Monzón: Teorías clásicas y modernas de Monzón

Dos teorías principales de Monzón son 1. ¡Teoría clásica y teoría moderna!

El origen de los monzones todavía está envuelto en el misterio. Se han hecho varios intentos para explicar el mecanismo de los monzones, pero hasta la fecha no hay una explicación satisfactoria disponible.

Cortesía de imagen: upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/9/91/Monsoon_clouds_Lucknow.JPG

A lo largo de los años, muchos de los misterios de los monzones se han desvelado, pero aún queda mucho por hacer. Las teorías sobre los monzones generalmente se dividen en las siguientes dos amplias categorías:

1. Teoría clásica, y

2. Teorías del módem.

1. Teoría clásica:

Aunque los monzones se mencionan en nuestras antiguas escrituras como el Rig Veda y en los escritos de varios eruditos griegos y budistas, el mérito por los primeros estudios científicos de los vientos del monzón se otorga a los árabes. Cerca del siglo X, Al Masudi, un explorador árabe de Bagdad, dio cuenta de la inversión de las corrientes oceánicas y los vientos monzónicos en el norte del Océano Índico. Sidi Ali informó la fecha de inicio de los monzones en varios lugares en 1554 dC

En 1686, el famoso inglés Sir Edmund Hailey explicó el monzón como resultado de los contrastes térmicos entre continentes y océanos debido a su calentamiento diferencial. En consecuencia, Hailey concibió monzones de verano e invierno dependiendo de la temporada.

(a) Monzón de verano:

En verano, el sol brilla verticalmente sobre el Trópico de Cáncer, lo que resulta en altas temperaturas y baja presión en Asia Central, mientras que la presión sigue siendo lo suficientemente alta sobre el Mar Arábigo y la Bahía de Bengala. Esto induce el flujo de aire de mar a tierra y trae fuertes lluvias a la India y sus países vecinos.

(b) Monzón de invierno:

En invierno, el sol brilla verticalmente sobre el Trópico de Capricornio. La parte noroccidental de la India se vuelve más fría que el mar Arábigo y la Bahía de Bengala y se invierte el flujo del monzón (Fig. 5.1).

Las ideas de Hailey son básicamente las mismas que las de las brisas terrestres y marinas, excepto que en el caso del monzón, el día y la noche se reemplazan por el verano y el invierno, y la estrecha franja costera y el mar adyacente se reemplazan por grandes porciones de continentes y océanos.

2. Teorías modernas:

La teoría clásica de Hailey, basada en el calentamiento diferencial de la tierra y el agua como la fuerza motriz principal de los vientos monzones, dominó la escena durante aproximadamente tres siglos. Sin embargo, los monzones no se desarrollan por igual en todas partes y el concepto térmico de Hailey no explica las complejidades de los monzones. Además del calentamiento diferencial, el desarrollo del monzón está influenciado por la forma de los continentes, la orografía y las condiciones de circulación del aire en la troposfera superior.

Por lo tanto, la teoría de Hailey ha perdido gran parte de su importancia y las teorías modernas basadas en masas de aire y corrientes en chorro se están volviendo más relevantes. Si bien las ideas de Hailey aún no se han rechazado con razón, los estudios realizados durante las últimas cinco décadas han arrojado mucha luz sobre la génesis de los monzones.

Durante estos años, Flohn, Thompson, Stephenson, Frost, MT Yin, Hwang, Takahashi, E. Palmen, C. Newton y meteorólogos indios como P. Koteswaram, Krishnan, Ramanathan, Ramanathan, Krishna Murti, Rama Rattan, Ramaswami, Anant Krishnan, etc. han contribuido mucho al estudio de los vientos monzónicos.

Teoría de la masa de aire:

Los vientos alisios del sureste en el hemisferio sur y los vientos alisios del noreste en el hemisferio norte se encuentran cerca del ecuador. El lugar de reunión de estos vientos se conoce como la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT).

