Algunos conceptos modernos sobre la circulación general de ... · de barcos observatorios que...

Investigaciones Geográficas, Boletín del Instituto de Geografía, UNAMNúm. 50, 2003,pp.121-143

Ernesto Jáuregui Ostos. Meteorólogo y doctor en Geografía por la Universidad de Bonn, Alemania, elDr. Jáuregui colaboró durante muchísimos años con el Instituto de Geografía del que salió para formarparte del entonces naciente Centro de Ciencias de la Atmósfera. Especialista en cuestiones meteo-rológicas, su producción es vastísima y cuenta con amplio reconocimiento internacional.

Algunos conceptos modernos sobre la circulacióngeneral de la atmósfera*

Ernesto Jáuregui Ostos

INTRODUCCIÓN

La Climatología, como una rama de la Geofí-sica se ha enriquecido en las últimas déca-das gracias a los avances técnicos y teóricosque se han observado en el campo de la Me-teorología. En el Hemisferio Norte, los con-tinentes están cubiertos desde la década delos años cuarenta por una eficiente redde estaciones meteorológicas que registrancontinuamente datos, tanto de la superficiecomo en la altura (Figuras 1 y 2).

Las naciones más avanzadas mantienen enlos océanos Atlántico y Pacífico, una docenade barcos observatorios que realizan ruti-nariamente mediciones de la atmósfera. Elárea donde la red de estaciones es menossatisfactoria se encuentra en los trópicos.Con este enorme caudal de datos atmosféri-cos se elaboran diariamente mapas meteoro-lógicos que abarcan todo el Hemisferio Ñor,te, y que describen a escala planetaria y adiversos niveles las características de la cir-culación atmosférica. El análisis de las cartashemisféricas contiene en superficie y en laaltura la localización de los grandes centrosde alta y baja presión, la posición de lasgrandes tormentas y otras perturbacionesque ocurren en el seno de las vastas corrien-tes planetarias.

Los mapas hemisféricos que se elaborandiariamente en los Estados Unidos se distri-buyen en los principales centros de informa-ción meteorológica. En nuestro país, el Ser-vicio Meteorológico recibe en forma continua

las cartas hemisféricas de superficie y lasde altura a 500 milibarios (unos 5 000 m dealtura). Al mismo tiempo que se ha avanzadoen la exploración diaria de la atmósfera, seha desarrollado el conocimiento de la teoríahidrodinámica que, iniciada a finales del siglodiecinueve, ha desembocado en los métodosde predicción numérica del tiempo que seauxilian de las calculadoras electrónicas pararesolver las ecuaciones no-lineales que ex-presan la dinámica del flujo atmosférico.

El climatólogo Kennet Hare (1960), hace verque hasta la fecha existen pocos intentos deasimilar las nuevas ideas de la meteorologíapara adaptarlas a la esfera del clima. El me-teorólogo Eady (1957), señala también quelos textos de climatología se siguen escri-biendo en un lenguaje de hace más de 30años. Según estos autores, la climatologíamoderna requiere el conocimiento de dosgrandes grupos de procesos meteorológicos:por una parte, la circulación general de la at-mósfera, que gobierna el elemento advectivodel clima local o regional y por otra, los inter-cambios turbulentos y de radiación en la ver-tical que rigen el equilibrio calórico y de lahumedad.

En este trabajo se intenta hacer una descrip-ción esquemática de la circulación general,limitada al hemisferio norte, a la luz de losavances recientes en este campo. Ademásse describen dos tipos de perturbaciones delas grandes corrientes planetarias: las ondasdel Oeste y la ondas del Este.

* Publicado en: Jáuregui O., E. (1969), Boletín, vol. II, Instituto de Geografía, UNAM, México, pp. 209-236.


Figuras 1 y 2. Distribución hemisférica de las estaciones meteorológicas que registran diariamente datosatmosféricos de superficie (Figura 2) y de altura (radio sondas; Figura 1; Namias y Clapp, 1951).

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Algunos conceptos modernos sobre la circulación general de la atmósfera

LA CIRCULACIÓN GENERAL

Nuestro planeta y su atmósfera se calientanpor el calor que reciben del Sol. El sistemairradia la misma cantidad de calor recibida,nuevamente hacia el espacio, de maneraque en conjunto, se mantiene el equilibrio yla temperatura global no cambia. Pero esteequilibrio de calor es válido para el planetaen conjunto y no para una determinadazona. La región ecuatorial recibe más calordel que desprende o pierde, mientras que lasáreas polares irradian al espacio más calordel que reciben; sin embargo, ni los polos sevuelven más fríos ni las zonas ecuatorialesaumentan su calor, lo cual se debe a que elcalor viaja a las regiones polares mantenién-dose las temperaturas relativamente unifor-mes.

Este intercambio de calor se lleva a cabo pormedio de los movimientos atmosféricos aescala planetaria y que se denominan lacirculación general. De no existir esta circula-ción, en un mundo sin vientos, como señalael meteorólogo Wexler (1955), los trópicos sevolverían intolerablemente calientes y el res-to del planeta se tornaría muy helado, las

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ciudades se ahogarían en sus propias ema-naciones tóxicas. Por otra parte, si cesara depronto la fuente de energía que mueve a laatmósfera, los vientos desaparecerían enunos 12 días según estima el mencionadocientífico, ya que la pérdida de energía porfricción entre el viento y la superficie de latierra es grande. El flujo de calor hacia lospolvos va en aumento del ecuador hastaalcanzar un máximo en la altitud de 35°; deesta latitud comienza a decrecer, ya que unacierta cantidad del calor importado se quedaen cada faja de paralelos (Figura 3).

Fuera de los trópicos, los sistemas de vien-tos de las grandes tormentas que se descri-ben más adelante se encargan de realizar elintercambio de calor. Estas tormentas viajande oeste a este y forman una cadena conti-nua de centros de baja presión o ciclonesque, por viajar fuera de los trópicos, se lla-man extratropicales y cuyos vientos giran enel sentido contrario a las manecillas del reloj,alternadamente, seguidos de centros migra-torios de alta presión (o anticiclones) dondela circulación de los vientos es en el sentidode las manecillas del reloj.

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Figura 3. Flujo de calor hacia los polos (en % del máximo; Riehl, 1965).

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El número de estos ciclones migratorios al-canza un máximo cerca de la latitud de 45°durante el invierno, donde ocurren en prome-dio dos períodos de mal tiempo a la semana.

