Monzón

Abrazar nubes y duchas monzón en Aralvaimozhy, cerca de Nagercoil, India

Nubes monzón llegando a Port Blair, Andaman, India

Un monzón () es tradicionalmente un viento inverso estacional acompañado de los cambios correspondientes en la precipitación, pero ahora se usa para describir los cambios estacionales en la circulación atmosférica y la precipitación asociados con la oscilación latitudinal anual de la Zona de Convergencia Intertropical (ITCZ) entre sus límites al norte y al sur del ecuador. Por lo general, el término monzón se usa para referirse a la fase lluviosa de un patrón que cambia estacionalmente, aunque técnicamente también hay una fase seca. El término también se usa a veces para describir lluvias localmente intensas pero de corta duración.

Los principales sistemas monzónicos del mundo consisten en los monzones de África Occidental, Asia-Australia, América del Norte y América del Sur.

El término se utilizó por primera vez en inglés en la India británica y los países vecinos para referirse a los grandes vientos estacionales que soplan desde la bahía de Bengala y el mar Arábigo en el suroeste y traen fuertes lluvias a la zona.

Etimología

Nubes de monzón sobre Lucknow, Uttar Pradesh, India

La etimología de la palabra monzón no es del todo cierta. El monzón inglés vino del portugués monção en última instancia del árabe موسم (mawsim , "temporada"), "quizás en parte a través de monson" holandés temprano moderno.

Historia

Monzón asiático

El fortalecimiento del monzón asiático se ha relacionado con el levantamiento de la meseta tibetana después de la colisión del subcontinente indio y Asia hace unos 50 millones de años. Debido a los estudios de los registros del mar Arábigo y del polvo arrastrado por el viento en la meseta de Loess de China, muchos geólogos creen que el monzón se hizo fuerte por primera vez hace unos 8 millones de años. Más recientemente, los estudios de fósiles de plantas en China y los nuevos registros de sedimentos de larga duración del Mar de China Meridional llevaron a que el monzón comenzara hace 15 a 20 millones de años y se vinculó con el levantamiento tibetano temprano. La prueba de esta hipótesis espera el muestreo de aguas profundas por parte del Programa Integrado de Perforación Oceánica. El monzón ha variado significativamente en fuerza desde entonces, en gran parte relacionado con el cambio climático global, especialmente el ciclo de las glaciaciones del Pleistoceno. Un estudio de los ciclos climáticos monzónicos asiáticos de 123.200 a 121.210 años AP, durante el interglacial Eemian, sugiere que tuvieron una duración promedio de alrededor de 64 años, con una duración mínima de alrededor de 50 años y la máxima de aproximadamente 80 años, similar a la actual.

Un estudio del plancton marino sugirió que el monzón del sur de Asia (SAM) se fortaleció hace unos 5 millones de años. Luego, durante los períodos de hielo, el nivel del mar descendió y la vía marítima de Indonesia se cerró. Cuando esto sucedió, las aguas frías del Pacífico no pudieron fluir hacia el Océano Índico. Se cree que el aumento resultante de las temperaturas de la superficie del mar en el Océano Índico aumentó la intensidad de los monzones. En 2018, un estudio de la variabilidad de la SAM durante los últimos millones de años encontró que la precipitación resultante del monzón se redujo significativamente durante los períodos glaciales en comparación con los períodos interglaciales como el actual. El monzón de verano indio (ISM) experimentó varias intensificaciones durante el calentamiento que siguió al último máximo glacial, específicamente durante los intervalos de tiempo correspondientes a 16.100-14.600 BP, 13.600-13.000 BP y 12.400-10.400 BP como lo indican los cambios de vegetación en la meseta tibetana. mostrando aumentos en la humedad provocados por un ISM intensificado. Aunque el ISM fue relativamente débil durante gran parte del Holoceno tardío, todavía se produjo una acumulación glacial significativa en el Himalaya debido a las bajas temperaturas traídas por los vientos del oeste.