Las imágenes satelitales revelan que esta es la región de aire ascendente, nubes máximas y fuertes lluvias. La ubicación de ITCZ ​​se desplaza al norte y al sur del ecuador con el cambio de temporada. En la temporada de verano, el sol brilla verticalmente sobre el Trópico de Cáncer y el ITCZ ​​se desplaza hacia el norte.

Los vientos alisios del sureste del hemisferio sur cruzan el ecuador y comienzan a fluir de dirección suroeste a noreste bajo la influencia de la fuerza de coriolis (Fig. 5.2). Estos vientos alisios desplazados se llaman monzones del suroeste cuando soplan sobre el subcontinente indio. El frente donde los monzones del sudoeste se encuentran con los vientos alisios del noreste se conoce como el Frente del Monzón.

En el mes de julio, la ZCIT cambia a una latitud de 20 ° - 25 ° N y se encuentra en la llanura Indo-Gangetic y los monzones del suroeste soplan desde el Mar Arábigo y la Bahía de Bengala (Fig. 5.3). El ITCZ ​​en esta posición a menudo se llama el abrevadero del monzón.

H. Flohn de la Oficina Meteorológica Alemana, aunque rechazó la teoría clásica del origen de los monzones, sugirió que el monzón tropical de Asia tropical es simplemente una modificación de los vientos planetarios de los trópicos. Piensa que el punto bajo termal del norte de la India y el monzón que lo acompaña son simplemente un desplazamiento inusualmente grande hacia el norte del norte intertropical.

Zona de convergencia (NITCZ). El cambio estacional de la ZCIT ha dado el concepto de Zona de Convergencia Intertropical del Norte (NITCZ) en verano (julio) y Zona de Convergencia Intertropical del Sur (SITCZ) en invierno (enero). El hecho de que el NITCZ se dibuje a una latitud de aproximadamente 30 ° puede estar asociado con la temperatura inusualmente alta en el norte de la India.

De acuerdo con esta interpretación, la principal corriente del oeste del monzón es simplemente los vientos del oeste ecuatoriales expandidos que se encuentran incrustados en la gran masa de vientos del este o tropicales. NITCZ es la zona de nubes y lluvias torrenciales.

Teoría de la corriente en chorro:

La corriente en chorro es una banda de aire en movimiento rápido de oeste a este que se encuentra generalmente en las latitudes medias de la troposfera superior a una altura de aproximadamente 12 km. La velocidad del viento en una corriente de chorro del oeste es comúnmente de 150 a 300 km ph con valores extremos que alcanzan los 400 km ph. La corriente de chorro es la última teoría sobre el origen de los monzones y ha sido aclamada en todo el mundo por los meteorólogos.

MT Yin (1949), mientras discutía el origen de los monzones, expresó la opinión de que el estallido del monzón depende de la circulación de aire superior. El canal de aire superior de baja latitud cambia de 90 ° E a 80 ° E de longitud en respuesta al cambio hacia el norte de la corriente en chorro del oeste en verano. El chorro del sur se vuelve activo y las fuertes lluvias son causadas por los monzones del suroeste.

Las ideas de Yin son bien reconocidas por Pierre Pedelaborde (1963), en su libro titulado "El monzón". El mapa, que muestra el cambio estacional de la corriente en chorro del oeste, se ha reproducido en la figura 5.4. Muestra que en invierno la corriente en chorro del oeste fluye a lo largo de las laderas del sur del Himalaya, pero en verano se desplaza hacia el norte, bastante dramáticamente, y fluye a lo largo del borde norte de la meseta del Tíbet. Los movimientos periódicos de la corriente en chorro son a menudo indicadores del inicio y posterior retiro del monzón.

P. Koteswaram (1952), expuso sus ideas sobre los vientos del monzón basándose en sus estudios sobre la circulación del aire en la parte superior. Ha tratado de establecer una relación entre los monzones y las condiciones atmosféricas que prevalecen sobre la meseta del Tíbet.

