca (sin valor) en la parte norte de los mapas, debido a que la temperatura en esas

zonas está por debajo de los 20°C incluso en la superficie. De la misma forma, la

figura 4f muestra la profundidad de la isoterma de 26°C y presenta también una zona

blanca (sin datos) mucho más extendida, dado que la temperatura superficial es menor

a 26°C en toda esa zona.

Para poder cubrir todo el período incluido en este estudio (1993-2009), se utilizaron

tres diferentes fuentes de datos de SST derivadas de satélite, que se resumen en la

Tabla 1.

Tabla 1: Resumen de fuentes de información de temperatura superficial del océano utilizadas en este estudio para los diferentes periodos analizados

Periodo Producto Resolución espacial

periodicidad Agencia

1993 - 1997 SST-Reynolds 1° (lon, lat) Semanal NOAA

1998 - 2001 TMI 0.25° (lon, lat) Diaria REMSS/NASA

2002-2009 AMSR-E 0.25° (lon,lat) Diaria REMSS/NASA

La anomalía de altura de la superficie del mar ( ' ) necesaria para el cálculo del OHC

fue obtenida de datos de altimetría satelital de Ssalto/Duacs-AVISO (en el anexo A se

presenta una descripción del principio de operación de los altímetros satelitales). En


Capítulo 2

28

particular, se utilizó el producto de SSHA con datos fusionados de múltiples misiones,

con retraso en tiempo, con resolución temporal de 7 días y espaciado de malla de 20

minutos de arco, con cobertura geográfica global. En julio de 2006 este producto

cambió su periodicidad de semanal a diaria. Todos los parámetros climatológicos, así

como los mapas de SST y de SSHA fueron interpolados a una cuadrícula regular con

espaciamiento de 0.125° en latitud y longitud, y cada 6 horas en tiempo, para generar

los campos de OHC con esa periodicidad y espaciamiento de malla. Esta cuadrícula

regular nos permite determinar la serie de tiempo del valor promedio del OHC en un

rectángulo de 4°x4° (como en Marin et al., 2009), centrado en la ubicación de cada

ciclón a lo largo de su vida. Además se utilizaron mapas diarios de OHC generados

con la metodología aquí descrita para calcular los mapas con el promedio mensual en

la cuenca a lo largo de todo el año.


Capítulo 2

29

a) SST (°C) b) Salinidad (psu)

c) 1 (Kgm-3

) d) 2 (Kgm-3

)

e) H20 (m) f) H26 (m)

Figura 4: Valores climatológicos para la temporada de huracanes (mayo a noviembre) derivados a partir del Modelo Digital Ambiental Generalizado (GDEM) para a) temperatura superficial del océano (°C), b) Salinidad (psu), c) densidad potencial de la capa superior (Kgm

-3), d) densidad potencial de la capa

inferior (Kgm-3

), e) profundidad de la isoterma de 20°C, f) profundidad de la isoterma de 26°C


Capítulo 2

30

2.3 Análisis conjunto de datos de trayectorias de los ciclones tropicales en la región y de contenido de calor oceánico y altimetría satelital

Para los fines de este trabajo, la presencia de vórtices oceánicos anticiclónicos en la

región se manifiesta como la presencia de zonas con contenido de calor oceánico

elevado. Se utilizaron tanto los mapas de OHC como los mapas de SSHA en

combinación con las trayectorias de los ciclones tropicales que ocurrieron en la cuenca

entre 1993 y 2009, revisando si en algún punto de su trayectoria el ciclón pasaba por

encima de una zona de OHC mayor a 17 kJcm-2 y que además tuviera SHHA positiva.

Cuando estas dos condiciones se cumplieran, se contabilizaba dicho ciclón como con

interacción con un vórtice anticiclónico. Cabe destacar que el valor umbral de 17 kJcm-

2 fue identificado por Leipper y Volgenau (1972) como la cantidad de calor que

requiere ser extraída del océano a lo largo de un día, para que un huracán mantenga

su intensidad. Además, en esta metodología se contabilizó el número de ciclones

tropicales que presentaron interacción con una zona de OHC máxima en su etapa

inicial, asociando esta interacción con ciclogénesis.

En la figura 5 se muestran los mapas simultáneos de a) SST, b) SSHA y c) OHC para

el 17 de julio de 1995, fecha en que dio inicio el huracán Cosme, incluyendo la

trayectoria total a partir de la base Best-Track. La figura 6 muestra las series de tiempo

para las mismas variables tomadas a lo largo de la trayectoria del ciclón tropical. Como

se puede ver de la figura 6b, a pesar de que la serie de tiempo de SSHA presenta

valores positivos, la serie de tiempo de OHC (figura 6c) no presenta en ningún


Capítulo 2

31

momento de la vida del huracán valores por encima del umbral de 17 kJCm-2 motivo

por el cual este ciclón no es contabilizado como uno que presentó interacción.

Figura 5: Mapas instantáneos de a) SST (°C), b) SSHA (cm) y c) OHC (kJCm-2) para el 17 de julio de 1995, fecha en que inició el ciclón tropical número 3 (Cosme), de la temporada 1995


Capítulo 2

32

Figura 6: Series de tiempo de a) SST (°C), b) SSHA (cm) y c) OHC (kJCm-2

) entre el 17 y el 22 de julio de 1995, a lo largo de la vida del huracán Cosme

2.4 Criterio de identificación de ciclones tropicales que presentaron profundización rápida o explosiva Se utilizaron los datos del Best-Track del NHC para identificar los ciclones tropicales

que experimentaron Profundización Rápida y/o Profundización Explosiva en el Pacífico

Nororiental Tropical entre 1993 y 2009. Recordemos que la Profundización Rápida

implica una disminución en la presión mínima al nivel del mar de un ciclón tropical de

1.75 hPa/hr ó 42 hPa durante 24 horas. La Profundización Explosiva implica una

disminución de la presión central de 2.5 hPa/hr durante al menos 12 horas ó 5 hPa/hr

durante al menos seis horas.


Capítulo 2

33

Utilizando estos conceptos, se calculó la tasa de profundización, a partir de los datos

del NHC, para cada ciclón con nombre entre 1993 y 2009. A modo de ejemplo, en la

figura 7a se presenta la evolución de la presión central y la tasa de profundización

calculada para el huracán Elida en el 2002 y en la figura 7b se presentan las mismas

series para el huracán Linda en 1997.

a)

b)

Figura 7: Evolución de la presión central (línea verde punteada, con su escala al lado derecho en unidades de hPa) y tasa de profundización (línea azul continua, con su escala al lado izquierdo en unidades de hPa/h) para los ciclones tropicales a) Elida-2002 y b) Linda-1997. Las líneas punteadas horizontales indican los umbrales para profundización rápida (magenta) y profundización explosiva (rojo)


Capítulo 2

34

2.5 Evaluación de los parámetros ambientales atmosféricos

Originalmente se consideraron los seis parámetros ambientales necesarios para la

ciclogénesis, descritos por Gray (1975), pero en el análisis realizado para este estudio

de profundización se consideraron solo los siguientes:

1. Cizalladura vertical del viento horizontal entre la tropósfera inferior (850 hPa) y

la tropósfera superior (200 hPa)

2. Humedad relativa de la tropósfera media (550 hPa)

3. Humedad relativa verticalmente integrada entre la superficie y 550 hPa

Estos parámetros fueron calculados a partir de los datos del NARR, con espaciado de

malla de 32 Km y con disponibilidad temporal cada 3 horas, en 29 niveles verticales

(Mesinger et al., 2005).

La cizalladura del viento se calculó restando la componente zonal a 200 hPa de la

componente zonal a 850 hPa y haciendo lo mismo para la componente meridional. La

cizalladura entonces se calcula como la magnitud del vector resultante. La figura 8

presenta un mapa de cizalladura vertical calculado para las 00 TUC del19 de octrubre

de 1997 correspondiente al huracán Pauline. Se muestran además la posición actual

del huracán, su trayectoria y la caja de 4ºx4º dentro de la cual se calcula el valor

promedio que se utilizará posteriormente en las series de tiempo.