Durante el Mioceno medio, la ITCZ de julio, la zona de precipitaciones máximas, migró hacia el norte, lo que aumentó las precipitaciones sobre el sur de China durante el monzón de verano de Asia oriental (EASM) y volvió más seca a Indochina. Durante el Enfriamiento Global del Mioceno Tardío (LMCG), de hace 7,9 a 5,8 millones de años, el Monzón de Invierno de Asia Oriental (EAWM) se hizo más fuerte a medida que el frente subártico se desplazaba hacia el sur. El EAWM fue significativamente más débil en relación con la actualidad hace entre 4,3 y 3,8 millones de años, pero se volvió abruptamente más intenso hace alrededor de 3,8 millones de años cuando el estiramiento de la corteza ensanchó el Estrecho de Tsushima y permitió una mayor entrada de la corriente cálida de Tsushima en el Mar de Japón. Hace alrededor de 3,0 millones de años, el EAWM se volvió más estable, habiendo sido anteriormente más variable e inconsistente, además de mejorar aún más en medio de un período de enfriamiento global y caída del nivel del mar. El EASM fue más débil durante los intervalos fríos de los períodos glaciales como el Último Máximo Glacial (LGM) y más fuerte durante los intervalos interglaciales y cálidos de los períodos glaciales. Durante los eventos de Dansgaard-Oeschger, la EASM creció en fuerza, pero se ha sugerido que disminuyó durante los eventos de Heinrich. La EASM expandió su influencia hacia el interior de Asia a medida que aumentaba el nivel del mar después de la LGM; también experimentó un período de intensificación durante el Holoceno medio, hace unos 6.000 años, debido al forzamiento orbital que se hizo más intenso por el hecho de que el Sahara en ese momento tenía mucha más vegetación y emitía menos polvo. Este intervalo del Holoceno medio de máxima EASM se asoció con una expansión de la estepa del bosque templado caducifolio y la estepa del bosque templado mixto en el norte de China. Alrededor de 5000 a 4500 BP, la fuerza del monzón de Asia oriental comenzó a disminuir, debilitándose desde ese punto hasta el día de hoy. La ubicación de la EASM cambió varias veces a lo largo del Holoceno: primero, se movió hacia el sur entre 12.000 y 8.000 AP, seguido de una expansión hacia el norte entre aproximadamente 8.000 y 4.000 AP, y más recientemente se retiró hacia el sur una vez más entre 4.000 y 4.000 AP. 0 PA.

Monzón australiano

La ITCZ de enero migró más al sur a su ubicación actual durante el Mioceno Medio, fortaleciendo el monzón de verano de Australia que anteriormente había sido más débil.

Se identificaron cinco episodios durante el Cuaternario a 2,22 Ma (PL-1), 1,83 Ma (PL-2), 0,68 Ma (PL-3), 0,45 Ma (PL-4) y 0,04 Ma (PL-5) que mostró un debilitamiento de la Corriente de Leeuwin (LC). El debilitamiento de la LC tendría un efecto en el campo de la temperatura de la superficie del mar (TSM) en el Océano Índico, ya que el flujo continuo de Indonesia generalmente calienta el Océano Índico. Por lo tanto, estos cinco intervalos probablemente podrían ser los de una disminución considerable de la TSM en el Océano Índico y habrían influido en la intensidad del monzón indio. Durante la LC débil, existe la posibilidad de una intensidad reducida del monzón de invierno Índico y un monzón de verano fuerte, debido al cambio en el dipolo del Océano Índico debido a la reducción en la entrada neta de calor al Océano Índico a través del flujo continuo de Indonesia. Por lo tanto, se puede obtener una mejor comprensión de los posibles vínculos entre El Niño, la piscina cálida del Pacífico occidental, el flujo continuo de Indonesia, el patrón de viento en el oeste de Australia y la expansión y contracción del volumen de hielo al estudiar el comportamiento de la LC durante el Cuaternario en intervalos estratigráficos cercanos.

Monzón sudamericano

Se sabe que el monzón de verano sudamericano (SASM) se debilitó durante los eventos de Dansgaard-Oeschger. Se ha sugerido que el SASM se mejoró durante los eventos de Heinrich.