El calentamiento desigual del planeta originalos movimientos de sur a norte del aire cá-lido; pero debido a la rotación de la Tierra,el aire se deflexiona hacia la derecha en elHemisferio Norte generándose el movimientoen la dirección Este-Oeste. En cambio, elaire que se desplaza hacia el ecuador al de-flexionarse hacia la derecha debido a la fuer-za defectiva o de Coriolis, se dirige hacia elOeste. Conviene advertir que como estafuerza aparente depende de la latitud, esmáxima en los polos y nula en el ecuadorsegún se observa de su expresión: f = 2vsen donde - velocidad del viento,velocidad angular de la tierra, - latitud. Enesta forma se observan vientos del oeste enlas latitudes medias (30° a 60°) y los vientosalisios en los trópicos.

El encuentro de las corrientes húmedas delos alisios de ambos hemisferios en la llama-da "zona intertropical de convergencia" pro-duce corrientes ascendentes que, al conden-sar su humedad, dan por resultado las preci-pitaciones más abundantes del planetea,según puede apreciarse en la Figura 4. Enesta figura se observa también un segundocinturón de precipitación elevada en las lati-tudes donde viajan con más frecuencia losciclones extratropicales (cerca de los 45°).Entre estos dos cinturones lluviosos se en-cuentra la región ocupada por las celdassemipermanentes de alta presión en lossubtrópicos. Aquí el aire en vez de ascenderpierde altura y se calienta adiabáticamentepor lo que la nubosidad y la precipitación sonmuy escasas. Las regiones áridas y semiá-ridas del Noroeste de México se encuentranbajo la influencia de la celda anticiclónicasubtropical del Pacífico lo que, junto con lainversión superficial de temperatura produ-cida por la corriente fría de California escausa de la sequedad que ahí se observa.

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Figura 4. Precipitación mundial anual promedio, según la altitud (Riehl, 1965).


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La inversión de temperatura impide la difu-sión del vapor de agua a los niveles eleva-dos, mientras que la divergencia propia delanticiclón semipermanente produce descen-so (y por lo tanto calentamiento adiabático)del aire.

Durante el invierno, el cinturón de vientos delOeste se ensancha hacia el sur y las altassemipermanentes de los subtrópicos se des-plazan hacia el ecuador, lo que permite quelas depresiones extratropicales desciendanen latitud, a veces hasta cerca de la fronteracon Estados Unidos, produciendo las lluviasinvernales en las zonas semiáridas del país.

En la Figura 5, tomada del atlas de Lahey,Bryson y Wahl (1958), se muestra la exten-sión que tienen los vientos del Oeste al nivelde 500 milibarios (es decir, aproximadamen-te a la mitad de la troposfera, a unos 5 km)en enero y julio. A este nivel que es el fre-cuentemente utilizado para el análisis meteo-rológico, los sistemas de presión y de vientoaparecen mucho más simples que en losmapas de superficie (donde la circulación sedistorsiona por la topografía) y dan una ideamás clara del flujo de las grandes corrientes.Sin embargo, si se desea analizar la circula-ción de los vientos más fuertes del Oeste,se deberá utilizar los mapas de mayor alturaa 300 milibarios (10 km) y 200 milibarios(13 km); a estos niveles vuelan los avionescomerciales a reacción.

En los diagramas de la Figura 5 se advierte,por una parte, que la mayor porción de lamasa de la atmósfera terrestre se muevehacia el este, y por otra, que los vientos delOeste forman un vórtice cerca del polo en elverano, mientras que en el invierno aparecendos centros, uno en el noreste de Siberia y elotro al norte del Canadá.

El hecho de que los vientos del Oeste giranalrededor de un enorme vórtice ciclónico enla altura, lo mencionó por primera vez elmeteorólogo norteamericano Ferrel en 1856,

por lo que a esta circulación de los vientosdel Oeste se la llama a veces también cir-culación de Ferrel o vientos de Ferrel. Pos-teriormente, Von Helmoltz dedujo que el en-friamiento por radiación debía producir unacelda de alta presión de poca profundidad enla superficie cerca del polo, lo cual ha sidoconfirmado posteriormente por observacio-nes.

Puede apreciarse también, en la mismaFigura 5 la variación estacional de la inten-sidad de los vientos del Oeste y de su exten-sión hacia el sur.

En enero, los vientos del Oeste (o de Ferrel)cubren, al nivel de 500 milibarios, práctica-mente todo nuestro país mientras que enjulio se retiran un poco al norte de nuestrafrontera con los Estados Unidos.

En los mapas de la Figura 5, aparece un cin-turón de vientos de máxima intensidad entrelos 25° y 40° N al nivel de media troposfera;en realidad pueden existir dos o más corrien-tes de máxima, como se verá más adelante.

MODELOS DE CIRCULACIÓN GENERAL

En la actualidad no cabe duda de que lasfluctuaciones extraordinarias de la intensidady distribución de los vientos del Oeste o deFerrel, están ligados a los intercambiosde cantidad de movimiento, de calor y de va-por de agua entre los subtrópicos y las regio-nes polares. Se sabe ahora que los exce-dentes tropicales de los tres elementos físi-cos mencionados, deben ser transportadospor la circulación atmosférica.

Hasta hace poco se creía que este movi-miento requería la existencia de una circula-ción meridional (a lo largo de los meridia-nos), según celdas verticales del tipo que semenciona en los textos de geografía o cli-matología. Se proponían así tres celdas: lacelda de los alisios, la celda de las latitudesmedias y la polar (Figura 6).



Figura 5. Extensión de los vientos del Oeste al nivel de 500 milibarios(unos 5 km de altura; Lahey ef al., 1958



Figura 6. Modelo ya desacreditado de circulación meridional propuesto por Hadley en 1735.

La hipótesis más simple, propuesta por el fí-sico inglés George Hadley en 1735 toma encuenta primero el factor calentamiento. Así,el aire cerca del ecuador se eleva y fluye ha-cia los polos; luego se enfría y desciendepara regresar a un nivel inferior hacia elecuador. La circulación según este modeloforma una celda vertical en cada hemisferio.En la siguiente etapa de esta hipótesis seagrega el efecto de la rotación de la Tierra; elaire que fluye hacia los polos se muevetambién hacia el este junto con la Tierra. Enel ecuador lo hace al mismo ritmo; pero amedida que se mueve hacia los polos lohace más aprisa, debido al principio de laconservación de la cantidad de movimientoangular, ya que se encuentra cada vez máscerca del eje de rotación (Figura 7). Así, lascorrientes que van hacia los polos en la al-tura, se deflexionan hacia el este formandolos vientos del Oeste a una velocidad mayor

que la rotación de la Tierra.