Capítulo 2

35

Figura 8: Magnitud de la cizalladura (ms-1

) del campo de viento horizontal entre 850 y 200 hPa, para el Ciclón Tropical Pauline a las 0000 TUC del 19 de Octubre de 1997, la línea blanca muestra la trayectoria completa del ciclón, los puntos negros muestran la trayectoria parcial cada 6 horas, el asterisco blanco rodeado de un círculo muestra la posición actual del ciclón y el cuadro alrededor de este muestra el área dentro de la cual se calcula el valor promedio que se utiliza en las series de tiempo

La humedad relativa en la tropósfera media, se calculó utilizando los valores de

temperatura ambiente y humedad específica del NARR para calcular la presión de

vapor y la presión de vapor de saturación, y con ellas la humedad relativa a 550 hPa.

La figura 9 presenta el mapa de humedad relativa a 550 hpa, para las 00 TUC del19

de octrubre de 1997 correspondiente al huracán Pauline, así como también la posición


Capítulo 2

36

actual del ciclón, su trayectoria y la caja dentro de la cual se calcula el valor promedio

que se utilizará en las series de tiempo.

Figura 9: Humedad relativa (%) a 550 hPa para el huracán Pauline a las 0000 TUC del 09 de octubre de 1997, la línea blanca muestra la trayectoria completa del ciclón, los puntos negros muestran la trayectoria parcial cada 6 horas, el asterisco rojo rodeado de un círculo muestra la posición actual del ciclón y el cuadro alrededor de este muestra el área dentro de la cual se calcula el valor promedio que se utiliza en las series de tiempo

El perfil de humedad relativa verticalmente integrado, (de 1000 a 550 hPa) se comparó

con un valor de referencia de 75%, a fin de estimar su anomalía. Como se indica en el

ejemplo de la figura 10, los valores positivos (valores de humedad superiores al 75%) y

los valores negativos (valores de humedad inferiores al 75%) fueron determinados a


Capítulo 2

37

partir de los perfiles de humedad relativa cada 6 horas, durante el tiempo de vida de

todos los huracanes en el conjunto de datos. Un ejemplo (Adolph-2001) de este perfil

vertical y las áreas integradas, que representan aire relativamente seco (área verde) y

aire húmedo (área azul) en el área de influencia del huracán, puede verse en la figura

10.

Para los tres parámetros atmosféricos y para el OHC se calculó la evolución temporal

del valor medio en una caja de 4°x4° (como en Marín et al, 2009) centrada en la

ubicación actual del ciclón, para todos los casos que presentaron profundización

rápida o explosiva. La figura 11 muestra la serie de tiempo para todos los parámetros

ambientales asociados a la evolución del huracán Linda en (1997). Para este caso en

particular, todos los parámetros ambientales fueron muy favorables: cizalladura del

viento moderada (del orden de 10 ms-1), humedad relativa a 550 hPa cercana al 90%

durante toda la vida del huracán, los valores de área verticalmente integrada para el

aire húmedo fueron del orden de 5000 y los valores del área verticalmente integrada

para aire seco permanecieron muy cercanos al cero (es decir que, a lo largo de toda la

vida del huracán el ambiente que lo rodeaba siempre tuvo valores de HR superiores a

75% y en toda la columna). Los valores de OHC fueron los más altos que se

presentaron en los casos analizados que alcanzaron el criterio de profundización.

Cada parámetro ambiental tanto atmosférico como oceánico, fue normalizado con el

valor más alto que se presentó en todos los ciclones seleccionados, con la intención

de evaluar su importancia relativa y poder comparar entre los diferentes casos.


Capítulo 2

38

Figura 10: Perfil de humedad relativa entre 1000 y 550 hPa y sus áreas integradas de aire húmedo (azul) y aire seco (verde) con respecto a la humedad relativa de referencia de 75%, calculado con datos de NARR para el huracán Adolph a las 0000 TUC del 30 de Mayo de 2001. El área verde indica aire seco (con HR<75%) y el área azul indica aire húmedo (con HR>= 75%) en el ambiente alrededor del huracán.


Capítulo 2

39

Figura 11: Series de tiempo para a) cizalladura vertical del campo de viento horizontal (ms-1

), b) Humedad relativa (%) a 550 hPa, c) aire húmedo (HR>75%) verticalmente integrado (%*hPa), d) aire seco (HR<75%) verticalmente integrado (%*hPa) y e) Contenido de Calor Oceánico (KJcm

-2) a lo largo

de la vida del huracán Linda, el más intenso del que se tenga registro en el Pacífico Nororiental Tropical


Capítulo 3

40

CAPÍTULO 3 Resultados y discusiones

3 Resultados y discusiones

Este estudio pretende evaluar la influencia que tienen los vórtices oceánicos

anticiclónicos sobre la tasa de profundización de los ciclones tropicales en la cuenca del

Pacífico Nororiental Tropical. En este capítulo se presentan y discuten los resultados

obtenidos.

3.1 Variabilidad Intra-anual del contenido de calor oceánico en el Pacífico Nororiental Tropical En la figura 12 se muestran los mapas con el OHC promedio para los 12 meses del año,

calculados a partir de datos diarios entre 1993 y 2009. Como se puede apreciar el OHC

presenta un máximo entre 8º y 17ºN orientado desde la costa hacia el suroeste. Dicho

máximo es dominado entre los meses de enero y junio por la presencia de los vórtices

oceánicos anticiclónicos que fueron generados por el efecto del viento invernal en el

Golfo de Tehuantepec y en el Golfo de Papagayo (más notable a partir de marzo) y que


Capítulo 3

41

se fueron desplazando hacia el oeste desde la costa e internándose en el océano

Pacífico. Los valores máximos de OHC a lo largo de todo el año se presentan en los

meses de abril y mayo y se concentran entre 100° y 110° de longitud oeste y entre 8° y

15° de latitud norte. Es importante resaltar que es en mayo cuando se alcanzan los

valores máximos de OHC (por arriba de 80 KJCm-2). Aunque el máximo se observa en

un área muy reducida, ésta coincide con el área de ciclogénesis para ese mes, cuando

inicia la temporada de huracanes en la cuenca. En los mapas promedio para los meses

de Junio y Julio se observa ya la presencia de las ondas de Kelvin atrapadas a la costa,

que producen hundimiento en las isotermas, incrementando el OHC en la zona más

cercana a la costa. Además, dichas ondas empiezan a generar vórtices oceánicos

anticiclónicos en la zona de Tehuantepec y frente a las costas de Guerrero. Julio es el

mes en que es más extensa la zona de elevado OHC a pesar de que los valores no son

tan altos como en mayo. Los valores más altos se concentran cerca de las costas de

Guerrero y al oeste de los 140° de longitud oeste. Es importante recordar que la región

en la que ocurre la ciclogénesis durante julio es también más extensa.

Durante los meses de agosto y septiembre los valores más altos de OHC se concentran

en las zonas asociadas a las ondas atrapadas a la costa, que ya han viajado más hacia

el norte y empiezan a formar vórtices frente a las costas de Jalisco y Nayarit en la zona

de las Islas Marías y Cabo Corrientes, e incluso en la parte sur del Golfo de California.

