Un monzón ( / m ɒ n ˈ s uː n / ) es tradicionalmente un viento inverso estacional acompañado de los correspondientes cambios en la precipitación [1] , pero ahora se utiliza para describir cambios estacionales en la circulación atmosférica y la precipitación asociados con la oscilación latitudinal anual de la Convergencia Intertropical. Zona (ZCIT) entre sus límites al norte y al sur del ecuador. Por lo general, el término monzón se utiliza para referirse a la fase lluviosa de un patrón que cambia estacionalmente, aunque técnicamente también existe una fase seca. El término también se utiliza a veces para describir lluvias localmente intensas pero de corta duración. [2] [3]
Los principales sistemas monzónicos del mundo están formados por los monzones de África occidental, Asia- Australia , Norteamérica y Sudamérica.
El término se utilizó por primera vez en inglés en la India británica y los países vecinos para referirse a los fuertes vientos estacionales que soplan desde la Bahía de Bengala y el Mar Arábigo en el suroeste y traen fuertes lluvias a la zona. [4] [5]
La etimología de la palabra monzón no es del todo segura. [6] El monzón inglés proviene del portugués monção y en última instancia del árabe موسم ( mawsim , "temporada"), "quizás en parte a través del monson holandés moderno temprano ". [7]
El fortalecimiento del monzón asiático se ha relacionado con el levantamiento de la meseta tibetana tras la colisión del subcontinente indio y Asia hace unos 50 millones de años. [8] Debido a estudios de 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 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 lo vincularan con el levantamiento tibetano temprano. [9] La prueba de esta hipótesis espera el muestreo de las profundidades del océano por parte del Programa Integrado de Perforación Oceánica . [10] La fuerza del monzón ha variado significativamente desde entonces, en gran medida relacionado con el cambio climático global , especialmente el ciclo de las edades de hielo del Pleistoceno . [11] 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, siendo la duración mínima de alrededor de 50 años y la máxima de aproximadamente 80 años, similar hasta hoy. [12]
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 bajó y la vía marítima de Indonesia se cerró. Cuando esto sucedió, se impidió que las aguas frías del Pacífico fluyeran hacia el Océano Índico. Se cree que el consiguiente aumento de la temperatura de la superficie del mar en el Océano Índico aumentó la intensidad de los monzones. [13] En 2018, un estudio de la variabilidad del 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 interglaciares como el actual. [14] El monzón de verano indio (ISM) experimentó varias intensificaciones durante el calentamiento posterior al último máximo glacial, específicamente durante los intervalos de tiempo correspondientes a 16.100–14.600 AP, 13.600–13.000 AP y 12.400–10.400 AP, como lo indican los cambios en la vegetación en la meseta tibetana muestra aumentos de humedad provocados por un ISM cada vez más intenso. [15] 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 temperaturas frías traídas por los vientos del oeste desde el oeste. [dieciséis]
Durante el Mioceno Medio , la ZCIT de julio, la zona de máxima precipitación, migró hacia el norte, aumentando las precipitaciones sobre el sur de China durante el Monzón de Verano de Asia Oriental (EASM), al tiempo que hizo que Indochina fuera más seca. [17] Durante el enfriamiento global del Mioceno tardío (LMCG), 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 desplazó hacia el sur. [18] Hace 5,5 millones de años se produjo una intensificación abrupta de la EAWM. [19] La EAWM todavía era significativamente más débil en relación con la actualidad hace entre 4,3 y 3,8 millones de años, pero abruptamente se volvió más intensa hace alrededor de 3,8 millones de años [20] cuando el estiramiento de la corteza terrestre ensanchó el estrecho de Tsushima y permitió una mayor entrada de la cálida corriente de Tsushima hacia el Mar de Japón. [21] Hace alrededor de 3,0 millones de años, la 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. [22] 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. [23] Otro evento de intensificación EAWM ocurrió hace 2,6 millones de años, seguido de otro hace alrededor de 1,0 millón de años. [19] Durante los eventos de Dansgaard-Oeschger , la EASM creció en fuerza, pero se ha sugerido que su fuerza disminuyó durante los eventos de