Resumen
Los calentamientos
súbitos estratosféricos o SSW son uno de los fenómenos más importantes de
variabilidad que presenta la atmósfera como consecuencia de un acoplamiento
entre la troposfera y la estratosfera. Dichos calentamientos son muy
importantes al alterar los patrones de circulación atmosféricos, pudiendo
generar la ocurrencia de extremos climáticos. En este TFM se estudia el
calentamiento estratosférico de febrero de 2018, que se dio con un ENSO
negativa y el cual generó una situación de NAO y AO negativas durante gran
parte de la primavera que acabó con la sequía que padecía la Península Ibérica.
Se han analizado series de temperatura y viento zonal a 10hPa para estudiar
este calentamiento, que fue el más intenso desde que hay datos y se han buscado
los posibles precursores y las consecuencias a nivel de circulación general.
Para ello hemos estudiado el flujo de calor Eddy en los días anteriores al
evento, descomponiéndolo en varias componentes de onda y se ha observado que el
calentamiento lo produjo la amplificación en la estratosfera de una onda con
k=2 precedida en semanas anteriores con bastante actividad de la onda con k=1
que pudieron precondicionar el vórtice estratosférico. Estos flujos de calor
Eddy se originan en estructuras sinópticas en la troposfera e influyen en el
desarrollo y mantenimiento de esos calentamientos, estando vinculadas las de
este SSW a la presencia de un bloqueo en el Pacífico norte junto con un
fortalecimiento de la alta siberiana y de la baja canadiense. Estudios futuros deben dilucidar la
importancia de los distintos factores que influyen en la generación, desarrollo
y consecuencias de un SSW
1. INTRODUCCIÓN
La estratosfera es la capa de la atmósfera que se
encuentra entre los 12 y los 50km de altura. Presenta un comportamiento
dinámico marcadamente estacional caracterizado por la presencia de un vórtice
muy fuerte en el invierno con vientos del oeste muy intensos en su periferia y
un debilitamiento general de dicho vórtice en los meses de verano,
invirtiéndose los vientos del oeste que pasan a ser del este (W.Waugh et al.,2017).
Además hay diferencias entre ambos hemisferios, pues el vórtice invernal del
hemisferio sur es mucho más simétrico que el del hemisferio norte. Esto se debe
a que el hemisferio norte posee mucho más terreno continental y por tanto se
pueden generar ondas que se propagan en la vertical y que distorsionan más al
vórtice, presentando más asimetría que el del hemisferio sur.
Figura 1. Media del geopotencial en
el periodo 1979-2018 en el periodo diciembre-febrero en el hemisferio norte y
junio-agosto en el hemisfero sur. Fuente: NCEP-NCAR
Este comportamiento promedio es interrumpido a veces
en los meses invernales por eventos extremos, los denominados calentamientos
súbitos estratosféricos o SSW. Durante estos calentamientos el vórtice se
debilita, y si lo hace lo suficiente, los vientos del oeste pasan a ser del
este, convirtiendo el calentamiento estratosférico en un calentamiento
estratosférico mayor (Rao et al.2018, Ayarzagüena et al.,2011,Limpasuvan et al.
2004). Para ello, los vientos zonales a 10hPa a una latitud de 60ºN deben de
ser del este (Rao et al., 2018). Si no aparecen los vientos del este pero si el
gradiente latitudinal de temperatura, el calentamiento se denomina menor. Estos
calentamientos son mucho más frecuentes en el hemisferio norte que en el sur,
donde solo se ha observado un solo evento en el año 2002. Esto se debe a que el
hemisferio sur es mucho más oceánico que el norte y las ondas planetarias no
adquieren amplitud suficiente para entrar en la estratosfera. Ante estos calentamientos,
el vórtice responde de dos maneras distintas. O bien simplemente se produce un
desplazamiento del mismo o aparece una bilocación o división del vórtice
(Charlton & Polvani 2007). Estos cambios en el vórtice polar estratosférico
tras los calentamientos pueden propagarse después a la troposfera ocasionando
cambios en la circulación general, que lleva a la ocurrencia de fenómenos
extremos como olas de frío, temporales de lluvia, etc en America del Norte o Eurasia(Butler
et al. 2015).
