Un monzón ( / m ɒ n ˈ s uː n / ) es tradicionalmente un viento de inversión estacional acompañado de cambios correspondientes en la precipitación [1] pero ahora se utiliza para describir los cambios estacionales en la circulación atmosférica y la precipitación asociada con la oscilación latitudinal anual de la Zona de Convergencia Intertropical (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 hay 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 son 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 fuertes vientos estacionales que soplaban desde la Bahía de Bengala y el Mar Arábigo en el suroeste y traían fuertes lluvias a la zona. [4] [5]
La etimología de la palabra monzón no es del todo segura. [6] El inglés monsoon proviene del portugués monção, que en última instancia proviene del árabe موسم ( mawsim , "estación"), "quizás en parte a través del holandés moderno temprano monson ". [7]
El fortalecimiento del monzón asiático se ha vinculado al levantamiento de la meseta tibetana después de la colisión del subcontinente indio y Asia hace unos 50 millones de años. [8] Debido a los 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 una cronología del inicio del monzón hace 15-20 millones de años y lo vincularon al levantamiento temprano del Tíbet. [9] La prueba de esta hipótesis espera el muestreo de las profundidades oceánicas por parte del Programa Integrado de Perforación Oceánica . [10] El monzón ha variado significativamente en fuerza desde entonces, en gran medida relacionado con el cambio climático global , especialmente el ciclo de las eras de hielo del Pleistoceno . [11] Un estudio de los ciclos climáticos monzónicos asiáticos desde hace 123.200 a 121.210 años AP, durante el interglaciar Eemiano , sugiere que tuvieron una duración promedio de alrededor de 64 años, con una duración mínima de alrededor de 50 años y una máxima de aproximadamente 80 años, similar a la actualidad. [12]
Un estudio del plancton marino sugirió que el monzón del sur de Asia (SAM) se intensificó 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, 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. [13] En 2018, un estudio de la variabilidad del SAM durante el último millón de años encontró que la precipitación resultante del monzón se redujo significativamente durante los períodos glaciares en comparación con los períodos interglaciares como el actual. [14] El monzón de verano indio (ISM) sufrió 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 de la meseta tibetana que muestran aumentos en la humedad provocados por un ISM en intensificación. [15] Aunque el ISM fue relativamente débil durante gran parte del Holoceno tardío, todavía se produjo una importante acumulación glacial en el Himalaya debido a las temperaturas frías traídas por los vientos del oeste. [16]
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) mientras que hizo que Indochina fuera más seca. [17] 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 desplazó hacia el sur. [18] Una intensificación abrupta del EAWM ocurrió hace 5,5 millones de años. [19] El EAWM todavía era significativamente más débil en relación con la actualidad entre 4,3 y 3,8 millones de años, pero abruptamente se volvió más intenso hace alrededor de 3,8 millones de años [20] a medida que el estiramiento de la corteza ensanchó el estrecho de Tsushima y permitió una mayor entrada de la cálida corriente de Tsushima en el mar de Japón. [21] Hace unos 3,0 millones de años, el EAWM se volvió más estable, habiendo sido previamente más variable e inconsistente, además de ser mejorado 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 glaciares como el Último Máximo Glacial (LGM) y más fuerte durante los intervalos interglaciares y cálidos de los períodos glaciares. [23] Otro evento de intensificación del EAWM ocurrió hace 2,6 millones de años, seguido por otro más hace alrededor de 1,0 millón de años. [19] Durante los eventos Dansgaard-Oeschger , el EASM creció en fuerza, pero se ha sugerido que disminuyó en fuerza durante los eventos Heinrich . [24] El EASM expandió su influencia más profundamente en el interior de Asia a medida que los niveles del mar aumentaron después del LGM; [25] También sufrió 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 máxima EASM se asoció con una expansión de la estepa de bosque caducifolio templado y la estepa de bosque mixto templado en el norte de China. [27] Alrededor de 5.000 a 4.500 BP, la fuerza del monzón del este de Asia comenzó a disminuir, debilitándose desde ese punto hasta el día de hoy. [28] Un debilitamiento particularmente notable tuvo lugar ~3.000 BP. [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 por una expansión hacia el norte entre aproximadamente 8.000 y 4.000 AP, y más recientemente retrocedió 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]