La presencia de zonas con valores altos de OHC cercanas a la costa resulta de gran

importancia durante los meses de Agosto y Septiembre, ya que las trayectorias de los

ciclones que se desarrollan y evolucionan cerca de la costa se ven afectadas por los


Capítulo 3

42

vientos del oeste que provocan que las trayectorias recurven e ingresen a tierra

(particularmente en septiembre y octubre), pasando previamente por zonas con alto

OHC que puede tener un efecto en la intensidad del ciclón justo antes de que éste

ingrese a tierra, incrementando así su potencial destructivo. Durante el mes de Octubre

los valores de OHC empiezan a disminuir y el área de influencia de las zonas con

valores altos de OHC empieza a retraerse. Simultáneamente, la actividad ciclónica

empieza a disminuir pero aún son frecuentes las trayectorias cercanas a la costa,

presentando un alto potencial de ingreso a tierra. Durante noviembre y diciembre

continua la disminución del OHC hasta alcanzar el mínimo ya mencionado en enero.


Capítulo 3

43

Figura 12: Variabilidad mensual promedio (1993-2009) del contenido de calor oceánico (KJcm-2

) en el Pacífico Nororiental Tropical


Capítulo 3

44

3.2 Interacción de los ciclones tropicales en la región con áreas de contenido de calor oceánico elevado por la presencia de vórtices oceánicos o de ondas de Kelvin de hundimiento atrapadas a la costa

Al aplicar la metodología descrita en la sección 2.3 para todos los ciclones tropicales con

nombre (252), que ocurrieron en la cuenca entre 1993 y 2009 se encontró que el 82.5%

de los ciclones (208) presentó interacción con una zona de OHC elevado por la

presencia de vórtices oceánicos anticiclónicos, los remanentes de éstos, o alguna

estructura de mesoescala en etapa de transición entre la onda de Kelvin de hundimiento

atrapada a la costa y los vórtices oceánicos anticiclónicos que éstas generan en las

diferentes zonas de las costas del Pacífico Nororiental Tropical.

Además se encontró que el 60% de los ciclones tropicales que presentaron interacción

(124) con una zona de OHC elevado, encontraron en su trayectoria los valores máximos

de OHC en la etapa inicial de su vida, sugiriendo un papel importante de las estructuras

oceánicas en la ciclogénesis de la cuenca.

3.3 Relación entre profundización de ciclones tropicales y vórtices oceánicos Aplicando los criterios descritos en la sección 2.4, se determinó la frecuencia con que los

ciclones en esta cuenca satisfacen los criterios de profundización rápida o explosiva

durante su tiempo de vida. De un total de 252 ciclones tropicales analizados en el

periodo 1993-2009, cuarenta y cinco (17.4%) alcanzaron el criterio de profundización

rápida y nueve (3.6%) el de profundización explosiva (Figura 13). De las diecisiete

temporadas analizadas, dieciséis presentan al menos un ciclón tropical que alcanzó


Capítulo 3

45

alguno de los criterios de profundización. La única temporada que no tuvo ningún ciclón

tropical que experimentara profundización rápida o explosiva fue la del año 1999, que es

la temporada más inactiva del registro, ya que sólo se generaron ocho ciclones.

Figura 13: Distribución de frecuencias del número total de ciclones en cada temporada (252, en color azul claro), número de ciclones tropicales que alcanzaron el criterio de profundización rápida (45, en color verde), y número de ciclones tropicales que alcanzaron el criterio de profundización explosiva (9 en color rojo)

En la Tabla 2 se presenta un resumen de las características de los ciclones que

experimentaron profundización explosiva, nótese que todos ellos alcanzaron la categoría

de huracanes mayores.

Comparativamente, la cuenca del Atlántico presentó un total de 232 ciclones durante el

mismo período, cuarenta y seis (19.8%) experimentaron profundización rápida, sólo seis

(2.5%) experimentaron profundización explosiva. Catorce de las 17 temporadas

analizadas presentaron al menos un caso de profundización. Las tres temporadas sin


Capítulo 3

46

ningún caso de profundización fueron 1993, 1994 y 1997, correspondientes a las tres

temporadas menos activas en el período 1993-2009, en términos del número de

ciclones.

Tabla 2: Lista de huracanes que experimentaron Profundización Explosiva en el Pacífico Nororiental Tropical en el periodo 1993-2009

Nombre Año Comentarios

Kenneth 1993 Categoría 4, segundo más intenso de su temporada

Lidia 1993 Categoría 4, tercero más intenso de su temporada

Linda 1997 Categoría 5, el más intenso del que se tiene registro en la historia de esta cuenca

Carlotta 2000 Categoría 4, el más intenso de su temporada

Juliette 2001 Categoría 4, el más intenso de su temporada

Elida 2002 Categoría 5, tercero más intenso de su temporada

Kenna 2002 Categoría 5, más intenso de su temporada

Howard 2004 Categoría 4, segundo más intenso de su temporada

Ioke 2006 Categoría 5, más intenso de su temporada (se formó al oeste de 140 W)

Los resultados aquí descritos en combinación con los resultados de la sección 3.2,

muestran que a pesar de que la interacción de los ciclones tropicales con vórtices

oceánicos anticiclónicos ocurre muy a menudo en la cuenca, sólo una pequeña fracción

de los huracanes experimenta profundización rápida. Al realizar un análisis específico

para huracanes mayores (categorías 3, 4 y 5) se encontró que:

i) el total de huracanes mayores que se presentó en el periodo analizado fue de 58,

ii) cuarenta y cuatro del total de 58 presentaron alguno de los criterios de

profundización (75.8%)


Capítulo 3

47

iii) treinta y ocho de estos 44 lo hicieron después de interactuar con una zona con

alto contenido de calor oceánico.

Por otra parte de los 53 huracanes que presentaron alguno de los criterios de

profundización, sólo 9 de ellos no alcanzaron categoría de huracán mayor. Este número

tan reducido sugiere que el hecho de que se presente profundización rápida o explosiva

no necesariamente implica que el huracán alcanzará la categoría de huracán mayor.

Una fracción de los huracanes mayores que se presentaron en la cuenca en el periodo

analizado y que no presentaron ninguno de los criterios de profundización, sí

presentaron interacción con zonas con alto contenido de calor oceánico, aumentado por

la presencia de estructuras oceánicas de mesoescala.

El 72% de los huracanes que presentaron interacción con zonas con alto contenido de

calor oceánico, aumentado por la presencia de estructuras oceánicas de mesoescala, y

que además presentaron alguno de los criterios de profundización, alcanzaron la

categoría de huracán mayor.

3.4 Casos de estudio En las siguientes secciones se describen en detalle 2 huracanes que alcanzaron el

criterio de profundización explosiva, 2 que alcanzaron el criterio de profundización rápida

y con la intención de contrastar, se presenta un huracán más, que no presentó ninguno

de los criterios de profundización y ni siquiera se desarrolló como huracán intenso.


Capítulo 3

48

Todos los casos se consideran a lo largo de los tiempos de vida de cada huracán y en el

contexto de la variación de los parámetros ambientales, tanto atmosféricos como

oceánicos.

3.4.1 Huracán Lidia (8-14 de Septiembre de1993)

A las 1200 TUC del 08 de septiembre de 1993, el boletín de alertamiento del NHC

describe una depresión tropical originada a unos 450 km al sur del Golfo de

Tehuantepec (sobre un vórtice oceánico anticiclónico generado en el Golfo de

Papagayo) y que alcanzó intensidad de Tormenta Tropical a las 0000 TUC del 09 de

septiembre de 1993, con una velocidad de viento de 20.5 ms-1 y una presión central

mínima de 1,003 hPa. Entre las 1800 TUC del 10 de septiembre de 1993 y las 0600 TUC

del 11 de septiembre de 1993, Lidia experimentó un episodio de Profundización

Explosiva (con una tasa de profundización promedio de 3.15 hPa/h durante 12 horas)

convirtiéndose en un huracán categoría 4 en la escala Saffir-Simpson (figura 14), con

vientos máximos de 66.8 ms-1 y una presión central de 930 hPa (figura 15b). Durante

ese período Lidia se movía hacia el oeste-noroeste, en una trayectoria paralela a la

costa suroeste de México, con una velocidad de traslación de 4 ms-1, sobre una región

de OHC incrementado localmente debido a la presencia de los vestigios de un vórtice

oceánico anticiclónico generado a mediados de julio frente a las costas de Guerrero y a

la presencia de la onda de Kelvin de hundimiento atrapada a la costa (figura 15a). Lidia

se convirtió en el huracán más intenso de la temporada 1993. A partir de entonces, Lidia

empezó a transitar por una zona con valores bajos de OHC influenciada por dos vórtices

oceánicos ciclónicos y por la surgencia de agua fría provocada por el paso previo del


Capítulo 3

49

huracán Jova por la zona. Durante este periodo Lidia se debilitó considerablemente,

después comenzó a recurvar hacia el territorio nacional, cruzando nuevamente por una

zona de OHC alto antes de tocar tierra en las costas de Sinaloa. En esta zona

eventualmente se formó un vórtice oceánico anticiclónico a mediados de octubre. Una

vez en tierra, Lidia continuó debilitándose al interactuar con la Sierra Madre Occidental.