Por otra parte, el aire que retorna al ecuadorpierde velocidad de rotación a medida quese desplaza, alejándose del eje de giro,desarrollándose los alisios cuya velocidad derotación es menor aun que la de la superficiede la Tierra a esas latitudes. Esta distribu-ción unicelular siempre se descompone, de-bido a la fricción, en las tres celdas propues-tas por Hadley.

Mucho más recientemente, el meteorólogofinlandés, Palmén, ha modificado el modeloanterior. Este investigador eliminó la celdapolar razonando que en las regiones polaresla circulación es casi horizontal en formade grandes vórtices poco profundos. El mo-delo propuesto por Palmén aparece en laFigura 8.



Figura 7. Cantidad de movimiento de rotación trasmitido de la Tierra al aire que es acarreada hacia lospolos por vórtices horizontales ..... Las celdas verticales contribuyen poco a la energía total

(Wexler, 1955).

Figura 8. Modelo de circulación meridional según Palmen (1951).Sólo subsiste la celda tropical (tomado de Wexier, 1955).



LOS CORTES TRANSVERSALES DE LAATMÓSFERA A LO LARGO DE UN MERI-DIANO O SECCIONES MERIDIONALESPROMEDIO

Con el fin de mostrar una panorámica delmovimiento medio de la atmósfera, en laFigura 9 se muestra la distribución mediameridional de la temperatura hasta una altu-ra de 20 km para el invierno y el verano. Es-tas secciones tomadas de Peterssen (1956),representan el promedio de 18 secciones

meridionales tomadas a intervalos de cada20° de longitud, comenzando por el meridia-no de Greenwich y desde el ecuador hasta lalatitud 75° N. El nivel donde las isotermasmuestran su máxima curvatura se denominala tropopausa, mientras que la capa quequeda por debajo, caracterizada por un de-crecimiento de la temperatura con la altura,se llama la troposfera. La capa encima dela tropopausa es la estratosfera, aquí, la tem-peratura casi no varía con la vertical.

Figura 9. Distribución meridional promedio de la temperatura del aire en invierno y verano(en grados Celsius; Petterson, 1956).



En las Figuras 10 y 11, tomadas del mismotrabajo de Peterssen, se muestra para el in-vierno y verano, la componente zonal (esdecir, a lo largo de los paralelos de latitud)del viento geostrófico. En las grandes depre-siones extratropicales, el aire se mueve man-teniendo un equilibrio entre la fuerza de gra-diente de presión y la fuerza debida a la rota-ción de la Tierra llamada fuerza de Coriolis.El movimiento que satisface este equilibrioes el viento geostrófico que sopla a lo largode las isóbaras. Arriba de la capa de fricción,este viento teórico se aproxima bastante alviento real observado.

1. Se observa la capa poco profunda devientos del Este sobre la región polar enambas estaciones.

2. Los vientos alisios de los trópicos sonpoco profundos (menos de tres kilómetros)entre el ecuador y los 30° de latitud en el

invierno, y arriba de ellos soplan los vientosde Ferrel. A la latitud de la Ciudad deMéxico, por ejemplo, estos vientos del Oestealcan-zan un máximo promedio de 36 m/sega unos 13 km de altura. Durante el verano,en cambio, el núcleo de máxima de losvientos de Ferrel se desplaza hasta la latitudde 45° y a la latitud de la ciudad de Méxicoprevalecen entonces en promedio los vientosdel Este -o alisios en toda la profundidad, 20km considerados en la figura. Durante laestación calurosa, los alisios intertropicalesse extienden a gran altura prolongándosehacia los polos arriba de los 18 km.

3. Se observa una fuerte circulación deloeste en la troposfera de las latitudes me-dias, con un máximo pronunciado en la in-tensidad del viento al nivel de los 12 o13 km. La médula de esta fuerte corrientezonal (en el sentido de los paralelos) sellama corriente de chorro.

Figuras 10 y 11. Componente zonal media (a lo largo de los paralelos)del viento geostrófico (en m/s; Petterssen, 1956).



LA CORRIENTE DE CHORRO

Desde la época en que hizo erupción el vol-cán Krakatoa en una isla del Océano Pacífi-co en 1833, las observaciones de las nubesnoctilucentes y de los cirrus, (nubes de apa-riencia sedosa formadas de cristales de hie-lo) revelaron la existencia de una corrientede vientos intensos del Oeste a gran altura.No fue sino hasta 1933, cuando el meteo-rólogo noruego Bjerkness calculó las prime-ras secciones meridionales con ayuda deunas cuantas estaciones de radio-sondeo alo largo de un meridiano. Bjerkness convirtióel gradiente de presión a viento geostrófico yobtuvo la distribución del viento zonal. Losresultados fueron parecidos a los de lasFiguras 10 y 11.

El descubrimiento de Bjerkness no llamómucho la atención sino hasta el año de 1940cuando se multiplicaron las estaciones deradio-sondeo y de globos piloto. Se descu-brió entonces que las fuertes corrientes devientos del Oeste se observaban en formacontinua en la troposfera alta. En 1945 lospilotos norteamericanos que volaban deHawai al Japón, encontraron los fuertes vien-tos de la corriente de chorro de hasta350 km/hora, lo que reducía considerable-mente la velocidad de los aviones en vuelohacia el continente asiático a esas latitudes.

El problema despertó el interés de otrosmeteorólogos y condujo a investigacionessinópticas de los vientos superiores. Convie-ne hacer notar que, normalmente la inten-sidad de los vientos varía apreciablemente alo largo de eje de la corriente de chorro conáreas elongadas de velocidad máxima, sepa-radas por regiones donde hay confluencia odifluencia de la corriente. Aun en promedio,la intensidad del viento varía a lo largo de lacorriente como puede verse en la Figura 12construida por los meteorólogos Namias yClapp (1949). Las corrientes de chorro no selimitan a ubicarse en la latitud de 30° sinoque pueden ocurrir en cualquier latitud al

norte de 25°; pero según apunta Peterssen,en las latitudes altas el chorro forma mean-dros y oscila dentro del límites muy amplios,con el resultado de que los mapas promediomuestran el chorro ubicado en latitudesdonde el viento es más persistente. Tambiénhay que hacer notar que en las latitudesmenores de 30°, (en nuestro país), el pará-metro de Coriolis es muy pequeño, comoya se vio, y la conversión de gradiente iso-bárico a los vientos geostróficos introducecierto error.