Se identificaron cinco episodios durante el Cuaternario hace 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) que mostraron un debilitamiento de la Corriente de Leeuwin (LC). El debilitamiento de la LC tendría un efecto en el campo de temperatura de la superficie del mar (TSM) en el Océano Índico, ya que el Flujo Indonesio generalmente calienta el Océano Índico. Por lo tanto, estos cinco intervalos probablemente podrían ser aquellos de reducción considerable de la TSM en el Océano Índico y habrían influido en la intensidad del monzón indio. Durante el debilitamiento de la LC, existe la posibilidad de una intensidad reducida del monzón de invierno indio y un fuerte monzón de verano, debido al cambio en el dipolo del Océano Índico debido a la reducción de la entrada neta de calor al Océano Índico a través del Flujo Indonesio. De este modo, se puede lograr una mejor comprensión de los posibles vínculos entre El Niño , la piscina cálida del Pacífico occidental, el flujo indonesio, el patrón de viento frente a Australia occidental y la expansión y contracción del volumen de hielo estudiando el comportamiento de la piscina cálida durante el Cuaternario en intervalos estratigráficos cercanos. [31]
Se sabe que el monzón de verano sudamericano (SASM) se debilitó durante los eventos Dansgaard-Oeschger y se ha sugerido que se intensificó durante los eventos Heinrich. [24]
Los monzones alguna vez fueron considerados como una brisa marina a gran escala [32] causada por temperaturas más altas sobre la tierra que en el océano. Esto ya no se considera como la causa y el monzón ahora se considera un fenómeno a 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. [33] [34] Estos desequilibrios de temperatura ocurren porque los océanos y la tierra absorben 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 caliente o fría con agua más profunda (hasta 50 metros). En cambio, la tierra, la arena y las rocas tienen capacidades térmicas 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, las masas de agua se mantienen 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 las temperaturas de la tierra aumentan más rápidamente. A medida que la superficie de la tierra se calienta, el aire que está sobre ella se expande y se desarrolla una zona de baja presión . Mientras tanto, el océano permanece a una temperatura más baja que la tierra y el aire que está sobre él mantiene una presión más alta. Esta diferencia de presión hace que las brisas marinas soplen desde el océano hacia la tierra, llevando aire húmedo hacia el interior. Este aire húmedo se eleva a una mayor altitud sobre la tierra y luego fluye de regreso hacia el océano (completando así el ciclo). Sin embargo, cuando el aire se eleva, y mientras todavía está sobre la tierra, 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 causan tanta lluvia sobre la tierra.
En los meses más fríos, el ciclo se invierte. La tierra se enfría más rápido que los océanos y el aire sobre la tierra tiene mayor presión 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 fluye entonces hacia la tierra para completar el ciclo).
La mayoría de los monzones de verano tienen un componente occidental dominante y una fuerte tendencia a ascender y producir abundantes 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. [37]
Se producen precipitaciones similares cuando el aire húmedo del océano es elevado por las montañas, [38] el calentamiento de la superficie, [39] la convergencia en la superficie, [40] la divergencia en lo alto o por las corrientes de salida producidas 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 harmatán , se ven interrumpidos por el cambio hacia el norte de la ZCIT y los vientos del sur resultantes portadores de lluvia durante el verano. El Sahel semiárido y 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 al 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 al oeste como las cordilleras peninsulares y transversales del sur de California, pero rara vez llega a la franja costera (una pared de tormentas eléctricas del desierto a solo media hora en auto es una vista común de verano desde los cielos soleados a lo largo de la costa durante el monzón). El monzón norteamericano es conocido por muchos como el monzón de verano , del suroeste , mexicano o de Arizona . [47] [48] También se lo llama a veces 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 inversión incompleta del viento deben contarse como 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 del este de Asia, que afecta al sur de China, Taiwán , Corea y partes de Japón.
Los monzones de verano del suroeste se producen de junio a septiembre. El desierto de Thar y las áreas adyacentes del subcontinente indio septentrional y central se calientan considerablemente durante los veranos calurosos. Esto provoca una zona de baja presión sobre el subcontinente indio septentrional 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 los vientos para que no pasen a Asia central y obligándolos a ascender. A medida que las nubes se elevan, su temperatura desciende y se producen precipitaciones . Algunas áreas del subcontinente reciben hasta 10.000 mm (390 pulgadas) de lluvia al año.