Fue degradada a depresión tropical justo después de cruzar la frontera entre México y

Texas y se disipó sobre el centro-sur de Texas a las 0600 TUC del 14 de septiembre de

1993.

Vale la pena mencionar que el vórtice oceánico anticiclónico formado frente a las costas

de Guerrero tuvo interacción previa durante el mes de agosto con el huracán Greg (que

se formó sobre él y alcanzó categoría 4 en la escala Saffir-Simpson), con el huracán

Hilary (H-3) y con la tormenta tropical Irwin que lo cruzaron durante su evolución, y a

inicios de septiembre con el huracán Jova (H-4) que también lo cruzó en su camino y

alcanzó el criterio de profundización rápida.

Como se observa en la figura 15c, el ambiente atmosférico era favorable durante las

primeras 66 horas de vida de Lidia, presentando débil cizalladura vertical (alrededor de

12 ms-1), valores de humedad relativa en la troposfera media muy altos (alrededor de

85%), con presencia de aire húmedo en toda la columna desde 550 hasta 1000 hPa (con

HR>=82%) y sin presencia de aire seco en todo el perfil vertical. En cuanto al océano,

los valores de OHC fueron incrementando a lo largo de las primeras 66 horas, y aunque

no alcanzan valores muy altos (40 KJcm-2) se puede ver reflejado su efecto en la forma


Capítulo 3

50

monotónica de incrementar la magnitud de la velocidad hasta llegar al pico máximo

como se muestra en la figura 15b. La curva verde en la figura 15b representa la

evolución de la presión central del sistema con el tiempo, misma que describe una

evolución consistente con la de la velocidad del viento. Los intervalos en que se

presenta la profundización explosiva (entre las 1800 TUC del 10 de Septiembre de 1993

y las 0600 TUC del 11 de Septiembre de 1993), ocurren inmediatamente después de

que el huracán en su trayectoria encontrara los valores máximos de OHC. El

debilitamiento del huracán coincide con la rápida disminución del OHC en su trayectoria.

Dicha disminución está directamente relacionada con el paso previo del huracán Jova

por la misma región, entre el 1 y 2 de Septiembre, que provocó una surgencia de agua

fría como se puede ver en el mapa del producto SST-Reynolds de la NOAA, que se

muestra en la figura 16. Además las variables atmosféricas muestran una disminución

en la HR a 550 hPa y el ingreso de aire seco (HR<65%) a lo largo del perfil vertical. La

disipación ocurre sobre tierra, ya sin OHC disponible, y con valores muy altos de

cizalladura (hasta 20 ms-1) e ingreso de aire seco (HR<65%) en la parte baja de la

atmósfera (entre 750 y 1000 hPa).


Capítulo 3

51

Figura 14: Imagen IR del satélite GOES-7 a las 0601 TUC del 11 Septiembre de 1993, momento en que el huracán Lidia alcanzó su máxima intensidad. Al oeste de Lidia se aprecia la presencia del huracán Kenneth (tomada de: http://www.ncdc.noaa.gov/gibbs/year)


Capítulo 3

52

Figura 15: Evolución de las variables ambientales a lo largo de la vida del huracán Lidia: a) Campo instantáneo de contenido de calor oceánico (KJcm

-2) a las 1800 TUC del 10 de Septiembre de 1993,

trayectoria completa (línea magenta) y parcial (puntos negros) del huracán durante su interacción con una zona de contenido de calor oceánico incrementado por la presencia de un vórtice oceánico anticiclónico y una onda de Kelvin de hundimiento atrapada a la costa. b) series de tiempo de magnitud de velocidad del viento (línea azul, escala al lado izquierdo) y presión (línea verde, escala al lado derecho) y c) series de tiempo normalizadas para Humedad Relativa a 550 hPa (línea roja, HR-550), cizalladura vertical 850-200 hPa (línea magenta, WS), intrusión de aire seco (línea verde, DA), intrusión de aire húmedo (línea azul, WA) y Contenido de Calor Oceánico (línea negra, OHC). Las líneas verticales de color gris (en b y c) resaltan el periodo de profundización explosiva para el huracán.


Capítulo 3

53

Figura 16: Mapa de temperatura superficial del océano según el producto SST-Reynolds de la NOAA, para el 1 de Septiembre de 1993, en el que está sobrepuesta la trayectoria del huracán Jova, que provocó una surgencia de agua fría previa al paso del huracán Lidia

3.4.2 Huracán Linda (9-17 de Setiembre de 1997)

El huracán Linda se originó a partir de una onda del este observada en los datos del

radiosondeo en Dakar, Senegal, en la costa occidental de África el 24 de agosto de 1997

(Lawrence, 1999). La onda fue seguida conforme cruzó el Atlántico y el mar Caribe a

través de imágenes de satélite por el Centro Nacional de Huracanes en Miami. El

aumento en la convección sobre las aguas del Pacífico a la latitud de Panamá

observado el 06 de septiembre de 1997 probablemente estuvo asociado con dicha onda

del este. Evidencia del centro de un sistema nuboso, pobremente definido, dentro de una

amplia perturbación tropical apareció en las primeras imágenes de satélite del 9 de

septiembre en la parte sur de las costas mexicanas del Pacífico (figura 17), toda la

región presentaba un alto contenido de calor oceánico ligado a la presencia de varios


Capítulo 3

54

vórtices oceánicos anticiclónicos que se formaron a lo largo de la costa y empezaron a

internarse hacia el Pacífico Central. Las bandas nubosas empezaron a emerger y el

NHC indicó que una depresión tropical se formó de esta perturbación alrededor de las

1200 TUC del 9 de septiembre de 1997, a unos 740 km al sur de Manzanillo. El ciclón

tropical se trasladó hacia el noroeste a una velocidad entre 2.5 y 5 ms-1, en parte como

respuesta a una zona de baja presión en los niveles medios y altos en las inmediaciones

de Baja California Sur. Las bandas de convección profunda aumentaron y la depresión

se fortaleció para convertirse en la Tormenta Tropical Linda a las 0000 TUC del 10 de

septiembre de 1997, con vientos máximos de 18 ms-1 y una presión central mínima de

1,005 hPa. La trayectoria completa de Linda se observa en la figura 19a, junto con la

distribución espacial del OHC para las 1200 TUC del 11 de Septiembre de 1997. A partir

de las 0600 TUC del 11 de septiembre de 1997 la tasa de profundización alcanzó

valores cercanos al umbral de profundización explosiva (2.25 hPa/h) y se mantuvo así

por 12 horas. Posteriormente, a las 1800 TUC del 11 de Septiembre de 1997, Linda

experimentó un episodio de profundización explosiva (con una tasa promedio de

profundización de 4.5 hPa/h durante 12 horas). Durante esas 24 horas (comprendidas

entre las líneas verticales de color gris en las figuras 19b y 19c) la presión mínima pasó

de 974 a 902 hPa y la velocidad de 41.1 a 82.3 ms-1 convirtiéndose Linda en un huracán

categoría 5 en la escala Saffir-Simpson y en el huracán más intenso del que se tiene

registro en la cuenca del Pacífico Nororiental Tropical.