Sin embargo, los diagramas de Namias yClapp muestran las características esen-ciales del movimiento medio zonal. En estasmismas figuras se advierte que la posiciónmedia de la corriente de chorro, en inviernocruza por la mitad norte de México, tocandola punta de la península de Baja California,corta en diagonal desde Mazatlán hacia ladesembocadura del río Bravo con intensidadde unas 60 a 70 millas por hora. El máximode esta corriente sobre Norteamérica a laaltura del cabo Hatteras es de 95 millas porhora, mientras que el máximo, que ocurrefrente a las costas de China y al sur deJapón, es de 122 millas por hora.

Durante el verano (Figura 12), el eje de lacorriente de chorro sobre Norteamérica sedesplaza al norte, cerca de la frontera conCanadá. En la Figura 13 tomada de un tra-bajo de Palmén y Nagler (1948), se muestraen corte la distribución media del vientogeostrófico del Oeste para Norteamérica, el30 de noviembre de 1946 a las 03:00 horade Greenwich. Este corte a lo largo de unmeridiano comprende desde la latitud 25°hasta los 70°. Aquí se acusa, como en lasFiguras 10 y 11 de Peterssen, la corriente dechorro con un máximo de viento geostróficode 80 m/seg a la latitud de 47° y a unos11 km de altura. Al norte de los 60° delatitud, aparecen los vientos polares del Esteque llegan a una altura de 13 km sobre lalatitud de 64° en este caso particular. Porotra parte, los alisios tropicales se observan



al sur de los 30°. Palmén traza esta figura laposición de la tropopausa, que en este casose encuentra fracturada en la región de lacorriente de chorro con una doble tropopau-

sa al sur y una sencilla hacia el norte. Estafractura, que es típica de las corrientes dechorro intensas, permite el intercambiode aire entre la troposfera y la estratosfera.

ENERO

JULIO

Figura 12. Posición media e intensidad de la corriente de chorro. Las líneas indican la velocidaddel viento geostrófico en millas por hora al nivel de intensidad máxima (Namias y Clapp, 1949).



Figura 13. Sección meridional media del 30 de noviembre de 1946 a las 03:00 horas de Greenwichque muestra la distribución media del viento (m/s) geostrófico sobre Norteamérica (Palmer, 1948).

MODELOS MECÁNICOS DE LA CIRCULA-CIÓN GENERAL

Describir la dinámica compleja de la atmós-fera en términos matemáticos es tarea difícil.Las ecuaciones contienen variables como latemperatura, la densidad, la presión, el con-tenido de humedad y el movimiento del aireen tres dimensiones. Aun cuando se hanusado las computadoras de alta velocidad,ha sido necesario hacer algunas simpli-ficaciones. De acuerdo con los resultadosobtenidos por el meteorólogo H. L Kuo, larotación de la Tierra juega un doble papel enla formación de los fenómenos atmosféricos:rompe por una parte la circulación primarianorte-sur en ciclones y anticiclones y ade-más canaliza estos movimientos turbulentosen vientos prevalecientes del Oeste y delEste. Es decir, que el calor del sol pone alaire del planeta en movimiento, y la rotaciónde la Tierra distribuye este aire según pa-

trones de remolinos de diversos tamaños(los más grandes hasta de varios miles dekilómetros de diámetro).

Estas ideas se han confirmado por medio demodelos mecánicos construidos por diversosmeteorólogos. Entre ellos, Dave Fultz, de laUniversidad de Chicago, quien ha utilizadouna bandeja circular de fondo plano quecontiene una lámina de unos 3 cm de aguarepresentando la atmósfera de un hemisfe-rio. Los remolinos del agua se hacen visiblespor medio de unas gotas de colorante.Cuando el perímetro de la bandeja (es decir,el ecuador) se calienta y el centro (el polo)se enfría, se observa que el agua comienzaa fluir en una celda simple como la propuestapor Hadley. La corriente se eleva en el bordede la charola (el ecuador), se mueve por lasuperficie del agua hacia el centro; luego sehunde y fluye hacia los bordes por el fondode la charola.



Si se pone la charola a girar, una vez alcan-zado cierto valor de la velocidad de rotación,la circulación inicial simple se rompe en re-molinos como los ciclones y anticiclones queaparecen en los mapas meteorológicos. Tan-to del lado de la periferia como del centro,los remolinos comienzan a desplazarse ha-cia lo que sería las 'latitudes medias' en lacharola. Las corrientes del Oeste comienzana aparecer en esta zona mientras que las delEste se acusan en los bordes (el ecuador).

Fue el primer meteorólogo Carl GustafRossby quien, en la década de los añoscuarenta, encontró que las circulaciones ge-nerales en cuerpos giratorios como losplanetas y el Sol, se pueden compararexpresando la velocidad característica delgas en rotación como un porcentaje de lavelocidad del cuerpo giratorio en la superficiede su ecuador.

Así, la superficie de la Tierra en el ecuadortiene una velocidad de unos 1 600 km/hora yhemos visto que la velocidad de los vientosde Ferrel en las cercanías de la corriente dechorro puede ser de unos 160 km/hora. Elcociente propuesto por Rossby sería la rela-ción de las doce velocidades; en este caso,1:10.

Al rotar lentamente la charola, Fultz observóque los 'vientos' que giran cerca de la fuentede frío, alcanzan una velocidad igual a la delborde exterior de la charola (o ecuador); eneste caso la relación de Rossby sería la uni-dad y el campo de flujo resultó simétrico res-pecto a la fuente de frío (o polo). Pero al in-crementar la velocidad de rotación de lacharola, Fultz encontró que la relación deRossby decreció hasta que, al llegar al valorde 1:10 comenzaron a formarse trenes deondas que cambiaban de forma en el tiempo;estas ondas fueron muy semejantes a lasobservadas en los mapas meteorológicoshemisféricos. De manera que la circulacióngeneral en los trópicos se parece a los movi-mientos del agua cuando la charola experi-

mental gira despacio, mientras que cuandoaumenta su velocidad de rotación, la distri-bución de flujo en la charola es más apli-cable a la circulación de las latitudes altas.