Los SSW los descubrió Richard Sherhag en 1952 (Butler et al. 2015) y existen varias teorías para explicar la ocurrencia de estos. La fundamental y la más antigua, pero que se sigue usando actualmente, es que se deben a la propagación de ondas desde la troposfera a la estratosfera (Matsuno,1970; Haynes (2005),Charlton & Polvani (2007),Limpasuvan et.al 2004). Estas ondas se generan por orografía o los contrastes tierra-mar y si se propagan a la estratosfera e interaccionan con el flujo medio, consiguen alterar el vórtice estratosférico, produciendo una inversión en los vientos zonales. La presencia de situaciones de bloqueo en superficie parece que puede influir en la propagación de dichas ondas, que se amplifican con la altura, desplazándose la fase de la onda hacia el oeste (Polvani et al. 2009, Limpasuvan et al.2004 y Martius et al. 2009), aunque hay otros estudios según los cuales esto no es así (Taguchi 2008 y Albers&Biner,2014). Para que haya propagación a la estratosfera es importante el estado inicial del vórtice, su geometría, lo que se denomina el precondicionamiento. Se ha demostrado que determinadas geometrías del vórtice estratosférico días antes del evento; como un desplazamiento hacia el ecuador; hacen más o menos probable que este se altere ante la llegada de ondas desde la troposfera (De la Cámara et al.,2017 y Albers&Birner,2014). Este precondicionamiento del vórtice parece que puede determinar también el tipo de alteración que puede sufrir, ya que los SSW en los que hay un desplazamiento y los de bilocación o división del vórtice, presentan morfologías distintas en los días anteriores al calentamiento (Charlton y Polvani (2007) y Bancala et al. (2012)). Los SSW que dan lugar a una bilocación del vórtice además duran más que los de desplazamiento del mismo mientras que las consecuencias de un SSW en la troposfera parece que son insensibles al tipo de evento que se dé (Charlton & Polvani, 2005). Otra teoría que justifica el origen de los SSW es el fenómeno de la resonancia de ondas no lineal y que explicaría la amplificación explosiva de la amplitud de onda en la estratosfera (Albers&Birner,2014). Según esta teoría, el forzamiento troposférico inyectaría una cantidad de actividad de onda y es el estado que presenta la estratosfera en ese momento el que determina si se produce un SSW. Todo esto son los forzamientos internos, pero también los hay externos como la QBO (oscilación cuasi-bienal), el ENSO (el Niño-Oscilación del Sur) o la actividad solar. Y es que se ha visto que muchos de los calentamientos estratosféricos se dan con fase este de la QBO (Oscilación Cuasi-Bienal) y en periodos de ENSO positiva o Niño, además de una fase de actividad solar baja, aunque parece que si hay una fuerte actividad de onda en la troposfera se puede dar un SSW en cualquier momento (Ayarzagüena et al.,2011) si bien parece que las distintas fases del ENSO influyen en el tipo de bloqueo troposférico que puede aparecer de cara a la propagación de ondas hacia la estratosfera (Barriopedro & Calvo 20011).