Capítulo 3

55

Figura 17: Imagen IR del satélite GOES-8 a las 0245 TUC del 09 de Septiembre de 1997, momento en que el sistema nuboso, que precedió al huracán Linda, se encuentra ubicado en la parte sur de las costas mexicanas del océano Pacífico (tomada de: http://www.ncdc.noaa.gov/gibbs/year)


Capítulo 3

56

Figura 18: Imagen IR del satélite GOES-8 a las 0845 TUC del 12 de Septiembre de 1997, momento cercano al momento en que el huracán Linda alcanzó su máxima intensidad (tomada de: http://www.ncdc.noaa.gov/gibbs/year)


Capítulo 3

57

Como se observa en la figura 19c, las condiciones atmosféricas eran muy favorables

para la intensificación, con débil cizalladura vertical (alrededor de 9 ms-1, en las primeras

72 h), valores de humedad relativa en la tropósfera media muy altos (alrededor de 84%),

con presencia de aire húmedo (con HR>84%) a lo alto de toda la columna y sin ingreso

de aire seco en todo el perfil vertical. Linda se formó en una zona con OHC alto (46

KJcm-2) y su trayectoria lo llevó por una zona con OHC cada vez más alto, durante las

primeras 36 horas (con valores máximos de 80 KJcm-2). Su efecto se ve reflejado en el

crecimiento casi exponencial de la serie de tiempo de velocidad, y la rápida disminución

de los valores de presión, como se muestra en la figura 19b. Los intervalos en que se

presenta la profundización explosiva ocurren inmediatamente después de que el OHC

alcanzó su valor máximo en la evolución de la trayectoria del huracán, en una zona que

presenta la presencia de 6 vórtices oceánicos anticiclónicos, formados frente a las

costas de Oaxaca, Guerrero, Michoacán y frente a la zona de Cabo Corrientes en

Jalisco y Nayarit. Es importante destacar que los valores de OHC que se presentaron

con Linda son los más altos en el conjunto de datos en el periodo (1993-2009). El

debilitamiento de Linda coincide con la disminución del OHC y claramente resulta

determinante, ya que nunca tocó tierra. Aunque las condiciones atmosféricas se

mantuvieron muy favorables durante el resto de la vida del huracán, incluso mejorando,

ya que la HR a 550 hPa aumentó hasta 90%, los valores de humedad a lo largo de todo

el perfil aumentaron hasta 93% (también los más altos de todo el conjunto) y la

cizalladura bajó hasta 5 ms-1, el huracán de debilitó hasta disiparse.


Capítulo 3

58

Figura 19: Evolución de las variables ambientales a lo largo de la vida del huracán Linda: a) Campo instantáneo de Contenido de Calor Oceánico (KJcm


trayectoria completa (línea magenta) y parcial (puntos negros) del huracán durante su interacción con una zona de contenido de calor oceánico incrementado por la presencia de un vórtice oceánico anticiclónico. b) series de tiempo para la magnitud de la velocidad del viento (línea azul, escala al lado izquierdo) y presión (línea verde, escala al lado derecho) y c) series de tiempo normalizadas para Humedad Relativa a 550 hPa (línea roja, HR-550), cizalladura vertical 850-200 hPa (línea magenta, WS), intrusión de aire seco (línea verde, DA), intrusión de aire húmedo (línea azul, WA) y Contenido de Calor Oceánico (línea negra, OHC). Las líneas verticales de color gris (en b y c) resaltan el periodo de profundización explosiva para el huracán.


Capítulo 3

59

3.4.3 Huracán Nora (16-26 de Septiembre de 1997)

A las 1800 TUC del 16 de Septiembre de 1997, la tormenta tropical Nora se formó a 463

km al suroeste de Acapulco, Guerrero, sobre una región con altos valores de OHC

asociados a la presencia de un vórtice oceánico anticiclónico generado en el Golfo de

Tehuantepec a mediados de julio. Nora presentaba vientos máximos de 18 ms-1 y

presión central mínima de 1,001 hPa. La trayectoria completa se observa en la figura

21a, junto con la distribución de OHC para las 0000 TUC del 21 de Septiembre de 1997.

A las 1200 TUC del 18 de Septiembre de 1997, justo después de que la trayectoria del

huracán salió de la zona con altos valores de OHC en que se formó, Nora presentó un

par de intervalos con valores altos en la tasa de profundización (del orden de 1.5 hPa/h)

sin alcanzar a rebasar el umbral de profundización rápida, pero alcanzando un máxima

relativo en la velocidad y un mínimo relativo en la presión (figura 21b). Posteriormente,

Nora disminuyó su intensidad hasta las 1200 TUC del 20 de Septiembre de 1997,

momento a partir del cual empezó a intensificarse nuevamente. A las 0000 TUC del 21

de Septiembre de 1997, Nora experimentó un episodio de profundización rápida (con

una tasa de profundización de 3.3 hPa/h durante 6 horas) convirtiéndose en un huracán

categoría 4 en la escala Saffir-Simpson, con vientos máximos de 59.2 ms-1 y presión

central mínima de 950 hPa. La figura 20 muestra una imagen de satélite en el momento

en que Nora alcanzó su máxima intensidad.

Como se observa en la figura 21c, el OHC era muy alto desde la formación del huracán

y durante sus primeras 48 horas de vida (del orden de 70 KJcm-2). En lo que respecta a

las condiciones atmosféricas, la cizalladura era del orden de 14.6 ms-1 (valor


Capítulo 3

60

relativamente alto), la HR en 550 hPa del orden de 81%, los valores de HR en cada nivel

a lo largo del perfil vertical eran del orden de 80% y con muy poca presencia de aire

seco. La lenta velocidad de traslación de Nora (1.4 ms-1) durante las primeras 96 horas,

y la presencia de un par de vórtices oceánicos ciclónicos a lo largo de la trayectoria

inicial de Nora (figura 22) claramente indujeron una disminución del OHC y un

enfriamiento de la temperatura superficial del océano. Posteriormente, la trayectoria de

Nora vuelve a cruzar una zona de alto OHC localmente incrementado por la presencia

de un vórtice oceánico anticiclónico formado por la fusión de uno que se formó a

mediados de marzo frente a las costas de Guerrero y otro que se formó a mediados de

julio después del paso de la onda de Kelvin de hundimiento por la costa de Guerrero.

Aún cuando en esta ocasión el valor de OHC no es tan alto (52 KJcm-2) la cizalladura en

más débil (11.6 ms-1) y es cuando Nora rebasa el umbral de profundización rápida. El

huracán empieza a debilitarse conforme el OHC disminuye rápidamente, debido a la

estela de agua fría que dejó Linda a su paso por esa misma zona 10 días antes (figura

23). Cabe mencionar que los valores de OHC que Nora encuentra en su trayectoria son

los segundos más altos de toda la muestra.


Capítulo 3

61

Figura 20: Imagen IR del satélite GOES-8 a las 1445 TUC del 21 de Septiembre de 1997, momento cercano al momento en que el huracán Nora alcanzó su máxima intensidad (tomada de: http://www.ncdc.noaa.gov/gibbs/year)


Capítulo 3

62

Figura 21: Evolución de las variables ambientales a lo largo de la vida de huracán Nora: a) Campo instantáneo de Contenido de Calor Oceánico (KJcm


trayectoria completa (línea magenta) y parcial (puntos negros) del huracán durante su interacción con una zona de contenido de calor oceánico incrementado por la presencia de un vórtice oceánico anticiclónico. b) series de tiempo para la magnitud de la velocidad del viento (línea azul, escala al lado izquierdo) y presión (línea verde, escala al lado derecho) y c) series de tiempo normalizadas para Humedad Relativa a 550 hPa (línea roja, HR-550), cizalladura vertical 850-200 hPa (línea magenta, WS), intrusión de aire seco (línea verde, DA), intrusión de aire húmedo (línea azul, WA) y Contenido de Calor Oceánico (línea negra, OHC). Las líneas verticales de color gris (en b y c) resaltan el periodo de profundización rápida para el huracán.