El meteorólogo Riel (1965) señala que la ra-pidez de giro de la Tierra determina en granmedida la latitud en donde se separan losdos tipos de circulación: la tropical y la dealtas latitudes. De modo que si nuestro pla-neta girara más lentamente, digamos que eldía fuera dos o cuatro veces más largo, esprobable que la circulación general de tipotropical se extienda hasta la latitud de 60°debido al decrecimiento de la rotación y eltiempo, en los países de clima templado,cambiaría radicalmente.

El meteorólogo Starr (1956) hace ver quetanto las observaciones como el análisis teó-rico y aun los experimentos de laboratoriocomo el descrito, parecen conducir a un nue-vo concepto de la atmósfera, como un océa-no de aire que es puesto en movimiento porel calentamiento del sol y disgregado por larotación de la Tierra en remolinos enormesque se alimentan de pequeños remolinos, loscuales tienen la función de mantener el equi-librio calórico.

VARIACIONES DE LA CIRCULACIÓN GENERAL

Las ondas que se forman en el modelo ex-perimental son uniformes y fluyen hacia elEste con la corriente en forma continua. Encambio, las ondas que se observan en la at-mósfera tienen algunas posiciones favoritaso preferidas debido a que la superficie de laTierra no es uniforme. La circulación de losvientos del Oeste varía considerablementeen el transcurso de una o dos semanas y elcambio está acompañado de amplias varia-ciones de las variables atmosféricas.

Hay ocasiones en que las ondas son muyplanas (es decir, de amplitud reducida) yentonces el cinturón de vientos de Ferrel sedesplaza hacia el polo; pero pasada una o



dos semanas, las ondas aumentan su ampli-tud y los vientos del Oeste se desplazanhacia el ecuador invadiendo parte de los tró-picos; en estas ocasiones la longitud de lasondas se acorta, lo que permite también queel aire tropical penetre a las altas latitudes;de manera que esta situación está asociadaa un fuerte intercambio de calor entre lasbajas y altas latitudes.

OTROS FACTORES QUE GOBIERNAN ELCLIMA A GRAN ESCALA

Diferencias entre superficies de agua y detierra

La temperatura de los océanos se mantienecasi constante durante el día y tiene pocavariación en el transcurso del año si se lecompara con las correspondientes observa-das en los continentes. Esto se debe a quela mezcla turbulenta de calor recibido del Soltiene lugar en una capa líquida que puedeser hasta de 100 m. Además, la capacidadcalórica del agua es tan grande que su tem-peratura se eleva poco por el calentamientosolar. En la Tierra, por contraste, el calor delsol penetra sólo una capa muy delgada y laporción superior del suelo registra varia-ciones de temperatura considerables debido,además, a la baja capacidad térmica del sue-lo. De manera que las variaciones diur-nas yanuales de temperatura son mayores en loscontinentes que en el mar. Como conse-cuencia, un clima marítimo es siempre uni-forme, mientras que el clima continental sedestaca por sus contrastes térmicos.

El efecto de las grandes barreras monta-ñosas

Las grandes protuberancias montañosasafectan el clima a gran escala en diversasformas. Las montañas Rocallosas protegenla costa oeste de los Estados Unidos contralas invasiones de aire polar procedente delcentro de Canadá. Al mismo tiempo impidenla entrada de aire marítimo del Pacífico Norte

hacia el centro de los Estados Unidos que,por esta razón, tiene un clima seco y frío.

El mismo efecto se observa en la región nor-te de nuestro país, la cual durante el inviernoes seca y fría debido a que el aire marítimodel Pacífico Norte es detenido por la barrerade la sierra Madre Occidental. El aire polarcontinental del Canadá que desciende eninvierno por la planicie costera del Golfo deMéxico, se recarga contra la vertiente escar-pada de la Sierra Madre Oriental y, sólo enocasiones, la humedad que toma en su re-corrido por el Golfo se desborda sobre laaltiplanicie mexicana.

Otro de los efectos de las cadenas mon-tañosas sobre la circulación, es que la fuentede calor superficial se eleva en comparacióncon las zonas bajas al nivel del mar. Esteefecto no ha sido estudiado debidamente yen un país montañoso como México debejugar un papel importante en la circulación.Mosiño (1966), señala que en México lamasa de aire tropical elevada que llega alaltiplano, recibe un calentamiento que pro-duce la liberación de su inestabilidad convec-tiva. Este es un factor que contribuye a laprecipitación anual en las tierras elevadasdel país. Riel (1965) sugiere que en Asiaeste efecto ayuda a establecer y mantener lacirculación del monzón de verano.

ONDAS EN LOS VIENTOS DEL OESTE

En 1939, Rossby observó que las vaguadasy domos de presión de los mapas meteoroló-gicos de los vientos del Oeste circunpolares,tenían la forma aproximada de ondas sinu-soidales y que las ondas de gran longitud semovían despacio mientras que otras menoslargas viajaban rápido hacia el este. Estasondas aparecen con un máximo de simplici-dad al nivel de las troposferas media osuperior (es decir, arriba de 500 milibarios).Las dimensiones de estos sistemas de on-das son mucho mayores que las correspon-dientes a niveles inferiores (o superiores). En



un caso típico los mapas hemisféricos mues-tran cuatro o cinco ondas largas (ondas deRossby); a menudo viajan sobrepuestas aestas ondas, otras de menor longitud.

Valiéndose del concepto de vorticidad (quees una cantidad dinámica que mide la rapi-dez de giro de pequeños elementos fluidos)Rossby desarrolló fórmulas para pronosticarel movimiento de estas ondas en función dela longitud de onda y la intensidad de lacorriente zonal (a lo largo de los paralelos).Este tratamiento de la sondas permitiódesarrollar criterios para la estabilidad de lasondas baroclínicas (un fluido es baroclínicocuando las superficies de presión constantecortan a las superficies de igual densidad).Una onda es inestable cuando su amplitudaumenta con el tiempo, es decir, se 'profun-diza' en la jerga de los meteorólogos.