Fuerza de impacto

El 28 de mayo, en la temporada seca

El 28 de agosto, en la temporada de lluvias

Western Ghats en 2010

El impacto del monzón en el clima local es diferente de un lugar a otro. En algunos lugares solo existe la probabilidad de que llueva un poco más o menos. En otros lugares, los cuasi semidesiertos se convierten en praderas de un verde intenso donde pueden florecer todo tipo de plantas y cultivos.

El monzón indio convierte gran parte de la India de una especie de semidesierto en tierras verdes. Vea fotos tomadas con solo tres meses de diferencia en los Ghats occidentales. En lugares como este, es fundamental que los agricultores tengan el momento adecuado para poner las semillas en los campos, ya que es fundamental utilizar toda la lluvia disponible para los cultivos.

Proceso

Los monzones alguna vez se consideraron como una brisa marina a gran escala causada por una temperatura más alta en la tierra que en el océano. Esto ya no se considera como la causa y el monzón ahora se considera un fenómeno de escala planetaria que involucra la migración anual de la Zona de Convergencia Intertropical entre sus límites norte y sur. Los límites de la ZCIT varían según el contraste de calentamiento tierra-mar y se cree que la extensión norte del monzón en el sur de Asia está influenciada por la alta meseta tibetana. Estos desequilibrios de temperatura ocurren porque los océanos y la tierra absorben el calor de diferentes maneras. Sobre los océanos, la temperatura del aire permanece relativamente estable por dos razones: el agua tiene una capacidad calorífica relativamente alta (3,9 a 4,2 J g⁻¹ K⁻¹) y porque ambas la conducción y la convección equilibrarán una superficie caliente o fría con aguas más profundas (hasta 50 metros). Por el contrario, la tierra, la arena y las rocas tienen capacidades caloríficas más bajas (0,19 a 0,35 J g⁻¹ K⁻¹), y solo pueden transmitir calor a la tierra por conducción y no por convección. Por lo tanto, los cuerpos de agua se mantienen a una temperatura más uniforme, mientras que la temperatura terrestre es más variable.

Durante los meses más cálidos, la luz del sol calienta la superficie tanto de la tierra como de los océanos, pero las temperaturas terrestres aumentan más rápidamente. A medida que la superficie terrestre se calienta, el aire que se encuentra sobre ella se expande y se desarrolla un área de baja presión. Mientras tanto, el océano permanece a una temperatura más baja que la tierra, y el aire sobre él retiene una presión más alta. Esta diferencia de presión hace que la brisa marina sople desde el océano hacia la tierra, trayendo aire húmedo tierra adentro. Este aire húmedo se eleva a una mayor altura sobre la tierra y luego fluye de regreso hacia el océano (completando así el ciclo). Sin embargo, cuando el aire sube, y mientras todavía está sobre la tierra, el aire se enfría. Esto disminuye la capacidad del aire para retener agua y provoca precipitaciones sobre la tierra. Esta es la razón por la que los monzones de verano provocan tanta lluvia sobre la tierra.

En los meses más fríos, el ciclo se invierte. Entonces la tierra se enfría más rápido que los océanos y el aire sobre la tierra tiene una presión más alta que el aire sobre el océano. Esto hace que el aire sobre la tierra fluya hacia el océano. Cuando el aire húmedo se eleva sobre el océano, se enfría y esto provoca precipitaciones sobre los océanos. (El aire frío luego fluye hacia la tierra para completar el ciclo).

La mayoría de los monzones de verano tienen un componente dominante del oeste y una fuerte tendencia a ascender y producir grandes cantidades de lluvia (debido a la condensación del vapor de agua en el aire ascendente). Sin embargo, la intensidad y la duración no son uniformes de un año a otro. Los monzones de invierno, por el contrario, tienen un componente oriental dominante y una fuerte tendencia a divergir, disminuir y causar sequía.

Se producen precipitaciones similares cuando el aire húmedo del océano es elevado por las montañas, el calentamiento de la superficie, la convergencia en la superficie, la divergencia en altura o los flujos de salida producidos por las tormentas en la superficie. Independientemente de cómo se produzca el levantamiento, el aire se enfría debido a la expansión a menor presión, y esto produce condensación.