Capítulo 3

63

Figura 22: Anomalía de la altura de la superficie del mar (SSHA) y su circulación geostrófica asociada para el 17 de septiembre de 1997, la línea azul muestra la trayectoria del huracán Nora, los puntos magenta muestran la trayectoria parcial hasta las 1200 TUC del 20 se Septiembre de 1997, se resalta el paso de la trayectoria del huracán Nora sobre un par de vórtices oceánicos ciclónicos (escala negativa con circulación en contra de las manecillas del reloj)

Figura 23: SST según el producto Reynolds de la NOAA para el 24 de Septiembre de 1997, después del paso del huracán Linda (trayectoria marcada con la línea magenta) y durante el paso del huracán Nora (trayectoria marcada con la línea azul), nótese la surgencia de agua fría provocada por linda


Capítulo 3

64

3.4.4 Huracán John (28 de Agosto – 4 de Septiembre de 2006)

A las 1200 TUC del 28 de agosto de 2006, la tormenta tropical John se ubicaba a 240

km al sur del estado de Oaxaca, con vientos máximos de 18 ms-1 y presión central

mínima de 1,004 hPa. La trayectoria completa de John se presenta en la figura 25a junto

con la distribución de OHC que muestra dos regiones con valores máximos en diferentes

etapas de su trayectoria. A las 1800 TUC del 29 de agosto de 2006, John experimentó

un episodio de profundización rápida (con una tasa de profundización de 2.5 hPa/h

durante 6 horas y un incremento en la velocidad de 10.3 ms-1 en 6 horas), convirtiéndose

en un huracán de categoría 2 en la escala Saffir-Simpson, con una intensidad máxima

del viento de 48.9 ms-1 y una presión central mínima de 965 hPa. John se intensificó

mientras se movía en forma paralela a la costa del Pacífico Mexicano cruzando por una

región de OHC incrementado localmente por la presencia de un par de vórtices

oceánicos anticiclónicos que se encontraban muy cerca uno del otro pero que nunca se

fusionaron, uno de ellos fue generado en Tehuantepec a principios de junio y el otro

generado frente a las costas de Guerrero a principios de agosto, ambos aparentemente

formados por el paso de la onda de Kelvin de hundimiento atrapada a la costa (figura

25a). A las 1800 TUC del 30 de agosto de 2006, la velocidad de viento de John alcanzó

la intensidad pico de 59.2 ms-1 (categoría 4) y una presión central mínima de 948 hPa.

Dicho pico en intensidad coincide con el pico de OHC con valores máximos de 70 KJcm-

2. Las condiciones atmosféricas eran favorables para la intensificación (figura 25c), con

cizalladura vertical relativamente débil (11.7 ms-1), valores de humedad relativa altos,

tanto en la troposfera media como en todo el perfil vertical (81%) y sin presencia de aire

seco en todo el perfil. Durante su debilitamiento, John encontró en su camino otra región


Capítulo 3

65

de OHC incrementado localmente por la presencia un vórtice oceánico anticiclónico,

formado en la región de Cabo Corrientes y las Islas Marías, y a las 0600 TUC del 01 de

septiembre de 2006 experimentó un segundo episodio de profundización rápida con una

tasa de profundización de 2.16 hPa/h. Las condiciones atmosféricas durante este

segundo episodio de profundización rápida son también favorables, muy similares a las

que se presentaron en el primer episodio.


Capítulo 3

66

Figura 24: Imagen IR del satélite GOES-12 a las 2045 TUC del 30 de Agosto de 2006, momento cercano al momento en que el huracán John alcanzó su máxima intensidad (tomada de: http://www.ncdc.noaa.gov/gibbs/year)


Capítulo 3

67

Figura 25: Evolución de las variables ambientales a lo largo de la vida de huracán John: a) Campo instantáneo de contenido de calor oceánico (KJcm

-2) a las 1200 TUC del 29 de Agosto de 2006,

trayectoria completa (línea magenta) y parcial (puntos negros) del huracán durante su interacción con un par de zonas con contenido de calor oceánico incrementado por la presencia de vórtices oceánicos anticiclónicos. b) series de tiempo para velocidad del viento (línea azul, escala al lado izquierdo) y presión (línea verde, escala al lado derecho) y c) series de tiempo normalizadas para Humedad Relativa a 550 hPa (línea roja, HR-550), cizalladura vertical 850-200 hPa (línea magenta, WS), intrusión de aire seco (línea verde, DA), intrusión de aire húmedo (línea azul, WA) y contenido de calor oceánico (línea negra, OHC). Las líneas verticales de color gris (en b y c) resaltan el periodo de profundización rápida para el huracán.


Capítulo 3

68

3.4.5 Huracán Adrian (11-19 de Junio de 1993)

Hasta ahora, se han discutido dos casos de profundización explosiva (Lidia y Linda) y

dos casos de profundización rápida (Nora y John). En esta sección se presenta y analiza

un caso que no alcanzó ninguno de los criterios de profundización a pesar de haber

interactuado con una región de OHC muy importante. La figura 27 muestra la evolución

de la trayectoria y la evolución en el tiempo de los parámetros ambientales calculados

para el huracán Adrian, que se formó en un área con valores muy altos de OHC (del

orden de 70 KJcm-2). El OHC en esta área se muestra incrementado localmente por la

presencia de un vórtice oceánico anticiclónico que es resultado de la fusión de un vórtice

de Tehuantepec y otro de Papagayo que se formaron a principios de enero y se

fusionaron a mediados de marzo.

Adrian se movió en dirección norte-noroeste. Durante las primeras 36 horas, las

condiciones atmosféricas fueron desfavorables para la intensificación, con valores altos

de cizalladura del viento (17.5 ms-1), bajos valores de humedad relativa en el nivel de

550 hPa (menor al 60%) y en todo el perfil vertical (menor a 80%), además de que se

registró el ingreso de aire seco a lo largo del perfil vertical (HR<60%). Claramente, esta

situación fue desfavorable para la profundización de Adrian, por lo que no presentó

ningún episodio de profundización rápida o explosiva y no se desarrolló como huracán

mayor. El período más importante de profundización durante su vida se presenta en la

figura 27b. Es importante resaltar el impacto negativo que tiene en la intensidad del

huracán el ingreso de aire seco hacia el final su vida: incluso cuando estaba en una


Capítulo 3

69

región con OHC favorable, el huracán se debilitó rápidamente debido a la intrusión de

aire seco (hasta 40% de HR) en la parte alta de la tropósfera media.

Figura 26: Imagen IR del satélite GOES-7 a las 2101 TUC del 15 de Junio de 1993, momento cercano al momento en que el huracán Adrian alcanzó su máxima intensidad (tomada de: http://www.ncdc.noaa.gov/gibbs/year)


Capítulo 3

70

Figura 27: Evolución de las variables ambientales a lo largo de la vida de huracán Adrian: a) Campo instantáneo de contenido de calor oceánico (KJcm

-2) a las 1200 TUC del 15 de Junio de 1993, trayectoria

completa (línea magenta) y parcial (puntos negros) del huracán durante su interacción con una zona de contenido de calor oceánico incrementado por la presencia de un vórtice oceánico anticiclónico. b) series de tiempo para velocidad del viento (línea azul, escala al lado izquierdo) y presión (línea verde, escala al lado derecho) y c) series de tiempo normalizadas para Humedad Relativa a 550 hPa (línea roja, HR-550), cizalladura vertical 850-200 hPa (línea magenta, WS), intrusión de aire seco (línea verde, DA), intrusión de aire húmedo (línea azul, WA) y Contenido de Calor Oceánico (línea negra, OHC). Las líneas verticales de color gris (en b y c) resaltan el periodo de profundización rápida para el huracán.