El Tíbet es una meseta elipsoidal a una altitud de unos 4.000 m sobre el nivel del mar con un área de unos 4, 5 millones de kilómetros cuadrados. Esta meseta está rodeada por cadenas montañosas que se elevan entre 6.000 y 8.000 m sobre el nivel del mar. Se calienta en verano y es de 2 ° C a 3 ° C más cálido que el aire en las regiones adyacentes.

Koteswaram, apoyado por Flohn, siente que debido a que la meseta del Tíbet es una fuente de calor para la atmósfera, genera un área de aire en ascenso. Durante su ascenso, el aire se extiende hacia el exterior y se hunde gradualmente sobre la parte ecuatorial del Océano Índico.

En esta etapa, el aire ascendente se desvía hacia la derecha por la rotación de la tierra y se mueve en sentido contrario a las agujas del reloj, lo que lleva a condiciones anticiclónicas en la troposfera superior sobre el Tíbet, alrededor de 300-200 mb (9 a 12 km). Finalmente, se aproxima a la costa oeste de la India como una corriente de retorno desde el suroeste y se denomina vientos del oeste ecuatoriales (Fig. 5.5). Recoge la humedad del Océano Índico y causa lluvias copiosas en la India y los países adyacentes.

El monzón del sudoeste en el sur de Asia está cubierto por fuertes vientos del este con un chorro pronunciado de 100 a 200 mb. Estos vientos del este, que a menudo registran velocidades superiores a 100 nudos, se conocen como la Corriente de Chorro del Este de los trópicos.

La corriente de chorro del este fue inferida por primera vez por P. Koteswaram y PR Krishna en 1952 y despertó un interés considerable entre los meteorólogos tropicales. Un estudio cuidadoso de los reactores sugeriría que el núcleo del avión del este está a 13 km (150 mb), mientras que el del avión del oeste está a 9 km. Sobre la India, el eje de los vientos más fuertes en el chorro del este puede extenderse desde el extremo sur de la península a aproximadamente 20 ° N de latitud. En esta corriente de chorro, se pueden registrar velocidades del viento superiores a 100 nudos.

La figura 5.6 muestra el eje del chorro del este a 12 km (200 mb). La figura muestra que existe el chorro subtropical del oeste hacia el norte del Himalaya, además del chorro del este sobre la India peninsular. Ya se ha dejado en claro en la Fig. 5.4 que la corriente en chorro del oeste se encuentra a lo largo de las laderas del sur del Himalaya en invierno, pero de repente se desplaza hacia el norte con el inicio del monzón.

Los movimientos periódicos de la corriente en chorro subtropical proporcionan una indicación útil del inicio y posterior retiro del monzón. De hecho, el movimiento hacia el norte del chorro subtropical es la primera indicación del inicio del monzón sobre la India.

Observaciones recientes han revelado que la intensidad y la duración del calentamiento de la meseta del Tíbet influyen directamente en la cantidad de lluvia en la India por parte de los monzones. Cuando la temperatura del aire del verano sobre el Tíbet permanece alta durante un tiempo suficientemente largo, ayuda a fortalecer el chorro del este y provoca fuertes lluvias en la India.

El chorro del este no llega a existir si la nieve sobre la meseta del Tíbet no se derrite. Esto dificulta la ocurrencia de lluvias en la India. Por lo tanto, cualquier año de nieve espesa y generalizada sobre el Tíbet será seguido por un año de monzón débil y menos lluvias.

Thomson (1951), Flohn (1960) y Stephenson (1965) han expresado opiniones más o menos similares. Pero el concepto de Flohn es ampliamente aceptado. Estas ideas pueden explicarse considerando las condiciones de invierno y verano en gran parte de Asia.

Invierno:

Esta es la temporada de los vientos en la superficie, pero en la cima predomina el flujo de aire del oeste. Los vientos del oeste superiores se dividen en dos corrientes distintas por el obstáculo topográfico de la meseta del Tíbet, una que fluye hacia el norte y la otra hacia el sur de la meseta. Las dos ramas se reúnen en la costa este de China (Fig. 5.7).

