RELACIÓN ENTRE LA PRECIPITACIÓN ESTIVAL Y PATRONES DE CIRCULACIÓN Moira E. Doyle y Vicente R. Barros1 Dto. Ciencias de la Atmósfera y los Océanos. UBA. 1CONICET Ciudad Universitaria. Pabellón II. 2° Piso. 1428 Buenos Aires. Argentina e-mail: [email protected]

ABSTRACT Through a canonical correlation analysis applied to precipitation series over subtropical South America and to south Atlantic sea surface temperature (SST) data we establish regions of influence. Alterations in the thermal patterns of the ocean inflict modifications in the atmospheric circulation. The vertically integrated water vapor transport composites for warm and cold SST events present an intense low level jet circulation. During warm events it is deflected southwards near 55°W, while in cold events it continues to have a NW direction until close to the Atlantic coast, implicating changes in precipitation. RESUMEN Se aplica un análisis de correlación canónica a series de precipitación de estaciones de Sudamérica subtropical y a series de la temperatura de la superficie del mar (TSM) del océano Atlántico para determinar la influencia de este último sobre las lluvias. Las alteraciones en los patrones de circulación de la superficie del mar tienen una respuesta en la circulación atmosférica que se observa al analizar la composición del transporte de humedad integrado entre superficie y 700 hPa para los casos de TSM fríos y cálidos. Las regiones de precipitación se ven modificadas debido a variaciones en el ingreso de humedad desde la zona tropical de Sudamérica.

INTRODUCCIÓN La ocurrencia de precipitación en una determinada región depende en gran medida de la disponibilidad de vapor de agua en la atmósfera. Dentro del ciclo hidrológico existen distintas regiones que actuan como fuentes o sumideros de agua. La circulación atmosférica es la encargada de transportar el vapor de agua desde las distintas fuentes hacia los sumideros. Las principales fuentes que proveen el vapor de agua que da origen a la precipitación sobre Sudamérica subtropical al este de la Cordillera de los Andes son la Selva Amazónica y el Océano Atlántico. Virji (1981) a través de infiormaciíon satelital, describió las principales características de la circulación troposférica sobre América del Sur durante los meses de verano. En la tropósfera superior la característica principal es un intenso anticiclón denominado alta de Bolivia. Al este de este anticiclón observó una vaguada en altura sobre el noreste de Brasil. En niveles bajos identificó la existencia de una corriente en chorro en capas bajas a lo largo de la ladera oriental de la Cordillera de los Andes. Esta corriente en chorro ha sido luego estudiada por otros autores como Wang y Paegle (1996) quienes analizando el balance de humedad sobre la región subtropical mostraron que la corriente en chorro en capas bajas desempeña un importante papel en el transporte de humedad desde el Amazonas hacia mayores latitudes. Nogués-Paegle y Mo (1997) estudiaron la evolución de períodos secos a húmedos en la región sur de Brasil y norte de la Argentina y la relación con la corriente en chorro en capas bajas durante el verano. Durante los períodos húmedos observaron en 35°S un intenso flujo de humedad desde el norte en 60°S, mientras que durante los eventos secos la entrada de humedad se desplaza hacia el este hasta aproximadamente 40°W. Este comportamiento está asociado a un polo opuesto en la zona de la convergencia del Atlántico sur (ZCAS). Es decir, eventos de fuerte (débil) actividad convectiva sobre la ZCAS en los meses de verano, están asociadas a déficit (execeso) de precipitación sobre Sudamérica subtropical. Una de las cinco zonas de máxima precipitación en América del sur durante el verano identificadas por Lenters y Cook (1995) a través de experimentos numéricos con un modelo de circulación general corresponde a la ZCAS. Los autores muestran que las precipitaciones en esta región son el resultado de un calentamiento continental asociado a la baja térmica de verano al este de los Andes y su interacción con la alta del Atlántico sur. Esta 1163

interacción dan origen a un máximo de convergencia de viento en niveles bajos responsable del transporte de humedad hacia la ZCAS. Por otro lado, muestran que la posición y la magnitud de este máximo de precipitación se ve afectado por las condiciones de la temperatura de la superficie del mar. El objetivo de este trabajo es estudiar como la precipitación en la región subtropical de sudamérica durante el verano austral se ve afectada por las variaciones en la temperatura de la superficie del mar y las variaciones en la circulación atmosférica asociadas a las mismas.