Heinrich . [24] La EASM expandió su influencia más profundamente en el interior de Asia a medida que los niveles del mar aumentaron después de la LGM; [25] 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. [26] Este intervalo del Holoceno medio de EASM máximo se asoció con una expansión de la estepa de bosque templado caducifolio y la estepa de bosque templado mixto en el norte de China. [27] Alrededor de 5.000 a 4.500 AP, la fuerza del monzón de Asia oriental comenzó a disminuir, debilitándose desde ese momento hasta el día de hoy. [28] Un debilitamiento particularmente notable tuvo lugar ~3.000 AP. [29] La ubicación del 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 0 AP. [30]
La ZCIT de enero migró más al sur hasta su ubicación actual durante el Mioceno Medio, fortaleciendo el monzón de verano de Australia que anteriormente había sido más débil. [17]
Cinco episodios durante el Cuaternario a 2,22 Ma ( [ aclaración necesaria ] PL-1), 1,83 Ma (PL-2), 0,68 Ma (PL-3), 0,45 Ma (PL-4) y 0,04 Ma (PL-5) fueron identificado que mostraba un debilitamiento de la Corriente de Leeuwin (LC). El debilitamiento del LC tendría un efecto en el campo de la temperatura de la superficie del mar (SST) en el Océano Índico, ya que el flujo de Indonesia generalmente calienta el Océano Índico. Por lo tanto, estos cinco intervalos podrían ser probablemente los de una disminución considerable de la TSM en el Océano Índico y habrían influido en la intensidad del monzón indio. Durante el LC débil, existe la posibilidad de que se reduzca la intensidad del monzón de invierno de la India y del monzón de verano fuerte, debido al cambio en el dipolo del Océano Índico debido a la reducción del aporte neto de calor al Océano Índico a través del flujo pasante 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 de Indonesia, el patrón de viento frente a Australia occidental y la expansión y contracción del volumen de hielo estudiando el comportamiento del LC durante el Cuaternario en intervalos estratigráficos cercanos. [31]
Se sabe que el monzón de verano de América del Sur (SASM) se debilitó durante los eventos Dansgaard-Oeschger. Se ha sugerido que el SASM se mejoró durante los eventos de Heinrich. [24]
Los monzones alguna vez fueron considerados como una brisa marina a gran escala [32] causada por una temperatura más alta en la tierra que en el océano. Esto ya no se considera la causa y el monzón ahora se considera un fenómeno a escala planetaria que implica 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 entre la tierra y el mar y se cree que la extensión norte del monzón en el sur de Asia está influenciada por la alta meseta tibetana. [33] [34] 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 ), [35] y porque tanto la conducción como la convección equilibrarán una superficie fría o caliente 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 ) [36] y solo pueden transmitir calor a la tierra por conducción y no por convección. Por lo tanto, los cuerpos de agua permanecen a una temperatura más uniforme, mientras que las temperaturas terrestres son más variables.
Durante los meses más cálidos, la luz del sol calienta las superficies tanto de la tierra como de los océanos, pero la temperatura de la tierra aumenta más rápidamente. A medida que la superficie terrestre se calienta, el aire que está encima 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 mantiene una presión más alta. Esta diferencia de presión hace que la brisa marina sople desde el océano hacia la tierra, trayendo aire húmedo hacia el interior. Este aire húmedo se eleva a mayor altitud sobre la tierra y luego fluye de regreso hacia el océano (completando así el ciclo). Sin embargo, cuando el aire asciende, y mientras aún está sobre la tierra, el aire se enfría . Esto disminuye la capacidad del aire para retener agua y esto 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 copiosas 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 dominante del este y una fuerte tendencia a divergir, disminuir y causar sequía. [37]
Lluvias similares se producen cuando el aire húmedo del océano es elevado hacia arriba por las montañas, [38] el calentamiento de la superficie, [39] la convergencia en la superficie, [40] la divergencia en lo alto o por flujos de salida producidos por tormentas en la superficie. [41] Independientemente de cómo se produzca el levantamiento, el aire se enfría debido a la expansión a menor presión, y esto produce condensación .