Los investigadores Charney y Kuo, handemostrado que la inestabilidad de las ondasocurre en el flujo baroclínico cuando se exce-den ciertos valores de cambio de viento conla altura; estos valores dependen a su vezde la longitud y estabilidad de la onda. Esdecir, que arriba de cierta intensidad críticadel gradiente térmico, en dirección del polo(o baroclinicidad) la corriente de los vientosdel Oeste se vuelve inestable y aparecen pe-queñas perturbaciones que tienden a crecer.

Estas ideas de que los vientos circunpolaresdel Oeste consisten en una serie de trenesde ondas de diversas longitudes, sobrepues-tos en una corriente básica del poniente yque la inestabilidad de estas ondas depen-de de la rapidez con que se intensifican losvientos del Oeste con la altura, constituyenlos conceptos que dominan la moderna me-teorología sinóptica. La predicción numéricade los fenómenos atmosféricos se basa enuna extensión de esta teoría y en una seriede suposiciones simplificatorias que se in-corporan a los llamados 'modelos de ondas'.

Los sistemas de ondas cortas que se des-

plazan regularmente hacia el este, estánasociados en superficie con las zonas de altay baja presión de los mapas meteorológicos.

Así, las vaguadas de baja presión que seobservan en la troposfera media, acompañana los llamados ciclones extratropicales en losniveles inferiores; el eje de estas vaguadas ocañadas de baja presión se localiza usual-mente por detrás del centro del ciclón ensuperficie. En forma semejante, los domosde alta presión que aparecen en los mapasde niveles superiores, (500 milibarios), tienensu correspondiente anticiclón en los nivelesbajos con un ligero desfasamiento hacia eloeste (Figura 14). En seguida pasamos adescribir la configuración que tienen en losmapas de superficie las llamadas ondas enel frente polar las cuales dan origen a losciclones extratropicales.

LAS ONDAS EN EL FRENTE POLAR

Ya se vio que en las latitudes templadas, (de30° a 60°), la mayor parte de la lluvia y de lanieve está asociada con el movimiento deáreas de baja presión barométrica a las quese llama ciclones o depresiones extratropi-cales. Fue el almirante Fitzroy quien, en1863, sugirió que estos ciclones se formabanpor el encuentro entre dos enormes masasde aire uniforme con diferentes propiedadesfísicas: una de estas corrientes fría y seca,proviene de las áreas polares de alta pre-sión; la otra, tibia y húmeda, se origina en elcinturón subtropical de alta presión. El ciclónextratropical típico o depresión, se forma enlas fronteras de estas dos corrientes. Losfrentes no sólo son zonas de discontinuidaden las propiedades físicas del aire, sinotambién son regiones de mal tiempo.

El origen de las depresiones extratropicaleses, pues, una onda en la interfase de dos co-rrientes adyacentes de diferentes densida-des, según lo postuló la escuela noruegade meteorología en la década de los añosveinte.



Figura 14. Modelo de onda en el frente polar. Las líneas sinusoidales muestran la conformación del flujodel aire sobre la onda ciclónica que se desarrolla en la superficie. El área sombreada muestra la posiciónusual de la corriente de chorro (Riehl, 1965).

Cuando estas ondas tienen más de 1 500km de longitud, su amplitud puede aumentar;los vientos en el sector cálido comienzanentonces a soplar del sur por delante delcentro del ciclón y son del norte por detrás(Figura 15). El aire cálido desplaza al airefrío al nivel del suelo en el área de vientosdel sur de manera que el frente se denominaaquí, frente caliente. En el área donde el airefrío del norte desplaza al aire caliente seencuentra el frente frío (Figura 15).

El aire tibio del sur, más ligero, asciende so-bre el domo de aire frío que se resiste a serdesplazado. En el sector frío del ciclón extra-tropical, el aire frío penetra como una cuñapor debajo del aire tropical elevándolo.

La distribución de nubosidad y de lluvias enla vecindad de una depresión extratropical semuestra en la misma Figura 15. La banda demal tiempo (lluvia continua, nubes estratifi-cadas) es ancha por delante del frente ca-liente, mientras que en el llamado frente frío,los torrentes y aguaceros se concentran enuna faja más angosta. En nuestro país raravez se observa la presencia de un frente ca-

liente excepto, quizá, en el extremo noroestey en el caso de algún frente estacionario(que no se mueve) en el Golfo de Méxicodurante el invierno. En cambio, los frentesfríos no son más familiares, puesto que lasmasas de aire polar invaden gran parte delterritorio en la época fría, desplazando el airepolar a la masa de aire tropical.

El desplazamiento del aire polar sobre Méxi-co está asociado a una zona de alta presiónque se encuentra detrás del frente frío y queemigra hacia el sur.

Las trayectorias de los centros de baja pre-sión de las latitudes medias (30° a 60°), tie-nen generalmente una dirección oeste-este odel suroeste al noreste a través de los Esta-dos Unidos y el Canadá y usualmente viajanunos mil kilómetros por día; de manera queen unos cuatro días atraviesan los EstadosUnidos de la costa del Pacífico hasta saliral Atlántico, usualmente a una latitud mayorque a la que entraron, de suerte que esraro que las mencionadas depresiones cru-cen nuestro territorio.



Figura 15. Modelo de ciclón extratropical según Bjerknes-Solberg (1936).

En cambio, los anticiclones migratorios quevienen detrás del frente frío siguen frecuen-temente una trayectoria que decrece en lati-tud, de manera que si penetran al continentepor el Noroeste de Estados Unidos, puedensalir al Atlántico por el Golfo de México don-de, al empujar hacia el sur el aire tropical,producen en la planicie costera del Golfo yen las laderas de la Sierra Madre Oriental lanubosidad y lluvias propias del frente frío(aunque ya modificado por su contacto conáreas tropicales).

La fuente de energía necesaria para mante-ner y desarrollar las ondas o depresionesextratropicales proviene del hundimiento odescenso del aire frío, así como del levan-tamiento del aire tibio tropical que se en-cuentra delante de la depresión. Al llegar asu madurez, el sector cálido de la ondaextratropical se va ensanchando hasta desa-parecer o quedar ocluido quedando asícegada la fuente de energía que movía al

sistema. El centro ocluido se llena de airefrío que llega de todas direcciones. Gradual-mente, el sistema nuboso se debilita y lapresión barométrica asciende en la depre-sión. Este proceso puede durar dos días, demanera que todo el ciclo de vida de un ciclónextratropical dura de tres a cinco días.