DATOS Y METODOLOGÍA El análisis de la precipitación durante el período estival se realizó con totales mensuales de precipitación de 107 estaciones meteorológicas distribuidas sobre Sudamérica subtropical al este de los Andes. Los datos correspondientes a la Argentina fueron suministrados por el Servicio Meteorológico Nacional, mientras que los datos de Uruguay, Brasil, Paraguay y Bolivia provienen de la base de datos elaborada por el National Center of Atmospheric Research (NCAR). El estudio de realizó para los años comprendidos entre 1956 y 1991, tomando como verano a los meses de Diciembre, Enero y Febrero. Para estudiar la influencia de la temperatura de la superficie del mar (TSM) del océano Altántico sur y las variaciones de la misma sobre la precipitación se trabajó con los datos obtenidos de registros de barcos y recogidos en el Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set (COADS; Woodruff y otros, 1987). Los mismos están distribuidos sobre una grilla de 10° de latitud x 10° de longitud y se consideró la región comprendida entre 10°S y 40°S y desde la línea de la costa hasta 10°E. La circulación atmosférica se analizó a partir de los datos diarios provenientes del NCAR/NCEP Reanalysis Project (Kalnay et. al, 1996) para el período 1958 – 1992. Los mismos están dispuestos sobre una grilla de 2.5° de latitud x 2.5° de longitud. Las variables utilizadas son: presión a nivel del mar, las componentes zonal (u) y meridional (v) del viento, y la humedad específica (q). Debido a que la mayor concentración de humedad en la atmósfera se encuentra en los niveles más bajos, se consideraron solo los primeros 4 niveles estándares de presión: 1000, 925, 850, y 700hPa para la región comprendida entre 10°N y 55°S extendiéndose desde 90°W hasta 20°W. El transporte mensual de humedad se calculó como el promedio de la integración vertical diaria entre superficie y 700 hPa del producto entre el viento y la humedad específica. Se aplico un análisis de componentes principales a las series temporales de los totales de precipitación de los meses de verano y a las de la TSM media de verano con el objeto de sintetizar la información de ambas variables. El número de componentes retenidas en cada caso explica el 80% de la varianza, siendo en el caso de la precipitación 24 componentes y para la temperatura del mar 6 componentes. Con estas nuevas series temporales se realizó un analisis de correlación canónica, obteniéndose por un lado las variables canónicas, series temporales, y por otro lado mapas canónicos. Estos últimos son, en cada caso, mapas de correlación entre las variables canonicas y los datos reconstruidos a partir de las componentes principales que fueron utilizadas para la correlación canónica, indicando con mayores correlaciones las regiones en que el comportamiento de la nueva variable se asemeja a la serie de datos reconstruidos.

RESULTADOS La figura 1 muestra los resultados obtenidos al aplicar el analisis de correlación canónica a los totales de precipitación de verano y a la TSM media de verano. La figura 1a presenta las primeras variables canónicas correspondientes a la precipitación (azul) y a la TSM (rojo). Como se puede observar las dos series temporales muestran un comportamiento casi idéntico, siendo la correlación entre las mismas de r= 0.99. Los mapas canónicos (fig. 1b) indican las correlación entre las primeras variables canónicas y los datos reconstruidos considerando las componentes principales que explicaban el 80% de la varianza. Las regiones sombreadas señalan zonas donde los coeficientes de correlación son superiores en módulo a 0.3. El continente muestra varios núcleos con correlaciones mayores a 0.3. El más extenso abarca el sur de Brasil y norte de Uruguay, llegando a coeficientes de correlación de 0.5. El que lo sigue en extensión se encuentra sobre el limite norte entre Paraguay, Bolivia y Brasil; se observa un tercer núcleo en el límite entre Paraguay y Argentina. Sobre Brasil entre 10° y 15°S cerca de la costa, los valores de correlación son negativos. De esto podemos inferir un comportamiento de tipo dipolar entre la precipitación en el sur de Brasil y norte de Uruguay, y la de 10°S sobre la costa atlántica. Es decir que cuando se registran lluvias superiore (inferiores) a la media en la primera región, la segunda región presenta valores inferiores (superiores) a la precipitación media. Este resultado es similar al obtenido por Nogués-Paegle y Mo (1997), aunque en nuestro caso ambas regiones se encuentran desplazadas hacia el norte. El mapa canónico para la TSM indica que desde la costa 1164