En este trabajo se
estudiará el calentamiento súbito estratosférico de febrero de 2018 y en
particular los mecanismos que lo originaron, prestando atención a la actividad
de onda a través de las anomalías de v’T’ para varias componentes del número de
onda, examinando cuál de ellas dio lugar al calentamiento y si pudo influir la
actividad de onda presente antes del mismo pues hay calentamientos originados
por la actividad de onda con k=1 y otros asociados a la onda con k=2 como el
1979 o 2009. Se ha estudiado además que los calentamientos de división los
activan ondas preferentemente con k=2 con ENSO negativa, mientras que con ENSO
positiva lo hacen con ondas con k=1 (Barriopedro & Calvo 2011). Se
caracterizará dicho calentamiento estudiando la evolución de las temperaturas y
el viento zonal en la estratosfera antes y después de dicho calentamiento y se
observará la situación previa en la troposfera para ver si aparecen
configuraciones que puedan ser fuente de ondas. Se examinará el estado inicial
del vórtice estratosférico, así como su evolución, para después analizar el flujo
de calor meridional durante el precalentamiento y relacionarlo con estructuras
sinópticas troposféricas. Buscaremos si dicho calentamiento se debió a una
potente actividad de onda en los días precedentes y su propagación desde la
troposfera a la estratosfera, o si por el contrario el calentamiento fue debido
a otras causas, como pudiera ser un fenómeno de resonancia de ondas apareciendo
a la vez en todos los niveles. Es importante poder dilucidar si es la amplificación
de ondas a la estratosfera la que genera el calentamiento estratosférico o si
estas lo que hacen es precondicionar el vórtice, de tal manera que hay un
momento en que este se da la resonancia de ondas ante cualquier perturbación que
le llegue de la troposfera, produciéndose el evento.
El calentamiento
estratosférico de 2018 es muy llamativo porque es el más potente que se ha registrado
desde que se tienen datos y además se desarrolló en un entorno de ENSO negativa.
En este calentamiento se produjo una bilocación del vórtice polar
estratosférico, desencadenando un cambio en la circulación atmosférica sobre
Europa que trajo un patrón de NAO (North Atlantic Oscillation) y AO (Artic Oscillation) negativas con un periodo
de lluvias continuado durante el mes de marzo y que acabó de forma abrupta con
la profunda sequía que atravesaba la Península Ibérica (Ayarzagüena et al.
2018). No hay muchos estudios sobre este calentamiento, por lo que se intentará
dilucidar a través de lo comentado anteriormente, buscar cual fue el origen del
mismo y ver qué teoría casa más con el desencadenante del evento, comparándolo
también con otros calentamientos estudiados como el de 2009 o 1979.
2. DATOS Y METODOLOGÍA
Para realizar este
trabajo se han utilizado datos diarios del reanálisis NCEP/NCAR con una
resolución horizontal de 2,5º x 2,5º y una resolución vertical desde los 1000 a
los 10hPa de las siguientes variables para el periodo de tiempo 1979-2018:
-Altura geopotencial, que
es la altura a la que tenemos que ascender para tener un determinado nivel de
presión.
-Flujo meridional de
calor, también llamado transporte Eddy meridional de calor.
Recordamos para ello que
la anomalía de una variable es la diferencia entre su valor y la climatología,
siendo esta la media de la variable descrita durante un periodo de tiempo.
Anom
X= X-XMEDIA
Respecto a las anomalías
estandarizadas, se definen como las anomalías (en este caso diarias) divididas
por la desviación estándar:
Se ha estudiado el
flujo de calor Eddy a través del estudio de datos diarios de v’T’ promediado entre
los 45-75ºN para todas las componentes de ondas y las ondas con k=1 y k=2, así
como sus anomalías y anomalías estandarizadas.
Lo primero que hemos
hecho es caracterizar el estado del vórtice polar estratosférico en el invierno
de 2017-2018, definiendo este como el periodo de tiempo desde el 1 de noviembre
al 31 de marzo. Para ello se ha representado la velocidad media diaria del
viento zonal a 60ºN y la temperatura media a 10hPa entre los 70 y 90ºN y se ha
comparado con la climatología. Veremos también los cambios que sufre el vórtice
antes y después del evento.