Capítulo 3

71

3.5 Variabilidad intra-anual de la actividad de profundización rápida La actividad de ciclones tropicales que presentan algún episodio de profundización

rápida en el Pacifico Nororiental Tropical, en el periodo analizado (1993-2009), sigue la

distribución de la actividad general de ciclones a lo largo del año. En la figura 28 se

muestra la distribución mensual del número total de ciclones tropicales con nombre que

se observaron en el periodo analizado, junto con la distribución mensual del número de

ciclones que presentaron algún episodio de profundización ya sea rápida o explosiva

durante el mismo periodo. Asimismo, se muestra la distribución mensual de la

probabilidad de que un huracán presente un episodio de profundización.

El mes de agosto es el mes en el que se observa la mayor cantidad de ciclones

tropicales con profundización rápida en el periodo analizado, con un total de 16; julio

aparece en segundo lugar con 14; septiembre ocupa el tercer lugar con 12; octubre

ocupa el cuarto lugar con 5 casos; noviembre ocupa el quinto lugar con 2 casos y por

último, aparecen los meses de mayo y junio con un solo caso de profundización rápida

registrado en cada mes en todo el periodo (1993-2009).

Al calcular la probabilidad que tiene un ciclón tropical que ocurre durante un mes

específico, de presentar un episodio de profundización rápida, nos encontramos con que

es noviembre el mes que presenta la mayor probabilidad con 33%; en segundo lugar,

julio con una probabilidad del 25%; el tercer lugar lo ocupa agosto con 23% de

probabilidad; en cuarto lugar, septiembre con un 22%; octubre ocupa el quinto lugar con


Capítulo 3

72

16% de probabilidad, mayo está en sexto con una probabilidad del 9%, mientras que en

el séptimo y último lugar se ubica junio con una probabilidad del 4%.

Figura 28: Número total de huracanes que se presentaron en el período 1993-2009 separados por el mes en el que dieron inicio (barras azules), número de huracanes que presentaron algún criterio de profundización, separados por el mes en que ocurrió el episodio de profundización (barras verdes) y probabilidad de que algún huracán presente un episodio de profundización rápida durante los diferentes meses (puntos rojos)

Al revisar la ubicación en la que alcanzaron su máxima intensidad todos los huracanes

mayores (categorías 3, 4 y 5) que se generaron en la cuenca entre 1949 y 2009 (en toda

la base de datos histórica), se observó lo siguiente: en mayo y junio la interacción de los

ciclones tropicales con zonas de alto OHC, aumentado por la presencia de vórtices

oceánicos anticiclónicos que tuvieron su origen en Tehuantepec y Papagayo, tiene

mayor impacto en la ciclogénesis. La mayoría de los ciclones tropicales que se formaron

en mayo y junio lo hicieron sobre dichas zonas, alcanzando su máxima intensidad en las

periferias.


Capítulo 3

73

Durante los meses de julio y agosto, la zona de OHC elevado es mucho más amplia,

debido a la presencia simultánea de los vestigios de los vórtices de Tehuantepec y

Papagayo y los vórtices generados por la onda de Kelvin de hundimiento atrapada a la

costa. Esta situación, combinada con las trayectorias que predominan en esos meses

(hacia el oeste y noroeste), permiten que los ciclones tropicales que se formaron sobre

la zona de alto OHC cercana a la costa encuentren en su trayectoria la zona de alto

OHC que se encuentra más alejada de la costa y que tiene sus orígenes en los vórtices

oceánicos anticiclónicos de Tehuantepec y Papagayo. En la figura 29 se presenta el

mapa promedio de OHC para el mes de julio y la ubicación donde alcanzaron su máxima

intensidad todos los huracanes mayores (categorías 3,4 y 5) que ocurrieron en ese mes

en el periodo entre 1949 y 2009.

Durante septiembre y octubre, la ciclogénesis ya no ocurre necesariamente sobre la

zona más importante de OHC, pero las trayectorias que recurvan hacia la zona

continental son más comunes, permitiendo que los ciclones interactúen durante una

etapa más madura con la zona de alto OHC asociada a la onda de Kelvin de

hundimiento y a los vórtices que ésta genera. Aún cuando la frecuencia de ocurrencia de

profundización rápida durante estos meses es menor y la probabilidad que tiene un

ciclón tropical de presentar un episodio de profundización rápida en estos meses

también es menor que la que se tiene en los meses de julio y agosto, estos meses

resultan de gran relevancia para nuestro país por la alta incidencia de ciclones tropicales

a tierra, como Kenna en 2002 ó Juliette en 2001. En la figura 30 se presenta el mapa

promedio de OHC para el mes de octubre y la ubicación donde alcanzaron su máxima


Capítulo 3

74

intensidad todos los huracanes mayores (categorías 3,4 y 5) que ocurrieron en ese mes

en el periodo entre 1949 y 2009.

El mes de noviembre resulta un caso peculiar, ya que la frecuencia de ocurrencia es

muy baja, pero la probabilidad que tiene un ciclón tropical que se desarrolla en este mes

de presentar un episodio de profundización rápida es la más alta de la muestra. Esto

está estrechamente relacionado con que los ciclones que se forman en este mes lo

hacen normalmente sobre la zona de OHC más alto y toda su trayectoria se mantiene

dentro de la misma zona. Algunos de estos casos pueden entrar a tierra, tal como el

caso del huracán Rick de noviembre de 1997. Sin embargo, ninguno de los ciclones que

presentaron profundización rápida durante noviembre alcanzó categoría de huracán

mayor.


Capítulo 3

75

Figura 29: Mapa de contenido de calor oceánico (OHC) promedio para el mes de julio. Los puntos indican la ubicación en la que todos los huracanes del registro histórico (1949-2009) que ocurrieron durante julio con categoría 3 (puntos negros), 4 (puntos magenta) y 5 (puntos rojos) alcanzaron su máxima intensidad

Figura 30: Mapa de contenido de calor oceánico (OHC) promedio para el mes de octubre. Los puntos indican la ubicación en la que todos los huracanes del registro histórico (1949-2009) que ocurrieron durante octubre con categoría 3 (puntos negros), 4 (puntos magenta) y 5 (puntos rojos) alcanzaron su máxima intensidad


Capítulo 4

76

CAPÍTULO 4

Conclusiones y comentarios finales

4 Conclusiones y comentarios finales

La variabilidad temporal y espacial que presenta la distribución del contenido de calor

oceánico en el Pacífico Nororiental Tropical a lo largo de los meses que comprenden la

temporada de ciclones tropicales en la cuenca, está totalmente ligada a la presencia

de estructuras oceánicas de mesoescala. Durante los primeros meses de la

temporada, las estructuras que dominan son los vórtices oceánicos anticiclónicos que

se generan en el Golfo de Tehuantepec y en el Golfo de Papagayo por el efecto del

viento invernal y que se desplazan hacia el oeste internándose en el Océano Pacífico.

A mediados de la temporada, el contenido de calor oceánico se encuentra dominado

por una combinación entre los remanentes de los vórtices de Tehuantepec y Papagayo

y la llegada a la zona de una onda de Kelvin de hundimiento, atrapada a la costa que

empieza a generar vórtices oceánicos anticiclónicos a su paso por diferentes regiones,

desde Papagayo, Tehuantepec hasta las costas de Guerrero.