de América del Sur hasta cerca de 5°W en 20°S y entre 35°W y 15°W en 35°S, hay una extensa zona de correlaciones positivas significativas, llegando hasta valores de r=0.7. En su conjunto podemos concluir que bajo condiciones cálidas (frias) de TSM en la región que presenta mayores coeficientes de correlación se debería esperar exceso (déficit) de precipitación sobre el sur de Brasil y norte de Uruguay y déficit (exceso) de lluvia sobre Brasil en 10°S, al norte de la posición media de la ZCAS. PPP

3

SST

R= 0.99 2 1 0 -1 -2

a -3 1957

1960

1963

1966

1969

1972

1975

1978

1981

1984

1987

1990

-10 -15

Latitud

-20 -25 -30 -35

b

-40 -70

-65

-60

-55

-50

-45

-40

-35

-30

-25

-20

-15

-10

-5

0

Longitud

Figura 1: Análisis de correlación canónica para la precipitación de verano (azul) y la temperatura de la superficie del mar de verano (rojo). a) Primer variable canónica para la precipitación y la TSM. b) Mapas canónicos correspondientes a la primer variable canónica. Las regiones sombreadas señalan zonas con coeficientes de correlación mayores a 0.3 o menores a –0.3.

Debido a la estrecha interacción que existe entre la atmósfera, especialmente en los niveles más bajos, y las superficies océanicas es de esperarse que alteraciones en la temperatura de las superficie del mar repercutan en la circulación atmosférica y viceversa. Luego, las situaciones de temperaturas cálidas (frías) que se desprenden del análisis de correlación canónica deberían estar asociadas a distintos patrones de circulación. A fin de determinar los mismos se compusieron los casos en que la temperatura media estival en la región de mayores correlaciones se encuentra por encima del valor medio más un desvío estándar, casos cálidos, y en los que la temperatura es inferior al valor medio menos un desvío estándar, eventos fríos (Tabla I). Tabla I: Años seleccionados para la composición de los eventos cálidos y fríos Años Cálidos 1959 1972 1983 1987 1988 1961 1964 1965 1968 1970 Años Fríos

En la figura 2 se presenta el transporte de humedad integrado entre superficie y 700 hPa para la composición de los eventos cálidos. Se puede observar que la corriente en chorro en capas bajas sobre la ladera este de los Andes es la responsable de transportar humedad desde Amazonas hacia Paraguay, sur de Brasil, Uruguay y Argentina, de acuerdo con lo mostrado por Virji (1981), Gandu y Geisler (1991) y Wang y Paegle (1996). Al sur de 20°S los intensos vientos del noroeste que bordean la cordillera comienzan a rotar y toma preponderancia la componente norte. Entre 55° y 40°W el flujo es netamente meridional, mientras que al oeste de 55° los vientos

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ingresan sobre la Argentina siguiendo una curvatura ciclónica hasta llegar a la cordillera donde se ven desviados hacia el sur para ingresar a la zona de los oestes. La figura 3 muestra los resultados de la composición de eventos fríos. Al igual que en el caso anterior se distingue claramente la corriente en chorro en capas bajas. Sin embargo, a diferencia con los eventos cálidos, los vientos hasta 22.5° siguen siendo del noroeste y no se observa la ancha banda de vientos meridionales. Consecuentemente, la influencia de la corriente en chorro llega cerca de la costa Atlántica, donde se observa un menor ingreso de humedad proveniente del océano Atlántico. Los vientos sobre el mar bordean la costa con dirección SE-NE, penetrando al continente sobre el sur de Brasil y Uruguay y al llegar al Río de la Plata rotan al NO. Sobre el centro de Argentina el ingreso de humedad sigue un patrón muy similar al del evento cálido, pero la magnitud del transporte es mayor.