Monzón global

Tabla resumen

África (África occidental y sudoriental)

El sudeste africano nubes de monzón sobre Mayotte

El monzón del oeste de África Subsahariana es el resultado de los cambios estacionales de la Zona de Convergencia Intertropical y las grandes diferencias estacionales de temperatura y humedad entre el Sahara y el Océano Atlántico ecuatorial. La ITCZ migra hacia el norte desde el Atlántico ecuatorial en febrero, llega a África occidental el 22 de junio o cerca de esa fecha y luego regresa al sur en octubre. Los vientos alisios secos del noreste, y su forma más extrema, el harmattan, son interrumpidos por el desplazamiento hacia el norte en la ZCIT y los vientos del sur que traen lluvia durante el verano. El Sahel semiárido y Sudán dependen de este patrón para la mayor parte de sus precipitaciones.

América del Norte

Entrando nubes de monzón sobre Phoenix, Arizona

El monzón norteamericano (NAM) ocurre desde finales de junio o principios de julio hasta septiembre, se origina en México y se extiende hacia el suroeste de los Estados Unidos a mediados de julio. Afecta a México a lo largo de la Sierra Madre Occidental, así como a Arizona, Nuevo México, Nevada, Utah, Colorado, el oeste de Texas y California. Se extiende hacia el oeste hasta las Cordilleras Peninsulares y las Cordilleras Transversales del sur de California, pero rara vez llega a la franja costera (un muro de tormentas en el desierto a solo media hora en auto es una vista de verano común desde los cielos soleados a lo largo de la costa durante el monzón). El monzón de América del Norte es conocido por muchos como el monzón de Verano, Sudoeste, Mexicano o Arizona. A veces también se le llama el monzón del desierto ya que una gran parte del área afectada son los desiertos de Mojave y Sonora. Sin embargo, es controvertido si los patrones climáticos de América del Norte y del Sur con una inversión incompleta del viento deben contarse como verdaderos monzones.

Asia

Los monzones asiáticos se pueden clasificar en algunos subsistemas, como el monzón subcontinental indio que afecta al subcontinente indio y las regiones circundantes, incluido Nepal, y el monzón asiático oriental que afecta el sur de China, Taiwán, Corea y partes de Japón..

Monzón del sur de Asia

Monzón del suroeste

Fechas de inicio y corrientes de viento prevalecientes de los monzones de verano sudoeste en la India

Los monzones de verano del sudoeste ocurren de julio a septiembre. El desierto de Thar y las áreas adyacentes del subcontinente indio del norte y central se calientan considerablemente durante los calurosos veranos. Esto provoca un área de baja presión sobre el subcontinente indio norte y central. Para llenar este vacío, los vientos cargados de humedad del Océano Índico se precipitan hacia el subcontinente. Estos vientos, ricos en humedad, son atraídos hacia el Himalaya. El Himalaya actúa como un muro alto, bloqueando el paso de los vientos hacia Asia Central y obligándolos a elevarse. A medida que las nubes ascienden, su temperatura desciende y se produce la precipitación. Algunas áreas del subcontinente reciben hasta 10 000 mm (390 in) de lluvia al año.

En general, se espera que el monzón del sudoeste comience a principios de junio y desaparezca a fines de septiembre. Los vientos cargados de humedad al llegar al punto más al sur de la península india, debido a su topografía, se dividen en dos partes: la rama del mar Arábigo y la rama de la bahía de Bengala..

La rama del mar Arábigo del monzón del sudoeste golpea primero los Ghats occidentales del estado costero de Kerala, India, lo que convierte a esta área en el primer estado de la India en recibir lluvia del monzón del sudoeste. Esta rama del monzón se mueve hacia el norte a lo largo de los Ghats occidentales (Konkan y Goa) con precipitaciones en las zonas costeras, al oeste de los Ghats occidentales. Las áreas orientales de los Ghats occidentales no reciben mucha lluvia de este monzón ya que el viento no cruza los Ghats occidentales.