La rama sur del norte de la India corresponde a un fuerte gradiente térmico latitudinal que, junto con otros factores, es responsable del desarrollo del chorro del sur. La rama sur es más fuerte, con una velocidad promedio de aproximadamente 240 km ph a 200 mb en comparación con 70 a 90 km ph de la rama norte.

El aire que se hunde debajo de esta corriente del oeste superior seca y sopla vientos del norte desde el anticiclón subtropical sobre el noroeste de India y Pakistán. Los vientos superficiales soplan desde el noroeste en la mayor parte del norte de la India.

El chorro superior es responsable de la dirección de las depresiones occidentales del mar Mediterráneo. Algunas de las depresiones continúan hacia el este, volviendo a desarrollarse en la zona de confluencia de la corriente en chorro a unos 30 ° N, 105 ° E más allá del área de hundimiento en las heces inmediatas del Tíbet.

Verano:

Con el comienzo del verano en el mes de marzo, los vientos del oeste superiores comienzan su marcha hacia el norte, pero mientras que el chorro del norte se fortalece y comienza a extenderse por China central y hacia Japón, la rama del sur permanece posicionada al sur del Tíbet, aunque se debilita su intensidad.

El clima en el norte de la India se vuelve caluroso, seco y escuálido debido a la mayor radiación solar entrante. A fines de mayo, el jet del sur comienza a romperse y luego se desvía hacia el norte de la meseta del Tíbet. En la India, el canal ecuatorial empuja hacia el norte con el debilitamiento de los vientos del oeste superiores al sur del Tíbet, pero el estallido del monzón no se produce hasta que la circulación de aire superior cambie a su patrón de verano (Fig. 5.8). Los cambios de bajo nivel están relacionados con la corriente en chorro del este de alto nivel en el sur de Asia, alrededor de 15 ° N de latitud.

TN Krishnamurti utilizó datos de la atmósfera superior para calcular los patrones de divergencia y convergencia en 200 mb para el período de junio a agosto de 1967. Observó un área de fuerte divergencia a 200 mb sobre el norte de la India y el Tíbet, que coincide con la zona superior. -Divergencia de nivel asociada con el jet del este.

De manera similar, encontró un componente del norte al flujo de esta región que representa la rama superior de la célula de Hadley. Estos acontecimientos están estrechamente relacionados con el monzón indio. S. Rama Rattan opinó que el desarrollo de los vientos del monzón está profundamente conectado con la corriente en chorro, además del calentamiento diferencial de la tierra y el mar.

La circulación de aire superior en verano tiene un patrón anticiclónico entre 40 ° N y 20 ° S, mientras que las condiciones ciclónicas prevalecen en la superficie. Los jets occidentales y orientales fluyen hacia el norte y el sur de los Himalayas respectivamente. El chorro oriental se vuelve poderoso y está estacionado a 15 ° N de latitud. Esto da como resultado un monzón más activo en el suroeste y se producen fuertes lluvias.

Raman y Ramanathan, mientras discutían la corriente de chorro del este tropical, sugirieron que los vientos del este se vuelven muy activos en la troposfera superior después del comienzo de la temporada de lluvias. El calor latente producido debido a la cobertura de nubes provoca la inversión de la temperatura y provoca la lluvia.

Ananth Krishnan es de la opinión de que los monzones del sudoeste están profundamente influenciados por los ciclones subtropicales en la troposfera superior entre las latitudes 20 ° y 25 ° N. Estos vientos comienzan a desarrollarse al comienzo de la temporada de verano y cambian a 30 ° N aproximadamente 5-6 semanas después.