Ya para agosto y septiembre el contenido de calor oceánico está dominado casi por

completo por los vórtices oceánicos anticiclónicos generados por la onda de Kelvin de

hundimiento atrapada a la costa, frente a las costas de Guerrero, Jalisco y Nayarit, en

la zona de las Islas Marías y Cabo Corriente e incluso en la parte sur del Golfo de

California.


Capítulo 4

77

El problema de la interacción entre ciclones tropicales y vórtices oceánicos

anticiclónicos ha sido tratado en estudios previos, realizados en otras cuencas, como

casos aislados, que de llegar a ocurrir resultan de gran importancia para entender los

cambios en la intensidad que experimenta algún ciclón tropical en particular.

En respuesta a las preguntas planteadas en la sección 1.4 de este estudio

climatológico hemos encontrado que la interacción entre ciclones tropicales y vórtices

oceánicos anticiclónicos en el Pacífico Nororiental Tropical ocurre con mucha

frecuencia, a diferencia de lo que parece ocurrir en otras cuencas. El 82.5% de los

ciclones tropicales que se presentaron entre 1993 y 2009 tuvo interacción con un

vórtice oceánico anticiclónico. Sin embargo, esta interacción no resulta ser una

condición suficiente para producir eventos de profundización rápida en los ciclones

tropicales de la cuenca, ni tampoco es una condición suficiente para producir

huracanes mayores. Por otra parte, la mayoría de los huracanes que alcanzaron los

criterios de profundización rápida y/o explosiva, después de interactuar con zonas con

un alto contenido de calor oceánico, alcanzaron la categoría de huracán mayor (84%),

y de hecho algunos huracanes que no presentaron profundización rápida después de

interactuar con zonas con un alto contenido de calor oceánico, sí alcanzaron la

categoría de huracán mayor después de dicha interacción.

Además encontramos, que la presencia de zonas con alto contenido de calor oceánico

influenciado por la presencia tanto de vórtices oceánicos anticiclónicos, como de

ondas de Kelvin de hundimiento atrapadas a la costa, es con mucha frecuencia un

elemento presente en la ciclogénesis de la cuenca. Entre 1993 y 2009, el 49.2% de los

huracanes se formó sobre una zona con alto contenido de calor oceánico aumentado

por la presencia de vórtices oceánicos anticiclónicos, remanentes de éstos, o alguna

estructura oceánica en etapa de transición entre la onda de Kelvin de hundimiento

atrapada a la costa y los vórtices oceánicos anticiclónicos que éstas generan en

diferentes zonas del Pacífico Nororiental Tropical.


Capítulo 4

78

Todo lo anterior, nos permite concluir que las estructuras oceánicas de mesoescala,

principalmente los vórtices oceánicos anticiclónicos (independientemente de su

mecanismo de generación) y las ondas de Kelvin de hundimiento que viajan hacia el

norte atrapadas a la costa, juegan un papel preponderante en la génesis e

intensificación de los ciclones tropicales en la cuenca del Pacífico Nororiental Tropical.

El caso del huracán Linda (1997), que es el huracán más intenso jamás registrado en

la cuenca del Pacífico Nororiental Tropical, tuvo interacción con una zona con los

valores más grandes de contenido de calor oceánico observados durante el período

1993-2009. Es importante resaltar que estos valores fueron observados en el contexto

del inicio (agosto) de un año con fenómeno de El Niño muy intenso, en el que tanto los

vórtices oceánicos anticiclónicos como la onda de Kelvin de hundimiento atrapada a la

costa fueron muy intensos.

Se puede decir de manera general que los vórtices oceánicos anticiclónicos que se

generan en el Golfo de Tehuantepec y de Papagayo tienen su principal influencia en la

ciclogénesis de los ciclones que ocurren durante los meses de mayo y junio. Pero

estos mismos vórtices tienen un impacto importante en la profundización rápida y en

general en la intensificación de los ciclones que durante julio y agosto, se forman en la

zona cercana a la costa y que presentan una trayectoria hacia el oeste o noroeste, que

los lleva a cruzar en su camino con una segunda zona con alto contenido de calor

oceánico. Es decir que durante los meses de julio y agosto las ondas de Kelvin y los

vórtices que éstas generan tienen su mayor influencia en la ciclogénesis de los

ciclones tropicales mientras que vórtices que se generan en Tehuantepec y Papagayo,

que para julio y agosto ya se han desplazado mas allá de los 110º O, tienen mayor

influencia en la profundización rápida e intensificación de ciclones tropicales.

Durante los meses de septiembre y octubre, la ciclogénesis no necesariamente ocurre

sobre zonas de alto contenido de calor oceánico, pero las trayectorias predominantes


Capítulo 4

79

facilitan la interacción con las zonas de alto contenido de calor oceánico aumentado

por la presencia de vórtice oceánicos anticiclónicos que se generan a lo largo de las

costas del Pacífico Nororiental Tropical y la presencia de la onda de Kelvin de

hundimiento atrapada a la costa

Todos los casos analizados que cumplieron los criterios de profundización no sólo

mostraron interacción con zonas con alto contenido de calor oceánico, también

mostraron condiciones atmosféricas favorables como valores bajos de cizalladura del

viento, altos valores de humedad relativa tanto en la troposfera media (550 hPa) como

en los valores integrados a lo largo del perfil de la atmósfera inferior (de 550 a 1000

hPa). El análisis detallado de los parámetros ambientales para cada caso estudiado

que alcanzó el criterio de profundización muestra que la humedad relativa a 550 hPa y

particularmente el valor integrado a lo largo del perfil vertical de la atmósfera baja

juegan un papel muy importante en la profundización de los ciclones tropicales en la

región.

El intercambio de calor entre el océano y el huracán, conforme éste se mueve a través

de una región con alto contenido de calor oceánico, localmente incrementada por la

presencia de alguna estructura oceánica de mesoescala, es el proceso más importante

en el Pacífico Nororiental Tropical para que un huracán alcance los criterios de

profundización rápida y/o explosiva. También notamos que la presencia de aire seco

verticalmente integrado (con valores de humedad relativa menores que 75%) tiene una

gran influencia negativa en la profundización de los ciclones tropicales en la región,

confirmando lo reportado por Marín et al (2009) para algunos casos de estudio.

El cambio de intensidad de los ciclones tropicales es un proceso complejo y no lineal

que a menudo involucra varios factores concurrentes o sinérgicos. Sin embargo, los

resultados presentados aquí sugieren fuertemente que la variabilidad del contenido de

calor oceánico asociada con la presencia de vórtices oceánicos anticiclónicos y ondas


Capítulo 4

80

de Kelvin de hundimiento atrapadas a la costa en la región, bajo un ambiente

atmosférico favorable, impacta significativamente los procesos físicos que controlan la

vida de un ciclón tropical y sus cambios de intensidad.

Estudios recientes (Judt and Chen, 2010; Abarca and Corbosiero, 2011) han estudiado

huracanes que presentaron profundización rápida desde la óptica de la formación de

una pared secundaria del ojo del huracán. A partir de esos estudios podemos proponer

algunas recomendaciones de trabajo futuro, ya que resultaría de gran interés revisar

los casos aquí estudiados en ese contexto, ya que los huracanes estudiados en ambos

estudios, tuvieron interacción con vórtices oceánicos anticiclónicos antes de presentar

la profundización rápida.

Por otra parte, uno de los aspectos importantes que surgieron durante el desarrollo de

este trabajo tiene que ver con el papel que juegan las ondas de Kelvin de hundimiento

atrapadas a la costa en la profundización de los ciclones tropicales que presentaron

ingresos a tierra, por lo que resulta de gran relevancia realizar un estudio que permita

identificar si la onda de Rossby topográfica que recorre estacionalmente el Golfo de

México tiene un impacto similar en huracanes que entran a tierra en esa cuenca.


Referencias

81

5 Referencias

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simulations of Hurricanes Rita and Katrina (2005), Geophys. Res. Lett., 38,

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