Figura 2: Flujo de humedad integrado en la vertical entre superficie y 700 hPa. Composición de veranos en que la temperatura de las superficie del mar se encuentra por encima del valor medio más un desvío estándar, eventos cálidos.

Figura 3: Idem figura 2 pero para los eventos fríos.

Encontramos entre los dos eventos un desplazamiento en la zona donde convergen los vientos provenientes de la corriente en chorro con los que siguen la circulación inducida por el anticiclón del Atlántico. Durante los eventos cálidos el transporte de humedad desde el trópico favorece a la region sur de Brasil y Uruguay, y de acuerdo con los resultados del análisis de correlación canónica durante éstos eventos se registran precipitaciones 1166

por encima del valor medio en esta región. La menor diferencia térmica entre el continente y el océano disminuye el efecto monzónico característico de la ZCAS desplazando las precipitaciones hacia el sur. Por el contrario el mayor contraste de temperaturas entre el mar frío y el continente cálido durante el verano favorece la monzonalidad y mayor convección en la ZCAS. Estos resultados concuerdan con los encontrados por Nogués-Paegle y Mo (1997). A diferencia de estos autores que realizan la composición de los casos basándose en resultados obtenidos en el estudio de la longitud de onda larga saliente, el punto de partida para nuestro trabajo son las condiciones de la temperatura del Atlántico. CONCLUSIONES A través de un análisis de correlación canónica se determinaron las regiones en que la precipitaición de América subtropical se ve influenciada por variaciones en la temperatura de la superficie del mar del océano Atlántico. Altas temperaturas sobre el océano en la región donde se establece la zona de convergencia del Atlántico sur durante el verano están asociadas a precipitaciones por encima del valor medio en el sur de Brasil y norte de Uruguay. Los campos de transporte de humedad muestran que durante los eventos cálidos la influencia de la corriente en chorro en capas bajas, que transporta humedad desde el Amazonas hacia mayores latitudes bordeando la cordillera, se desvía hacia el sur en 55°W, dando origen a una ancha zona de advección de humedad desde el trópico sobre el sur de Brasil y Uruguay favoreciendo las precipitaciones en esta región. Durante los eventos fríos, en cambio, la humedad transportada por la corriente en chorro alimenta la zona de convergencia del Atlántico sur, inhibiendo las precipitaciones al sur de la misma.

Agradecimientos. El siguiente trabajo se realizó con subsidios provenientes de los proyectos UBA TW75 y CONICET PIP 4493.

REFERENCIAS Gandu, A. W. y J. E. Geisler, 1991: A primitive equations model study of the effect of topography on the summer circulation over tropical South America. J. Atmos. Sci., 48, 1822 – 1836. Kalnay, E., M. Kanamitsu, R. Kistler, W. Collins, D. Deaven, L. Gandin, M. Iredell, S. Sha, G. White, J. Woollen, Y. Zhu, M. Chelliah, W. Ebisuzaki, W. Higgins, J. Janowiak, K. C. Mo, C. Ropelewski, J. Wang, A. Leetmaa, R. Reynolds, R. Jenne, y D. Joseph, 1996: The NCEP/NCAR 40-year Reanalysis Project. Bull. Amer. Meteor. Soc. 77 (3) 437 – 471. Lenters, J. D. y K. H. Cook, 1995: Simulation and diagnosis of the regional summertime precipitation climatology of South America. J. Climate 8, 2988 – 3005. Nogués - Paegle, J. y K. C. Mo, 1997: Alternating wet and dry conditions over South America during summer. Mon. Wea. Rev. 125, 279 - 291. Virji, H., 1981: A preliminary study of summertime tropospheric circulation patterns over South America estimated from cloud winds. Mon. Wea. Rev., 109, 599 – 610. Wang, M. y J. Paegle, 1996: Impact of analysis uncertainty upon regional atmospheric moisture flux. J. Geophys. Res., 101, 7291 – 7303. Woodruff, S. D., R. J. Slutz, R. L. Jenne y P. M. Steurer, 1987: A comprehensive ocean - atmosphere data set. Bull. Amer. Meteor. Soc., 68, 1239 - 1250.

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