De cara a ver la
posible propagación de las ondas desde la troposfera a la estratosfera, hemos
representado las anomalías estandarizadas de v’T’ para todas las componentes de ondas desde el 1
de diciembre al 28 de febrero, así como las de la onda con k= 1 y k=2. Esto
permitirá ver cuál es la influencia de las ondas en la ocurrencia de este
calentamiento estratosférico e intentaremos dilucidar si actuaron a la vez y en
qué medida y sobre todo si el calentamiento se produjo por una onda que se
propagó desde la troposfera a la estratosfera o si fue por resonancia de ondas
dentro de la misma. Se localizará el posible origen de dichos pulsos de calor
analizando anomalías de v’T’ para 500, 200hPa y 10hPa. Hay que recordar que v’
y T’ son las desviaciones del viento zonal y de la temperatura,
respectivamente.
Calcularemos después la
desviación del geopotencial a 60ºN para los periodos de tiempo en los que
creamos que ha habido una propagación de onda hacia la estratosfera. La
desviación del geopotencial es la media para todas las longitudes del
geopotencial menos el valor de la climatología. Veremos si aparece la
propagación hacia el oeste característica.
Después, para
identificar posibles estructuras sinópticas de las que pueden provenir esos
flujos de calor hemos calculado medias del geopotencial a 500 y 200hPa así como
las anomalías en intervalos de 5 días para los 30 días antes de la inversión
del viento zonal, que se produjo el 12 de febrero,
3. RESULTADOS Y
DISCUSIÓN.
Como comentamos en el
apartado anterior, lo primero que hemos hecho es caracterizar el evento a
estudiar. Para ello hemos representado en la figura 2 la evolución de la
temperatura en el nivel de los 10hPa y también la climatología de la misma. Se
puede observar como la temperatura se mantiene por debajo de la media
climatológica hasta mediados del mes de enero, aunque con oscilaciones. A
partir de ese momento se inicia un calentamiento irregular, con altibajos, que
alcanza su máximo en la segunda semana de febrero, siendo en sus últimos días
muy pronunciado, de más de 20K, que es cuando se supera la media climatológica.
Hasta el inicio del mes de marzo no se recuperarían las temperaturas medias
normales para la época.
En
la figura 3 vemos ahora la evolución del viento zonal en el nivel de 10hPa a
una latitud de 60ºN y la climatología del mismo. Podemos ver como el
comportamiento es algo irregular hasta el mes de febrero. Y es que se observa
una desaceleración a mediados de diciembre para volver a acelerar a finales de
este mes hasta superar la media climatológica. Desde ese momento hasta finales
de marzo el viento zonal realiza varias oscilaciones para desplomarse y tomar
valores negativos (vientos del este) al comienzo del mes de febrero, unos
valores muy por debajo de la climatología.
El día 12 de febrero es cuando se invierten los vientos zonales, pasando
de ser del oeste a ser del este, lo que convierte al calentamiento
estratosférico en uno denominado ‘mayor’. El desplome de la velocidad del
viento zonal es muy importante, pasando de 30m/s a -20m/s en muy pocas jornadas. Esto nos
está mostrando como se pasa de un vórtice más fuerte de lo normal a un vórtice
muy debilitado.
Figura 3. Viento zonal en el nivel
de los 10hPa a 60ºN entre el 1 de noviembre de 2017 y el 31 de marzo de 2018 y
climatología del mismo. Los valores positivos indican vientos del oeste y los
negativos vientos del este.
Ahora
vamos a mostrar en la figura 4 ambas variables, el viento zonal y la
temperatura. De esta manera veremos que están relacionadas, observándose que
cuando se produce un calentamiento, los vientos zonales se debilitan. Al
contrario, cuando se produce un enfriamiento, los vientos zonales se refuerzan
y es que ambas variables están relacionadas por el balance del viento térmico
Es interesante observar, que antes del gran calentamiento que consigue invertir
los vientos zonales, aparecen esos más pequeños que si bien no consiguen
invertir el vórtice, si lo estresan, debilitándolo. Estos pequeños
calentamientos son importantes como veremos después, pues precondicionan el
vórtice antes de que se produzca el evento. La evolución mostrada en las
figuras 2,3 y 4 coinciden con las observaciones de Rao et.al de 2018.