Además del calor intenso entre 20 ° y 40 ° N, las latitudes le dan más fuerza a los monzones del suroeste. S. Parthasarthy en su ensayo sobre "Tratar de resolver el enigma de los monzones" expresó la opinión de que los monzones están influenciados por los vientos alisios del noreste. Un viento de comercio del noreste débil da como resultado un monzón débil y conduce a condiciones de sequía.

Los monzones indios, particularmente los monzones del sudoeste, han generado mucho interés entre los meteorólogos de todo el mundo. Durante las últimas cuatro décadas se han realizado esfuerzos concertados en la recopilación de datos y estudios intensivos de los regímenes monzónicos por parte de diversos servicios meteorológicos y organizaciones de diferentes naciones.

Se ha hecho mucho, pero aún queda mucho por hacer. El primer intento se realizó durante la Internacional India Ocean Expedition (IIOE) de 1962 a 1965. Fue organizado conjuntamente por el Consejo Internacional de Sindicatos Científicos. (ICSU), el Comité Científico de Investigación Oceánica (SCOR) y la UNESCO con la Organización Meteorológica Mundial (OMM) se unen al programa de meteorología.

Se llevaron a cabo estudios oceonográficos y atmosféricos especiales con la ayuda de embarcaciones de investigación, aeronaves instrumentadas, cohetes, así como también sondeos especiales de sondas y gotas de agua. La India y la antigua URSS llevaron a cabo dos experimentos más en 1973 y 1977, con una participación limitada de otros países.

Estos experimentos se conocen como el experimento monzónico indo-soviético (ISMEX) y Monsoon-77 respectivamente. Se observó a partir de estos experimentos que hay una zona específica frente a la costa de Kenia donde los monzones del hemisferio sur cruzaron el ecuador en su camino hacia la India.

También se observó que las fluctuaciones en la intensidad de los niveles bajos en todo el ecuador resultaron en las fluctuaciones de las precipitaciones sobre Maharashtra. Las observaciones aéreas superiores sobre la Bahía de Bengala también se hicieron en 1977.

Se realizó un esfuerzo de recolección de datos más intensivo bajo la égida de otro experimento internacional: el Experimento Monsoon en 1979. Se conoce popularmente como MONEX-1979. Fue organizado conjuntamente por el Programa Global de Investigación Atmosférica (GARP) del Consejo Internacional de Sindicatos Científicos (ICSU) y la Organización Meteorológica Mundial (OMM) bajo su programa World Weather Watch (WWW).

Hasta el momento, es el mayor esfuerzo científico realizado para extender las fronteras de nuestro conocimiento de los monzones por parte de la comunidad científica internacional. Hasta 45 países reunieron sus talentos y recursos bajo los auspicios de las Naciones Unidas para esta gran empresa.

Se puede tener una idea de las dimensiones de este experimento debido al hecho de que en mayo de 1979 se desplegaron 52 barcos de investigación sobre los océanos tropicales entre las latitudes de 10 ° N y 10 ° S. Además, se completaron con éxito 104 misiones de aeronaves en diferentes partes del Pacífico, el Atlántico y el Océano Índico.

El gran MONEX fue diseñado para tener tres componentes considerando las características estacionales del monzón:

(i) Winter Monex del 1 de diciembre de 1978 al 5 de marzo de 1979 para cubrir el Océano Índico oriental y el Pacífico, junto con las áreas terrestres adyacentes a Malasia e Indonesia.

(ii) Monex de verano, del 1 de mayo al 31 de agosto de 1979, que cubre la costa este de África, el Mar Arábigo y la Bahía de Bengala, junto con masas de tierra adyacentes. También cubrió el Océano Índico entre las latitudes de 10 ° N a 10 ° S.

(iii) Un experimento monzónico de África occidental (WAMEX) en las partes occidental y central de África del 1 de mayo al 31 de agosto de 1979.

Los Centros de Gestión de MONEX internacionales (IMMC) se establecieron en Kuala Lumpur y Nueva Delhi para supervisar el invierno y los componentes más reducidos del experimento.