La rama de la bahía de Bengala de Southwest Monsoon fluye sobre la bahía de Bengala y se dirige hacia el noreste de India y Bengala, y recoge más humedad de la bahía de Bengala. Los vientos llegan al Himalaya oriental con grandes cantidades de lluvia. Mawsynram, situado en la ladera sur de Khasi Hills en Meghalaya, India, es uno de los lugares más húmedos de la Tierra. Después de la llegada al Himalaya oriental, los vientos giran hacia el oeste, viajando sobre la llanura Indo-Gangética a un ritmo de aproximadamente 1 a 2 semanas por estado, arrojando lluvia a lo largo de su camino. El 1 de junio se considera la fecha de inicio del monzón en la India, como lo indica la llegada del monzón al estado más meridional de Kerala.

El monzón representa casi el 80 % de las precipitaciones en la India. La agricultura india (que representa el 25 % del PIB y emplea al 70 % de la población) depende en gran medida de las lluvias para el cultivo de cultivos, especialmente como algodón, arroz, semillas oleaginosas y cereales secundarios. Un retraso de unos días en la llegada del monzón puede afectar gravemente a la economía, como lo demuestran las numerosas sequías en la India en la década de 1990.

El monzón es muy bien recibido y apreciado por los habitantes de la ciudad, ya que brinda alivio del clímax del calor del verano en junio. Sin embargo, las carreteras sufren una paliza cada año. A menudo, las casas y las calles se inundan y los barrios marginales se inundan a pesar de los sistemas de drenaje. La falta de infraestructura de la ciudad, junto con los patrones climáticos cambiantes, causa graves pérdidas económicas, incluidos daños a la propiedad y pérdida de vidas, como se evidenció en las inundaciones de 2005 en Mumbai que paralizaron la ciudad. Bangladesh y ciertas regiones de la India, como Assam y Bengala Occidental, también experimentan con frecuencia fuertes inundaciones durante esta temporada. Recientemente, áreas en la India que solían recibir escasas lluvias durante todo el año, como el desierto de Thar, sorprendentemente terminaron recibiendo inundaciones debido a la prolongada temporada de monzones.

La influencia del monzón del sudoeste se siente tan al norte como en Xinjiang de China. Se estima que alrededor del 70% de toda la precipitación en la parte central de las montañas Tian Shan cae durante los tres meses de verano, cuando la región está bajo la influencia del monzón; alrededor del 70% de eso es directamente de "ciclónico" (es decir, impulsado por el monzón) (en oposición a la "convección local"). Los efectos también se extienden hacia el oeste hasta el Mediterráneo, donde, sin embargo, el impacto del monzón induce la sequía a través del mecanismo de Rodwell-Hoskins.

La diferencia extrema es muy evidente entre las estaciones húmedas y secas en el bosque tropical estacional. La imagen a la izquierda se toma en el Parque Nacional Bhawal en el centro de Bangladesh durante la estación seca, y la derecha se toma en la temporada del monzón húmedo

Monzón del noreste

Nubes de monzón en Madhya Pradesh

Alrededor de septiembre, cuando el sol se retira hacia el sur, la masa de tierra del norte del subcontinente indio comienza a enfriarse rápidamente y la presión del aire comienza a acumularse sobre el norte de la India. El Océano Índico y la atmósfera que lo rodea aún mantienen su calor, lo que hace que el viento frío baje desde el Himalaya y la llanura Indo-Gangética hacia las vastas extensiones del Océano Índico al sur de la península de Deccan. Esto se conoce como monzón del noreste o monzón en retirada.

Mientras viaja hacia el Océano Índico, el viento frío y seco recoge algo de humedad de la Bahía de Bengala y la vierte sobre la India peninsular y partes de Sri Lanka. Ciudades como Chennai, que reciben menos lluvia del monzón del sudoeste, reciben lluvia de este monzón. Alrededor del 50% al 60% de la lluvia recibida por el estado de Tamil Nadu proviene del monzón del noreste. En el sur de Asia, los monzones del noreste tienen lugar de octubre a diciembre, cuando el sistema de alta presión superficial es más fuerte. La corriente en chorro en esta región se divide en el chorro subtropical del sur y el chorro polar. El flujo subtropical dirige los vientos del noreste para que soplen en el sur de Asia, creando corrientes de aire seco que producen cielos despejados sobre la India. Mientras tanto, un sistema de baja presión conocido como canal monzónico se desarrolla sobre el sudeste asiático y Australasia y los vientos se dirigen hacia Australia.