Ahora que hemos
caracterizado el SSW observando la evolución de la temperatura y viento zonal a
10hPa, lo que haremos es ver el estado en el que se encontraba el vórtice antes
de que se diera el calentamiento del mes de febrero. Para ello en la figura 5
hemos representado mapas de la altura geopotencial a 10hPa durante el mes
anterior a la fecha de la inversión de los vientos zonales, en promedios de
cinco días.
Figura 5: Evolución de la altura geopotencial
(en metros) a 10hPa, en promedios de cinco días, el mes anterior al momento de
inversión del viento zonal en la estratosfera.
Se puede observar entre
el 13 de enero y 2 de febrero al vórtice polar estratosférico elongado hacia el
ecuador, una configuración que casa con la climatología como veremos. Ya en el
mapa del 7-11 de febrero, vemos como el vórtice se deforma bastante, y está a
punto de dividirse en dos, siendo la parte que se quiere aislar en Norteamérica
más potente. A su vez, aparece una zona de geopotenciales altos que antes no
estaba en el norte de Europa, que se suma a la del norte del Pacífico. Estamos
en la etapa previa a la bilocación del vórtice.
Para poder comparar el
estado del vórtice antes del evento con lo que ocurre tras el mismo, hemos
representado en la figura 6 las anomalías del geopotencial a 10hPa. Como se puede ver, del 13 de enero al 1 de
febrero las anomalías negativas están situadas desde el norte de Asia hasta
Norteamérica, desplazadas sobre todo hacia esta última zona, lo cual nos está
diciendo que el vórtice está elongado hacia esa zona y más fuerte de lo normal,
algo que se puede ver en la figura 3, con vientos del oeste en esas fechas más
fuertes que la media climatológica. A partir del 2 de febrero las anomalías
negativas se desplazan aun más hacia Norteamérica, que es hacia donde se
desplaza el sector del vórtice más fuerte cuando empieza la división del mismo,
mientras que en el Ártico, que es por donde el vórtice se quiere partir,
aparecen anomalías positivas ya a partir del 7 de febrero, que es cuando los
vientos del oeste se debilitan mucho (como se ve de nuevo en la figura 3) y las
temperaturas aumentan (figura 2).
Figura 6: Evolución de las
anomalías de la altura geopotencial (en metros) a 10hPa, en promedios de cinco
días, el mes anterior al momento de inversión del viento zonal en la
estratosfera.
Ya hemos comentado que el
día 12 de febrero es cuando aparecen vientos zonales negativos, o sea del este,
en los 60ºN. A partir de este momento veremos el estado del vórtice tras el
calentamiento. En la figura 7 se muestra la altura geopotencial en el nivel de
10hPa el mes después a la inversión de los vientos zonales, en intervalos de
cinco días.
Figura 7: Evolución de la altura
geopotencial (en metros) a 10hPa, en promedios de cinco días, el mes posterior
al momento de inversión del viento zonal en la estratosfera.
Se puede ver que en los
días posteriores a la inversión de los vientos zonales, la parte del vórtice
que se aísla en Eurasia pierde intensidad y prácticamente desaparece, quedando
solo el que se había desplazado a Norteamérica. Toda la zona del Ártico se mantiene
con geopotenciales altos hasta finales de febrero, después estos se van
desplazando hacia el norte de Europa mientras que el vórtice de Norteamérica va
moviéndose hacia el oeste. Finalmente, a comienzos del mes de marzo, los
geopotenciales altos del Ártico se van debilitando y el vórtice recupera su
presencia en latitudes altas aunque desplazado hacia la zona del norte de
Asia. Recordemos que la diferencia de altura
geopotencial es proporcional a la temperatura por lo que estos mapas también
nos muestran las zonas frías y cálidas en la estratosfera. Podemos observar
como esos geopotenciales altos que representan al calentamiento se mantienen
hasta inicios del mes de marzo, algo que ya se vio en la evolución de la
temperatura a 10hPa en la figura 2.