MONEX-1979 sufrió algunos contratiempos debido al comportamiento anormal de los monzones en ese año. Ninguna de las oleadas de frío fue intensa en el mar de China durante el MONEX de invierno. Un fuerte anticiclón se desarrolló en el mar Arábigo en el verano de 1979. El monzón del sudoeste se desvió hacia el sur antes de tocar la costa de Kerala bajo la influencia de este anticiclón y comenzó a soplar paralelo a la costa.

En consecuencia, el inicio del monzón del suroeste sobre Kerala se retrasó 12 días. Además, el mes de julio se caracterizó por varias ocurrencias de monzones débiles o de quiebre y solo hubo una depresión monzónica.

Por lo tanto, 1979 no fue un año monzónico normal y MONEX no estudió el comportamiento normal de los monzones. Pero los caprichos del monzón son proverbiales y, en una comprensión científica y analítica de los monzones, un estudio de las anomalías es quizás más importante. Es en este contexto que MONEX-1979 asume una importancia incomparable.

Teleconexiones, la Oscilación del Sur y El Niño:

Estudios recientes han revelado que parece haber un vínculo entre los eventos meteorológicos que están separados por largas distancias y grandes intervalos de tiempo. Se les llama teleconexiones meteorológicas. El que ha despertado un interés considerable entre los meteorólogos es la diferencia entre un El Niño y la Oscilación del Sur. El Niño (EN) es una corriente cálida y estrecha que aparece frente a las costas de Perú en diciembre. En español, significa El Niño Cristo porque aparece alrededor de la Navidad. En algunos años esta corriente cálida es más intensa de lo habitual.

Los fenómenos de El Niño, que influyen en el monzón indio, revelan que cuando la temperatura de la superficie aumenta en el Océano Pacífico meridional, la India recibe lluvias deficientes. Sin embargo, hubo algunos años durante los cuales no ocurrió el fenómeno de El Niño, pero la India todavía tuvo una lluvia deficiente y, a la inversa, la India recibió suficiente lluvia durante un año de El Niño.

Un estudio de los últimos cien años de los monzones indios muestra que de los 43 años de monzones deficientes, 19 se asociaron con un El Niño. Por otro lado, hubo 6 años de El Niño que también fueron años de buena lluvia monzónica. Por lo tanto, aunque hay una tendencia a que los monzones pobres se asocien con un El Niño, no existe una correspondencia uno a uno.

La Oscilación del Sur (SO) es el nombre que se le atribuye a los fenómenos curiosos del patrón de los cambios meteorológicos observados en el mar observados entre los océanos Pacífico e Índico. Este gran descubrimiento fue hecho por Sir Gilbert Walker en 1920.

Mientras trabajaba como jefe del servicio meteorológico indio, notó que cuando la presión era alta sobre el Pacífico sur ecuatorial, era baja sobre el Océano Índico sur ecuatorial y viceversa. El patrón de presiones bajas y altas sobre los océanos Índico y Pacífico da lugar a una circulación vertical a lo largo del ecuador con su extremidad ascendente sobre el área de baja presión y la extremidad descendente sobre el área de alta presión.

Esto se conoce como Circulación Walker. Se considera que la ubicación de baja presión y, por lo tanto, la extremidad ascendente sobre el Océano Índico es propicia para una buena precipitación del monzón en la India. En otras palabras, cuando hay poca presión sobre el Océano Índico en los meses de invierno, es probable que el monzón venidero sea bueno y traiga suficiente lluvia.

Su desplazamiento hacia el este desde su posición normal, como en los años de El Niño, reduce las lluvias monzónicas en la India. Debido a la estrecha asociación entre El Niño (EN) y la Oscilación del Sur (SO), los dos se denominan conjuntamente como un evento ENOS. Algunos de los predictores utilizados por Sir Gilbert Walker todavía se utilizan en el pronóstico a largo plazo de la precipitación del monzón.