El monzón del África subsahariana occidental 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. [46] La ZCIT 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. [43] Los vientos alisios secos del noreste , y su forma más extrema, el harmattan , se ven interrumpidos por el desplazamiento hacia el norte en la ZCIT y los vientos resultantes del sur que traen lluvia durante el verano. El Sahel semiárido y el Sudán dependen de este patrón para la mayor parte de sus precipitaciones.
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 . Avanza tan hacia el oeste como las Cordilleras Peninsular y las Cordilleras Transversales del sur de California, pero rara vez llega a la franja costera (un muro de tormentas en el desierto a sólo media hora en coche es una vista común en verano desde los cielos soleados a lo largo de la costa durante el monzón). ). El monzón norteamericano es conocido por muchos como monzón de verano , del suroeste , mexicano o de Arizona . [47] [48] A veces también se le llama 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 considerarse verdaderos monzones. [49] [50]
Los monzones asiáticos pueden clasificarse en algunos subsistemas, como el monzón subcontinental indio, que afecta al subcontinente indio y las regiones circundantes, incluido Nepal, y el monzón de Asia oriental, que afecta el sur de China, Taiwán , Corea y partes de Japón.
Los monzones de verano del suroeste ocurren de julio a septiembre. El desierto de Thar y las zonas adyacentes del subcontinente indio 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 . Los Himalayas actúan como un muro alto, impidiendo que los vientos pasen hacia Asia Central y obligándolos a elevarse. A medida que las nubes suben, su temperatura baja y se producen precipitaciones . Algunas zonas del subcontinente reciben hasta 10.000 mm (390 pulgadas) de lluvia al año.
En general, se espera que el monzón del suroeste comience a principios de junio y desaparezca a finales de septiembre. Los vientos cargados de humedad al llegar al punto más meridional de la península india , debido a su topografía, se dividen en dos partes: el brazo del Mar Arábigo y el brazo del Golfo de Bengala .
La rama del Mar Arábigo del monzón del suroeste golpea por primera vez los Ghats occidentales del estado costero de Kerala , India, lo que convierte a esta zona en el primer estado de la India en recibir lluvias del monzón del suroeste. Esta rama del monzón se desplaza 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 zonas orientales de los Ghats occidentales no reciben mucha lluvia de este monzón ya que el viento no cruza los Ghats occidentales.
La rama del monzón del suroeste de la Bahía de Bengala fluye sobre la Bahía de Bengala en dirección al noreste de la India y Bengala , recogiendo 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 las colinas Khasi 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 indogangética a un ritmo de aproximadamente 1 a 2 semanas por estado, [51] lluvia torrencial 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. [52] [53] La agricultura india (que representa el 25% del PIB y emplea al 70% de la población) depende en gran medida de las lluvias para cultivar 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 demostraron las numerosas sequías que azotaron la India en los años 1990.
El monzón también es muy bienvenido y apreciado por los habitantes de las ciudades, ya que proporciona un alivio del calor del verano en junio. [54] Sin embargo, las carreteras sufren cada año. A menudo las casas y las calles quedan inundadas y los barrios marginales se inundan a pesar de los sistemas de drenaje. La falta de infraestructura urbana, sumada a los patrones climáticos cambiantes, provoca graves pérdidas económicas, incluidos daños a la propiedad y pérdida de vidas, como se puso de manifiesto 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 frecuentemente fuertes inundaciones durante esta temporada. Recientemente, zonas de la India que solían recibir escasas precipitaciones a lo largo del año, como el desierto de Thar , sorprendentemente han acabado sufriendo inundaciones debido a la prolongada temporada de los monzones.