Después de la oclusión puede originarse unnuevo ciclón en el vértice del sector cálido dela onda ocluida. El nacimiento de una nuevadepresión o ciclón extratropical está asocia-do a la presencia en la altura de la corrientede chorro localizada por encima de la onda.

La combinación de las ondas cortas (1 000km) de los vientos del Oeste con la corrientede chorro centrada en la corriente de losvientos del Oeste, propicia no sólo el de-sarrollo de los ciclones extratropicales sinotambién el movimiento de los anticiclonesmigratorios que se desplazan en el inviernosobre gran parte de México.



LAS MASAS DE AIRE

Una temperatura y humedad uniformes so-bre grandes extensiones del planeta, distin-guen a unas masas de aire de otras y bási-camente se clasifican en cálidas (tropicales)y frías (polares); además, pueden ser secas(de origen continental) y húmedas (de origenmarítimo). De manera que las masas de airepueden ser: polar continental, polar marítimo,tropical continental y tropical marítimo.

Las masas de aire que visitan México duran-te el invierno son: la polar continental cuandoproviene de Canadá y Estados Unidos y,por tanto, contiene poca humedad, o la polarmarítima que excepcionalmente entra alpaís por el noroeste desde el Océano Pa-cífico Septentrional. Estas masas de aire fríoocasionan los llamados 'Nortes' del Golfo deMéxico.

Durante la época de lluvias invade al país lamasa de aire tropical marítima, principal-mente la proveniente del Atlántico tropical y,en menor medida la tropical del Pacífico. Encuanto a la masa de aire tropical continental,sólo se puede generar en vastas áreas conti-nentales en los trópicos, como en Brasil y elDesierto de Sahara. En nuestro país sólo semanifiesta en cierto grado durante el veranoen la zona árida del noroeste, asociada auna zona de baja presión de origen térmicodonde el aire es considerablemente secodebido a la subsidencia o descenso del aire,propio de la celda subtropical del Pacífico.

LAS ONDAS DEL ESTE

Cuando se comparan los cambios bruscosdel tiempo que usualmente se observa en laslatitudes templadas (30° a 60°) con el climatropical, lo que más sorprende es la unifor-midad de los fenómenos atmosféricos en lostrópicos. Cuando la comente de los alisioshúmedos invade casi todo nuestro país, losaguaceros se presentan regularmente a lamisma hora, la variación diurna de la tem-

peratura es casi constante (de unos cuantosgrados) durante el periodo lluvioso. Despuésde unas semanas de iniciada la estaciónhúmeda, la uniformidad climática se vuelvetediosa por su monotonía, El viento y la tem-peratura evolucionan en un ciclo diurno go-bernado por las características orográficasde la costa, el valle o altiplano.

En realidad la atmósfera de los trópicos noes tan tranquila como parece. Si bien, cercade la superficie el flujo es uniforme, se ha en-contrado que en los niveles superiores al airetropical está usualmente bastante pertur-bado. Esta situación es justamente la opues-ta a la que prevalece en la corriente de losvientos del Oeste o de Ferrel donde, comoya se vio, el flujo superficial del aire es mu-cho más complicado en los niveles supe-riores.

Ya se explicó cómo las tormentas de laslatitudes templadas con el resultado del en-cuentro entre masas de aire con caracterís-ticas contrastantes: las frías masas polarespor una parte, y la masa de aire tropical.Cuando se aproxima una depresión extratro-pical en aquellas latitudes, un observadorestacionado al este del ciclón, experimentauna secuela de cambios atmosféricos muydefinida. Primero aparecen bandas de nubessedosas (cirrus) que se mueven a gran alturapor delante de la tormenta. Al aproximarse elfrente caliente, las nubes se hacen másespesas y más bajas, la presión barométricadecrece constantemente y luego el vientorola hacia el Sur y la temperatura comienza asubir. Se inicia la lluvia o llovizna por delantedel frente caliente (Figura 15). El sectorcaliente de la onda cesa la precipitación y eltiempo mejora. Al aproximarse el frente frío,vuelve a nublarse a tiempo que se observaun brusco aumento de la presión acompaña-do de un desplome de la temperatura y deun viraje del viento hacia el norte o noroeste.Comienzan luego los aguaceros. Al alejarseel ciclón extratropical al tiempo se vuelve adespejar quedando las temperaturas frías



propias de la masa del aire polar.

La energía que mueve a estos enormes ci-clones extratropicales es la energía potencialdebida al hundimiento del aire frío y a la ele-vación del aire tibio. Pero en los trópicos, lascondiciones para la formación de las tormen-tas son completamente diferentes. Aquí, lacapa de aire debajo de los 3 km es una ma-sa homogénea que cubre miles de kilóme-tros cuadrados de los mares tropicales. Elviento sopla constantemente del este. Laenergía que genera a las tormentas tropi-cales no puede originarse del choque de dosmasas de aire (puesto que solo existe ahíuna), sino que proviene de la evaporacióndel agua de los tibios mares tropicales; laenergía se almacena en forma de calor la-tente del vapor de agua. Este vapor estransportado a gran altura por las nubesconvectivas llamadas cúmulos que puedenelevarse hasta 4 a 7 km.

Al condensarse en lluvias, el vapor liberaenormes cantidades de energía latente. Estasituación ocurre cuando se presenta unaperturbación en la corriente básica de losAlisios. Esta perturbación tiene forma de unaonda o deflexión de los alisios y fueron ob-servadas desde antes de la Segunda GuerraMundial por los meteorólogos mexicanos queveían desplazarse de este a oeste, en losmapas meteorológicos, grandes áreas delluvia y aguaceros que abarcaban la mitadsur de México; sin embargo, no fue sinohasta la década de los años cuarenta cuan-do se afinaron los métodos para localizarla ydescribirlas por medio de un modelo. Elmeteorólogo Gordon Dunn (1940) encontró,por ejemplo, que había un movimiento decentros isalobáricos (de igual cambio depresión) de máxima y de mínima en los ma-pas de superficie de la región del Atlánticotropical, asociado al desplazamiento deáreas de mal tiempo; a medida que comenzóa contarse con más observaciones de vien-tos superiores, pudo advertirse que el pasode los centros isolobáricos estaba relaciona-

do también con cambios en la dirección delos vientos en la altura, por lo que se pudodeducir que dichos centros eran una mani-festación de la propagación de ondas queviajan de este a oeste. La onda del Este, queasí se llamó a esta perturbación, se des-plaza unos 500 a 600 km por día o sea unos20 a 25 km por hora durante su travesía porel mar.