De nuevo, e igual que se
ha hecho para el mes posterior a la inversión del viento zonal, en la figura 8
se muestran las anomalías de la altura geopotencial a 10hPa en promedios de
cinco días para el mes posterior.
Figura 8: Evolución de las anomalías
de la altura geopotencial (en metros) a 10hPa, en promedios de cinco días, el
mes posterior al momento de inversión del viento zonal en la estratosfera.
Se puede observar que los diez primeros días tras la
inversión de los vientos zonales aparece un dipolo de anomalías del
geopotencial bien claro, apareciendo las positivas en torno al Ártico y las
negativas hacia Norteamérica, que es donde se mantiene uno de los vórtices que
se ha generado tras la bilocación. La anomalía positiva del Ártico continúa
hasta bien entrado el mes de marzo, si bien se va debilitando, mientras que la
negativa va desapareciendo. Lo que interpretamos es que el vórtice, tras la
bilocación del mismo, intenta rehacerse, pero no recupera su situación inicial,
pasando más de veinte días hasta que el calentamiento se va disipando. Eso se
vio muy bien en la figura 2.
Ahora ya hemos caracterizado el calentamiento, que duró
más de veinte días y el cual produjo una bilocación del vórtice polar
estratosférico, que no volvió a recuperar su situación inicial, el cual se
caracterizaba por un vórtice algo más fuerte de lo normal ¿Pero qué originó ese
calentamiento? Ya se ha comentado que la intensificación de ondas forzadas
desde la troposfera es uno de los mecanismos que puede originar la ocurrencia
de un SSW. Para localizar esas posibles ondas se ha estudiado el flujo
meridional de calor en las semanas precedentes al evento. Este flujo meridional
de calor se analizará estudiando v’T’, que se puede descomponer mediante
análisis de Fourier en varios términos. En nuestro caso estudiamos el total y
el de las ondas con k=1 y k=2, que son las que pueden entrar en la estratosfera
(Andrews et.al 1987)
Analizaremos el instante temporal en el que aparecen
las anomalías de v’T’ y su origen, si parten desde abajo, desde la troposfera,
y se propagan hacia la estratosfera o si aparecen a la vez en la troposfera y
la estratosfera.
La figura 9 muestra las anomalías estandarizadas para
todas las componentes de onda de v’T’, las de k=1 y k=2 desde el 1 de diciembre
al 28 de febrero y desde la superficie al nivel de 10hPa. Se ha elegido las
anomalías estandarizadas en vez de las anomalías brutas porque con las
estandarizadas vemos cuánto se alejan los valores de una variable, en unidades
de la desviación estándar, respecto de la media. Por tanto vemos lo inusual del
valor.
Figura 9: De arriba a abajo
anomalías estandarizadas para a) todas las componentes de onda de v’T’, b) para
k=1 y c) para k=2 desde el 1 de diciembre de 2017 al 28 de febrero de 2018. Los
contornos son de 0,5σ.
Podemos ver anomalías
estandarizadas importantes, asociadas a ese pulso de inicio del año, en la
estratosfera, y con cierta señal también en la troposfera, aunque de mucha
menor importancia. En este caso si parece que hay cierta inclinación hacia la
derecha, es decir, hay propagación desde la troposfera.