Monzón de Asia oriental

Inundaciones de monzón en Filipinas

El monzón de Asia oriental afecta a gran parte de Indochina, Filipinas, China, Taiwán, Corea y Japón. Se caracteriza por un monzón de verano cálido y lluvioso y un monzón de invierno frío y seco. La lluvia ocurre en un cinturón concentrado que se extiende de este a oeste, excepto en el este de China, donde está inclinado de este a noreste sobre Corea y Japón. La lluvia estacional se conoce como Meiyu en China, Jangma en Corea y Bai-u en Japón, y las dos últimas se asemejan a la lluvia frontal.

El inicio del monzón de verano está marcado por un período de lluvia premonzónica sobre el sur de China y Taiwán a principios de mayo. De mayo a agosto, el monzón de verano pasa por una serie de fases secas y lluviosas a medida que el cinturón de lluvia avanza hacia el norte, comenzando sobre Indochina y el Mar de China Meridional (mayo), hasta la cuenca del río Yangtze y Japón (junio) y finalmente hacia el norte. China y Corea (julio). Cuando termina el monzón en agosto, el cinturón de lluvia regresa al sur de China.

Australia

Monsoonal squall cerca de Darwin, Territorio del Norte, Australia

También conocido como el monzón indoaustraliano. La temporada de lluvias ocurre de septiembre a febrero y es una fuente importante de energía para la circulación de Hadley durante el invierno boreal. El Monzón del Continente Marítimo y el Monzón Australiano pueden considerarse como el mismo sistema, el Monzón Indo-Australiano.

Está asociado con el desarrollo del Alto Siberiano y el movimiento de los máximos de calentamiento desde el Hemisferio Norte hacia el Hemisferio Sur. Los vientos del noreste fluyen por el sureste de Asia, se vuelven noroeste/oeste por la topografía de Borneo hacia Australia. Esto forma un vórtice de circulación ciclónica sobre Borneo, que junto con oleadas frías descendentes de aire invernal desde latitudes más altas, provoca fenómenos meteorológicos significativos en la región. Algunos ejemplos son la formación de una rara tormenta tropical de baja latitud en 2001, la tormenta tropical Vamei, y la devastadora inundación de Yakarta en 2007.

El inicio del monzón sobre el continente marítimo tiende a seguir los máximos de calentamiento en Vietnam y la Península Malaya (septiembre), Sumatra, Borneo y Filipinas (octubre), Java, Sulawesi (noviembre), Irian Jaya y norte de Australia (diciembre, enero). Sin embargo, el monzón no es una simple respuesta al calentamiento, sino una interacción más compleja de la topografía, el viento y el mar, como lo demuestra su retirada abrupta y no gradual de la región. El monzón australiano (el "húmedo") ocurre en el verano del sur cuando la vaguada del monzón se desarrolla sobre el norte de Australia. Más de las tres cuartas partes de las precipitaciones anuales en el norte de Australia caen durante este tiempo.

Europa

El monzón europeo (más conocido como el retorno de los vientos del oeste) es el resultado de un resurgimiento de los vientos del oeste desde el Atlántico, donde se cargan de viento y lluvia Estos vientos del oeste son un fenómeno común durante el invierno europeo, pero disminuyen a medida que se acerca la primavera a fines de marzo y durante abril y mayo. Los vientos vuelven a levantarse en junio, por lo que este fenómeno también se conoce como "el regreso de los vientos del oeste".

La lluvia suele llegar en dos oleadas, a principios de junio y de nuevo a mediados o finales de junio. El monzón europeo no es un monzón en el sentido tradicional en el sentido de que no cumple todos los requisitos para ser clasificado como tal. En cambio, el regreso de los vientos del oeste se considera más como una cinta transportadora que entrega una serie de centros de baja presión a Europa occidental donde crean un clima inestable. Estas tormentas generalmente presentan temperaturas significativamente más bajas que el promedio, fuertes lluvias o granizo, truenos y fuertes vientos.

El regreso de los vientos del oeste afecta a la costa del Atlántico norte de Europa, más precisamente a Irlanda, Gran Bretaña, los países del Benelux, el oeste de Alemania, el norte de Francia y partes de Escandinavia.