La influencia del monzón del suroeste se siente tan al norte como en Xinjiang , 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 esa cantidad es directamente de origen "ciclónico" (es decir, impulsado por los monzones) (en contraposición a la " convección local "). [55] Los efectos también se extienden hacia el oeste hasta el Mediterráneo, donde, sin embargo, el impacto del monzón es inducir sequía a través del mecanismo de Rodwell-Hoskins . [56]
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Alrededor de septiembre, cuando el sol se retira hacia el sur, la masa continental del norte del subcontinente indio comienza a enfriarse rápidamente y la presión del aire comienza a aumentar sobre el norte de la India. El Océano Índico y la atmósfera que lo rodea aún mantienen su calor, lo que hace que un viento frío baje desde el Himalaya y la llanura Indogangética 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 del Golfo de Bengala y la vierte sobre la India peninsular y partes de Sri Lanka . Ciudades como Chennai , que reciben menos lluvia del monzón del suroeste, reciben lluvia de este monzón. Alrededor del 50% al 60% de la lluvia que recibe el estado de Tamil Nadu proviene del monzón del noreste. [57] En el sur de Asia, los monzones del noreste tienen lugar de octubre a diciembre, cuando el sistema de alta presión en la superficie es más fuerte. [58] 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 a través del sur de Asia, creando corrientes de aire seco que producen cielos despejados sobre la India. Mientras tanto, se desarrolla un sistema de baja presión conocido como vaguada monzónica sobre el sudeste asiático y Australasia y los vientos se dirigen hacia Australia. En Filipinas, el monzón del noreste se llama Amihan . [59]
El monzón de Asia oriental afecta a gran parte de Indochina , Filipinas , China, Taiwán , Corea, Japón y Siberia . Se caracteriza por un monzón de verano cálido y lluvioso y un monzón de invierno frío y seco. La lluvia se produce 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 una lluvia frontal.
El inicio del monzón de verano está marcado por un período de lluvias premonzónicas 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 lluvias se desplaza 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 lluvias regresa al sur de China.
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. Está asociado con el desarrollo del Alto Siberiano y el movimiento de los máximos de calentamiento desde el hemisferio norte al hemisferio sur. Los vientos del noreste fluyen por el Sudeste Asiático, son girados al noroeste/oeste por la topografía de Borneo hacia Australia. Esto forma un vórtice de circulación ciclónica sobre Borneo que, junto con las oleadas de aire frío descendentes de latitudes más altas, provocan importantes fenómenos meteorológicos en la región. Algunos ejemplos son la formación de una rara tormenta tropical en latitudes bajas en 2001, la tormenta tropical Vamei , y la devastadora inundación de Yakarta en 2007.
El inicio del monzón sobre Australia 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 el 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, más que gradual, de la región. El monzón australiano (el "húmedo") ocurre en el verano austral 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 esta época.
El monzón europeo (más comúnmente conocido como el regreso de los vientos del oeste ) es el resultado de un resurgimiento de los vientos del oeste provenientes del Atlántico, donde se cargan de viento y lluvia. [60] Estos vientos del oeste son un fenómeno común durante el invierno europeo, pero disminuyen a medida que se acerca la primavera a finales de marzo y durante abril y mayo. Los vientos vuelven a aumentar en junio, por lo que a este fenómeno también se le llama "el regreso de los vientos del oeste". [61]
La lluvia suele llegar en dos oleadas, a principios de junio y nuevamente entre mediados y 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 bien como una cinta transportadora que envía 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. [62]
El regreso de los vientos del oeste afecta a la costa atlántica 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.
Aunque la región monzónica de América del Norte experimenta precipitaciones estacionales pronunciadas, se diferencia de un verdadero monzón, que se caracteriza por una clara inversión estacional de los vientos superficiales predominantes. No ocurre tal situación en [América del Norte]