Respecto a todas las
componentes de onda podemos ver en a) esa gran anomalía estandarizada positiva
hacia el 8-10 de febrero, con valores de hasta 5σ. En estos días es cuando se
produce el calentamiento estratosférico y si nos fijamos las anomalías están en
la zona más alta de la troposfera y sobre todo en la estratosfera, por lo que
no parece en principio que el pulso de onda venga desde abajo, así que la
teoría de la resonancia de ondas como generadora de lo SSW podría aplicarse
aquí. Llama la atención que respecto a la onda con k=1, lo que hay son
anomalías negativas en la troposfera, lo que casa con el estudio de Ayarzagüena
et.al (2018) de este SSW. Antes de esta
gran zona de anomalías estandarizadas con valores muy altos al inicio de
febrero, podemos ver otras muy interesantes, porque aunque son de mucha menor
magnitud, parece que parten de la troposfera y están inclinadas hacia la
derecha, es decir, se propagan con el tiempo hacia arriba: son las de mediados
de diciembre, comienzo de enero, otra a mediados de enero y otra hacia el 25 de
enero.
Si nos fijamos ahora en
b) que muestra las anomalías estandarizadas de v’T’ para la onda con k=1, vemos
como están mucho más claros esos pulsos de calor menores que se dan antes del
SSW: el de mediados de diciembre, el de mediados de enero y el que hay hacia el
25 de enero. Todos ellos parten de la troposfera y con el paso de los días se
van desplazando hacia la estratosfera, pues están inclinados hacia la derecha.
Los de mediados de diciembre y mediados de enero tienen sus máximas anomalías
estandarizadas debajo de la tropopausa, mientras que el de finales de enero lo
tiene en la estratosfera. Estos pulsos están asociados a los pequeños
calentamientos que vimos en la figura 2, y que si bien no consiguen revertir el
vórtice, si consiguen debilitar los vientos zonales, como se vio en la figura
3. Es curioso cómo en los días en los que se da el SSW, la onda 1 no da
prácticamente señal. Esto nos indica que los pulsos de onda asociados a k=1 no
fueron los que generaron el SSW sino que fue la onda con k=2 como veremos a
continuación, lo que coincide con el resultado de Rao et al. (2018).
Respecto a las anomalías
estandarizadas de v’T’ para k=2 y que se muestran en c), se puede ver esa gran
zona de anomalías estandarizadas en la estratosfera en el comienzo del mes de
febrero asociado al SSW. En este caso parece que si hay anomalías positivas en
la troposfera, pero se dan prácticamente a la vez que las grandes anomalías que
tiene por encima por lo que no se puede hablar de propagación en principio. También
vemos anomalías estandarizadas importante en la estratosfera a comienzos de
enero y otras más débiles y más bajas en altura hacia mediados de mes. El
comportamiento es distinto al SSW de 1979 (McIntyre 1982), en el que se produjo
un pulso de onda con k=2, luego uno con k=1 y después el pulso final con k=2
que dio lugar al calentamiento. En este caso antes de la actividad de onda con
k=2 que origina el calentamiento, tenemos dos pulsos de onda con k=1.
Así pues, nos encontramos
tres pulsos de onda asociados a la onda con k=1 antes del SSW (16-22 diciembre;
13-18 enero; 22-29 enero), todos con inclinación hacia la derecha, es decir,
con propagación hacia la estratosfera, pero con intensificación de los mismos a
diferentes alturas. Ninguno de estos consigue invertir los vientos zonales pero
si consiguen estresar al vórtice, que pierde intensidad. Y luego tenemos tres
pulsos de onda asociados a la onda con k=2 (1-7 enero;14-17 enero y 7-11
febrero aproximadamente), siendo el más importante el tercero, que coincide con
el SSW y que es muy intenso en la estratosfera. Por tanto, tenemos que antes
del SSW hay bastante actividad de la onda con k=1 y poca actividad de la onda
con k=2, pero es esta última la que consigue invertir el vórtice al igual que
en los calentamientos de 1979 y 2009 estudiados por McIntyre y Ararzagüena
respectivamente. Nuestra interpretación es que la onda con k=1 se encarga de
estresar al vórtice, precondicionándolo, de tal manera que cuando aparece
actividad de onda con k=2 en febrero, el vórtice se encuentra en un estado tal
que se produce instantáneamente una amplificación muy importante de la onda y
que provoca una ruptura del vórtice polar estratosférico. Este comportamiento
de las ondas con k=1 y k=2 casa con la teoría de los SSW de división del
vórtice de Charlton & Polvani (2007),
que es el que se dio en este caso, si bien esa cierta actividad para la onda
con k=2 unos diez días antes de la inversión del viento zonal no es tan clara
en este caso. Sin embargo no se puede concluir que siempre sea así, pues en
2010 se produjo otro SSW con división del vórtice y lo provocó la actividad de
onda con k=1 (Ayarzagüena et al. 2011). Resaltar también que este calentamiento
que estamos estudiando, originado por un pulso de onda con k=2, se dio con un
ENSO negativo, lo que concuerda con el estudio de Barriopedro & Calvo, pues
el de 2009 fue también con ENSO negativo.