La principal dificultad con la Oscilación del Sur es que su periodicidad no es fija y su período varía de dos a cinco años. Se han utilizado diferentes índices para medir la intensidad de la Oscilación del Sur, pero el más utilizado es el Índice de Oscilación del Sur (SOI).

Esta es la diferencia de presión entre Tahití (17 ° 45'S, 149 ° 30'W) en la Polinesia Francesa, que representa el Océano Pacífico y Port Darwin (12 ° 30'S, 131 ° E), en el norte de Australia que representa el Océano Índico. Los valores positivos y negativos del SOI, es decir, Tahití sin la presión de Port Darwin, apuntan hacia una buena o mala lluvia en la India (consulte la siguiente tabla)

El Departamento Meteorológico de Scientists of India (IMD) se unió a un programa de estudio internacional llamado Océanos Tropicales y Atmósfera Global (TOGA) en 1985. Este es un programa interesante y ambicioso que investiga los efectos de las teleconexiones y la variabilidad interna. Como seguimiento de TOGA, la variabilidad climática (CLIVAR) se estableció en enero de 1995 para desarrollar un sistema de pronóstico del clima operacional a nivel internacional.

Tabla 5.1

Otro programa importante es el Programa Atmosférico Medio de la India (IMAP) iniciado por el Departamento de Espacio. Este programa se ha lanzado para aumentar el esquema de predicción meteorológica existente. Se espera que esto mejore la comprensión científica de los cambios climáticos que tienen lugar en la región tropical de la India y en el área a lo largo del Trópico de Cáncer cuando descienden los vientos monzónicos.

Después de la severa sequía de 1987, se desarrollaron modelos paramétricos y de regresión de potencia para pronosticar la precipitación del monzón utilizando señales de 15 parámetros. Algunos de los parámetros son globales mientras que otros son regionales. Estos parámetros se dividen en cuatro categorías amplias, a saber. (a) temperatura, (b) presión (c) patrón del viento y (d) cubierta de nieve y se enumeran a continuación:

(a) Parámetros relacionados con la temperatura:

1. El Niño en el año actual 2. El Niño en el año anterior

3. Norte de la India (marzo) 4. Costa este de la India (marzo)

5. India central (mayo) 6. Hemisferio norte (enero y febrero)

(b) Parámetros relacionados con el viento:

7. 500 hPa (1 hectárea pascal, es igual a 1 mb) cresta (abril)

8. 50 hPa cresta a través de la cresta (enero y febrero)

9. 10 hPa (30 km) viento del oeste (enero)

(c) Anomalía de presión (SOI):

10. Tahiti-Darwin (primavera) 11. Darwin (primavera)

12. América del Sur, Argentina (abril) 13. Océano Índico ecuatorial (enero-mayo)

(d) Parámetros relacionados con la cubierta de nieve:

14. Himalaya (enero-marzo) 15. Euroasiático (diciembre anterior)

A fines de los años ochenta, se observó que cuando más del 50% de los parámetros mostraban señales favorables, la precipitación del monzón en la India era normal y cuando el 70% o más de los parámetros eran favorables, la precipitación del monzón era superior a la normal.

HN Srivastava y SS Singh sugirieron un conjunto similar de predictores para el monzón en 1994 mientras discutían técnicas de pronóstico meteorológico a largo plazo.

Un parámetro más, a saber, la anomalía de la presión de la superficie del hemisferio nororiental también se agregó más tarde, lo que hace un total de 16 parámetros. Estos 16 parámetros han sido utilizados por el IMD para desarrollar el modelo de regresión de potencia. Aunque este modelo ha pronosticado con precisión las precipitaciones en la India desde 1989, está lejos de ser un modelo elaborado e infalible.

Aún no se ha construido un modelo capaz de pronosticar la precipitación específica del área. El estudio de los datos que fluyen de MONEX, TOGA y otros experimentos continúa y nuestros meteorólogos esperan descubrir más parámetros que puedan ayudar a desarrollar mejores modelos capaces de predecir la lluvia con mayor precisión.