La parte delantera de la onda se caracterizapor cielos casi despejados (con algunoscúmulos de poco desarrollo) y por vientosque soplan con una velocidad de unos 15 a25 km/hora. En este sector predomina, ade-más, la inversión de temperatura caracterís-tica de los alisios que impide la difusión delvapor de agua hacia los niveles altos, demanera que las nubes convectivas sólopueden llegar a la base de dicha inversiónque se encuentra a unos 2 o 3 km de altura.En la parte trasera de la onda, en cambio, lainversión que actuaba como una tapa hadesaparecido y las nubes crecen hasta nive-les de 7 a 8 km produciendo abundanteslluvias. Los vientos en este sector son gene-ralmente del SE en superficie y niveles ba-jos. La faja de mal tiempo puede tener unancho de 300 km detrás del eje.

La vorticidad absoluta del aire que pasa através de la onda cambia.1 En el eje de lavaguada la curvatura del flujo (en sentidocontrario a las manecillas del reloj), es máxi-ma como lo es también la vorticidad del aireen relación con la Tierra. Además, el aireque se mueve a través de la onda del Este alOeste alcanza su máxima latitud en el eje dela vaguada (Figura 16), donde la rotaciónde la superficie de la Tierra sobre su eje esmayor a lo largo de la trayectoria consi-derada. Por lo tanto, las columnas de aire enla troposfera baja aumentan en vorticidadciclónica absoluta al acercarse hacia el ejede la vaguarda desde el este. Su vorticidaddecrece nuevamente al moverse hacia eloeste después de pasar por el eje de laonda. Como la vorticidad absoluta aumenta



cuando el aire converge horizontalmente,2 ydecrece cuando el aire diverge, la distribu-ción de la convergencia y divergencia en laonda es como se muestra en la Figura 16. Elaire que converge lateralmente se expandeverticalmente (y por lo tanto se fomenta laformación de nubes de desarrollo vertical)mientras que con la divergencia, la expan-sión es horizontal y las columnas de aires seencogen, lo que explica los cielos despeja-dos en la parte delantera de la onda delEste. Estos cielos despejados preceden enun día al cambio de dirección del viento ha-cia el SE seguido de aguaceros y tormentaseléctricas.

Las ondas del Este que llegan del Mar Cari-be al Golfo de México muestran las caracte-rísticas descritas, ya que el flujo de la co-

rriente está libre de influencias de áreasimportantes de tierra. Sin embargo, una vezque el eje de la onda llega a cruzar nuestropaís, más allá del Istmo de Tehuantepechacia el oeste, el campo del viento se distor-siona considerablemente a medida que laonda cruza la región montañosa del sur. Aunasí, se observa en los mapas meteorológicosel avance hacia el oeste de un área deabundante nubosidad y lluvias.

El meteorólogo Soler (1956) quien estudiólas ondas del Este en el Golfo de Méxicodurante el período 1946-54, encontró que delas 35 ondas analizadas, sólo cinco acusaronevidencia de haberse formado en el propioGolfo o frente a las costas de Florida. Hoslerllegó a las siguientes conclusiones:

Figura 16. Líneas de flujo en una onda del Este que se aproxima al Golfo de MéxicoNivel de 800 milibarios (2 km; Riehl, 1965).


área de nubosidad y de lluvia


a) Las ondas del Este se desarrollaron por lainfluencia de una vaguada de las latitudesmedias (30° a 60°) asociada al frente polar yque se estacionó al este de la costa de laFlorida. La vaguada penetró por el Caribehasta el sur de Cuba.

b) La onda del Este puede formarse al in-ducirse una vaguada entre dos celdas dealta presión; una localizada al norte de Méxi-co y la otra en la costa oriente de los Esta-dos Unidos.

c) Si se desarrolla una celda de alta presióndesde el Canadá hasta Cuba y la presiónsube en el norte de México, se produce unavaguada inducida en el Golfo de México, quees favorable al desarrollo de una onda delEste.

d) Si existe una vaguada estacionaria en elGolfo de México por varios días y una masade aire polar continental se desplaza desdela parte media-oriente de los Estados Unidoshacia el sur, se acentúa el flujo del este en elGolfo de México originándose por esta causauna onda.

e) Si existe una depresión en la costa deGuerrero, Oaxaca o Chiapas asociada a unciclón tropical, se produce una vaguada quese extiende hacia el norte hasta el Golfo deMéxico, desarrollándose en la vaguada unaonda del Este que viaja hacia Texas y cortaa México en diagonal hacia el estado deGuerrero. El eje de la onda del Este comien-za también a girar de una posición norte-sura otra noreste-suroeste o este-oeste al pasar

de la parte oriente a la zona poniente delGolfo.

Hosler encontró también que de las 19 on-das analizadas que pasaron por Matamoros,sólo dos acusaron una extensión superior alos 10 km. En el resto de los casos, las on-das sólo alcanzaron a mostrarse hasta elnivel de 500 milibarios (unos 7 km).

Las ondas del Este cuyo eje se orienta endirección este-oeste, al llegar a la costa deTamaulipas acusan un desplome de la hu-medad una vez que pasó el eje; lo cual sedebe posiblemente a la introducción de ad-vección de aire seco de la región central deMéxico como resultado del flujo del SW. Enla Tabla 1 se muestra la frecuencia de lasondas del Este observadas por Hosler enel Golfo de México. En los meses de agostoy septiembre ocurre el máximo de ondasorientales según este autor.

NOTAS

1 El principio de la conservación de la vorticidadabsoluta establece que en cualquier movimientoatmosférico, una partícula de aire mantiene suvorticidad absoluta invariable al moverse sobre lasuperficie de la Tierra. Esta vorticidad absoluta esigual a la suma de la vorticidad relativa del airemás la vorticidad de la Tierra en el lugar que esigual a 2 en .

2 Se dice que hay convergencia de masa cuandodecrece el área horizontal ocupada por una masadada de aire; con la divergencia ocurre lo con-trario: el área horizontal aumenta.

Tabla 1. Frecuencia de las ondas del Este en el Golfo de México (Hosler, 1956)


Mes Junio Julio Agosto Septiembre Octubre

Frecuencia 0.7 0.7 1.4 0.8 0.3


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