Se espera que el monzón del suroeste comience a principios de junio y se disipe a fines 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 de la bahía de Bengala .
La rama del mar Arábigo del monzón del suroeste llega primero a los Ghats occidentales del estado costero de Kerala , en la 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 ) y produce 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 de la bahía de Bengala del monzón del suroeste 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 las laderas meridionales 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] derramando lluvia a lo largo de todo 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, especialmente para cultivos como el algodón , el arroz , las semillas oleaginosas y los cereales secundarios. Un retraso de unos pocos días en la llegada del monzón puede afectar gravemente a la economía, como lo demostraron las numerosas sequías que sufrió la India en la década de 1990.
El monzón es ampliamente bienvenido y apreciado por los habitantes de las ciudades también, ya que proporciona alivio del clímax del calor del verano en junio. [54] Sin embargo, las carreteras reciben un duro golpe cada año. A menudo, las casas y las calles están anegadas y los barrios marginales se inundan a pesar de los sistemas de drenaje. La falta de infraestructura urbana junto con los patrones climáticos cambiantes causa graves pérdidas económicas, incluidos daños a la propiedad y pérdida de vidas, como lo demuestra la inundación de 2005 en Mumbai que paralizó 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 de 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 suroeste se siente hasta en el norte de Xinjiang , China . Se estima que alrededor del 70% de todas las precipitaciones en la parte central de las montañas Tian Shan caen durante los tres meses de verano, cuando la región está bajo la influencia del monzón; alrededor del 70% de eso es de origen "ciclónico" (es decir, impulsado por el monzón) (en oposición 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 el viento frío baje desde el Himalaya y la llanura indogangética hacia las vastas extensiones del océano Índico al sur de la península del Decán . Esto se conoce como el 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 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 superficial 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 para que soplen a través del sur de Asia, creando corrientes de aire seco que producen cielos despejados sobre la India. Mientras tanto, un sistema de baja presión conocido como vaguada monzónica se desarrolla 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 del este de Asia afecta a grandes partes 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 se inclina 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 parecen a la lluvia frontal.
El inicio del monzón de verano está marcado por un período de lluvias premonzónicas en el sur de China y Taiwán a principios de mayo. Desde mayo hasta 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 por Indochina y el mar de China Meridional (mayo), hacia la cuenca del río Yangtsé y Japón (junio) y, finalmente, hacia el norte de China y Corea (julio). Cuando el monzón termina en agosto, el cinturón de lluvias regresa al sur de China.
La temporada de lluvias se extiende de septiembre a febrero y constituye una fuente importante de energía para la circulación de Hadley durante el invierno boreal. Está asociada con el desarrollo del anticiclón siberiano y el movimiento de los máximos de calentamiento del hemisferio norte al hemisferio sur. Los vientos del noreste fluyen hacia el sudeste asiático y la topografía de Borneo los desvía hacia el noroeste/oeste en dirección a Australia. Esto forma un vórtice de circulación ciclónica sobre Borneo que, junto con las oleadas de aire frío invernal descendentes desde latitudes más altas, causa fenómenos meteorológicos importantes 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 en Australia suele 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 respuesta simple al calentamiento sino una interacción más compleja de topografía, viento y mar, como lo demuestra su retirada abrupta en lugar de gradual de la región. El monzón australiano (el "húmedo") ocurre en el verano austral cuando se desarrolla la vaguada monzónica en el norte de Australia . Más de las tres cuartas partes de las precipitaciones anuales en el norte de Australia caen durante este período.
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 se alivian a medida que se acerca la primavera a fines de marzo y durante abril y mayo. Los vientos se recuperan nuevamente en junio, por lo que este fenómeno también se conoce como "el regreso de los vientos del oeste". [61]
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, ya 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 lleva una serie de centros de baja presión a Europa occidental, donde crean un clima inestable. Estas tormentas suelen presentar temperaturas significativamente inferiores a la media, lluvias intensas o granizo, truenos y vientos fuertes. [62]
El regreso de los vientos del oeste afecta a la costa atlántica del 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.
la región monzónica de América del Norte experimenta precipitaciones pronunciadas estacionalmente, se diferencia de un verdadero monzón, que se caracteriza por una clara inversión estacional de los vientos superficiales predominantes. No se da tal situación en [América del Norte]
