M5 Circulación Tropical y Perturbaciones

Tópico

La circulación tropical está dominada por la zona de convergencia intertropical, la banda de convección máxima que sigue de cerca a la temperatura superficial del mar más alta de cada momento y que se desplaza de manera estacional siguiendo esa misma temperatura. Esta zona de convergencia intertropical es, además, el brazo ascendente de la célula de Hadley, y es ahí donde se produce una fracción muy importante de toda la precipitación tropical del planeta. Es el balance energético de cada hemisferio el que determina, en última instancia, dónde se ubica la zona de convergencia intertropical en cada momento, y es ese mismo balance el que hace que esta franja de convección se desplace hacia el hemisferio que, en cada estación, recibe más energía.

Sobre el océano Atlántico tropical, las perturbaciones que con más frecuencia alteran a esta circulación tropical son las ondas del este africanas: perturbaciones de vorticidad que se propagan hacia el oeste con periodos de entre tres y cinco días y longitudes de onda de entre dos mil quinientos y cuatro mil kilómetros. Estas ondas del este africanas nacen de la inestabilidad barotrópica-baroclínica del chorro africano del este, y es esa misma inestabilidad la que hace que la corriente en chorro africana del este termine generando, una tras otra, las ondas que se propagan hacia el oeste sobre el océano.

Son precisamente estas ondas del este africanas las que actúan como el precursor principal de los ciclones tropicales del Atlántico, aunque no basta con que una onda del este africana llegue sobre el océano para que un ciclón tropical se forme: la génesis de un ciclón tropical exige que, además de esa perturbación inicial, se cumplan tres condiciones más al mismo tiempo. La temperatura superficial del mar debe superar los veintiséis grados, la cizalladura vertical del viento debe ser baja, y la humedad de la troposfera debe ser alta; solo cuando estas tres condiciones coinciden con la perturbación inicial que aporta la onda del este africana, la génesis del ciclón tropical hace que ese ciclón termine formándose.

Una vez que un ciclón tropical logra formarse, la teoría del intercambio de calor superficial inducido por el viento, propuesta por Emanuel, describe su intensificación como si el ciclón tropical funcionara igual que un motor de Carnot: un motor térmico ideal que extrae calor del océano cálido que tiene debajo, a través de la evaporación que sus propios vientos aumentan, y expulsa ese mismo calor arriba, en la tropopausa fría. Cuanto mayor es la diferencia de temperatura entre el océano cálido y la tropopausa fría, más alto es el límite termodinámico de intensidad que ese motor de Carnot le permite alcanzar al ciclón tropical, y es esa diferencia de temperatura la que hace que dos ciclones nacidos sobre océanos distintos terminen alcanzando límites termodinámicos muy distintos entre sí.

Así, bajo condiciones favorables, un ciclón tropical puede alcanzar su límite termodinámico de intensidad en un plazo de entre tres y cinco días desde que se formó. Desde la zona de convergencia intertropical que organiza la convección tropical a escala estacional, pasando por las ondas del este africanas que aportan la perturbación inicial, hasta el motor de Carnot que impulsa la intensificación final, toda la circulación tropical converge en un mismo resultado: es el cumplimiento sucesivo de cada una de estas condiciones, etapa tras etapa, lo que hace que un ciclón tropical determinado termine siendo tan intenso, y tan rápido, como finalmente resulta ser.

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