Las configuraciones de isóbaras e isohipsas correspondientes a determinadas épocas del año pueden ser radicalmente distintas de las que aparecen indicadas en los mapas medios (véanse figs. 3.18, 3.34 y 3.35). Estas variaciones, cuya duración oscila entre tres y ocho semanas, se producen de manera irregular, pero son bastante más apreciables durante los meses de invierno, cuando la circulación general es más intensa. La naturaleza de estos cambios aparece ilustrada en forma esquemática en la figura 3.33.
FIG.3.33
Ciclo del índice zonal. Esquema ilustrativo del desarrollo de configuraciones celulares en los vientos superiores del Oeste, que se producen normalmente durante un período de tres a ocho semanas, siendo especialmente activos durante los meses de febrero y marzo en el hemisferio norte. Los estudios estadísticos no descubren ninguna periodicidad en esta secuencia. (Según Namias; de Haltiner y Martin, 1957). A. Índice zonal alto. La corriente en chorro y los vientos del Oeste se encuentran desplazados al norte de su posición media. Los vientos del Oeste son fuertes, las isóbaras están orientadas predominantemente en dirección Este-Oeste y el intercambio de masas entre Norte y Sur es escaso.
B y C. El chorro se extiende y aumenta su velocidad, ondulándose al mismo tiempo
con amplitud cada vez mayor.
D. índice zonal bajo. Los vientos zonales del Oeste se fragmentan en células. En las de
la parte baja de las latitudes medias se forman profundas depresiones frías ocluidas de carácter estacionario, mientras que en latitudes más altas se observan intensos anticiclones cálidos, bloqueantes y profundos. Esta fragmentación empieza normalmente en el Este y se extiende hacia el Oeste a una velocidad de 60° de longitud por semana.
Los vientos zonales del Oeste que soplan sobre las latitudes medias originan la formación de ondas, y los surcos y vaguadas se van acentuando, dividiéndose finalmente en un conjunto de células, con pronunciado flujo en dirección Sur en ciertas longitudes. La fuerza de los vientos del Oeste entre 35° y 55°N se denomina «índice zonal»; los vientos zonales del Oeste fuertes son representativos de un índice alto y cuando el índice
es bajo se originan células muy marcadas (lám. 13). Puede presentarse también un índice relativamente bajo cuando los vientos del Oeste soplan bastante más al Sur de su latitud usual y, paradójicamente, esta expansión de la circulación zonal va asociada a fuertes vientos del Oeste en latitudes más bajas que aquellas en que son frecuentes. En las figuras 3.34 y 3.35 aparece ilustrado el contraste entre las isohipsas medias de 700 mb y los perfiles de velocidad de viento zonal en dos meses distintos. En diciembre de 1957, los vientos del Oeste fueron superiores a lo normal al Norte de 40°N y los surcos y vaguadas estaban escasamente desarrollados, mientras que en febrero de 1958 el índice zonal era bajo y existía un extenso vórtice circumpolar muy extendido, con lo que se produjeron fuertes vientos del Oeste en las latitudes medias. En la configuración de 700 mb aparecen anticiclones subtropicales muy débiles, intensas vaguadas meridianas y el anticiclón del bloqueo situado fuera de Alaska (véase fig. 3.33D). La causa de estas variaciones es aún bastante incierta, aunque, al parecer, el rápido flujo zonal es inestable y tiende a romperse. Es indudable que esta tendencia se ve aumentada en el hemisferio norte por la distribución de los continentes y los océanos. Los estudios detallados que se realizan en la actualidad están empezando a demostrar que las fluctuaciones irregulares del índice, junto con las características secundarias de la circulación, tales como las células superficiales de bajas y altas presiones o las grandes ondas superiores, desempeñan un importante papel en la redistribución de la cantidad de movimiento y de la energía. Diversos experimentos realizados en laboratorio con recipientes de agua que simulaban la atmósfera, así como los estudios llevados a cabo en ordenadores utilizando modelos numéricos del comportamiento de la atmósfera demuestran que una circulación de Hadley no puede constituir un mecanismo apropiado para el transporte de calor hacia el polo. En consecuencia, el gradiente meridiano de temperatura aumenta y finalmente el flujo se hace inestable y no puede seguir siendo del tipo de Hadley, y por lo que se fracciona en una serie de remolinos ciclónicos y anticiclónicos. Este fenómeno se conoce con el nombre de inestabilidad baroclínica. Por lo que a la energía se refiere, la energía potencial del flujo zonal se convierte en la energía potencial y cinética de los remolinos. Actualmente se sabe también que la energía cinética del flujo zonal proviene de los remolinos, contrariamente a lo que mantenían las teorías clásicas, que consideraban las perturbaciones en los cinturones globales de viento como un detalle superpuesto. Cada día se hace más evidente el significado de las perturbaciones atmosféricas y de las variaciones de circulación. Sin embargo, los mecanismos de la circulación se complican por numerosos procesos de interacción y realimentación de los cuales uno de los más importantes incluye la circulación oceánica,
FIG.3.34
Arriba. Distribución de las isohipsas medias de 700 mb (en decenas de pies) corres-
pondientes a diciembre de Í957; puede apreciarse un flujo del Oeste rápido y de pequeña amplitud, típico de un índice zonal elevado. Abajo. Perfiles medios de 700 mb de la velocidad del viento zonal (m/s) en el hemisferio occidental correspon- dientes a diciembre de 1957 comparados con los de un diciembre normal. Los vientos del Oeste fueron más fuertes y estaban desplazados hacia el norte (según la Monthly
Fig. 3.35
Arriba. Distribución de las isohipsas medias de 700 mb (en decenas de pies) corres-
pondientes a febrero de 1958. Abajo. Perfiles medios de 700 mb de la velocidad del viento zonal (m/s) en el hemisferio occidental correspondientes a febrero de 1958 comparados con los de Un febrero normal. Los vientos del Oeste fueron más fuertes en las latitudes bajas, con una máxima a unos 33°N (según la Monthly Weather
Review, 86, 1958, págs. 62-63).
tal como se indica más adelante. El significado de las interacciones entre el calor de la atmósfera y el océano y los balances de humedad han sido estudiados ya en el capítulo 1, G y en el capítulo 2, A.