En este SSW de febrero de
2018 el calentamiento en sí parece que lo provoca un fenómeno de resonancia de
ondas pero con excitación del vórtice anteriormente mediante pequeños pulsos de
onda con k=1, sin los cuales quizás el calentamiento no se hubiera dado.
Ahora que hemos visto que
la onda con k=1 parece precondicionar el vórtice y que la onda con k=2 es el
que se amplifica generando el SSW, vamos a ver de dónde pueden venir esos
pulsos del flujo meridional de calor. Para ello se ha representado en la figura
10 las anomalías de v’T’ en el nivel de 500hPa para los días en los que las
ondas con k=1 y k=2 presentan anomalías estandarizadas positivas. Se han puesto
los tres eventos asociados a la onda con k=1 arriba y los tres eventos
asociados a la onda con k=2 abajo.
Veremos lo que ocurre a
varios niveles, no solo a 500hPa, puesto que las anomalías estandarizadas de
v’T’ cambian su magnitud con la altura y también su localización en el tiempo,
ya que si hay propagación a la estratosfera van apareciendo después en el
tiempo según ascienden. Hay que tener en cuenta que algunos de los pulsos
pueden dar señales muy débiles en niveles bajos como el de 500hPa.
Empezaremos analizando
las anomalías de v’T’ a 500hPa, que se muestran en la figura 10.
Figura 10: Evolución de las
anomalías de v’T’ (en K.m/s) a 500hPa, arriba para los tres pulsos asociados a
la onda con k=1 y abajo para los tres pulsos asociados a la onda con k=2.
El
primer evento para la onda con k=1 y que se da a mediados de diciembre lleva
asociado anomalías de v’T’ positivas en la zona de Siberia, el segundo evento,
que se da en el nivel de 500hPa entre el 10 y el 13 de enero, vemos que
aparecen anomalías positivas de v’T’ en Groenlandia y menos importantes en el
norte de Canadá y de Rusia, mostrando un patrón de onda con k=3. El tercer
evento, que va del 23 al 25 de enero en el nivel de 500hPa, las anomalías
positivas de v’T’ más importantes aparecen de nuevo en Siberia. Por tanto
encontramos que de los tres eventos de onda con k=1, en dos de ellos las
anomalías de v’T’ parten de Siberia.
Respecto
a los eventos con k=2, el primero da una señal muy débil de anomalías de v’T’,
presentando estas un patron de k=4. El segundo pulso, que va del 13 al 15 de
enero en este nivel de 500hPa muestra las anomalías positivas de v’T’ más
importantes en el norte de Europa, si bien aparecen otras que dan una
estructura de onda con k=4. El último evento, del 9 al 11 de febrero muestra
anomalías positiva s de v’T’en el este de Rusia, Alaska y el interior de Canadá
con un patrón de onda de k=3.
Es
decir, tenemos varias zonas posibles de emisión de esas ondas o pulsos de onda:
Siberia, norte de Europa y Canadá.
Si
hacemos lo mismo pero para el nivel de 200hPa obtenemos la figura 11, que se
muestra a continuación.
Figura 11: Evolución de las
anomalías de v’T’ (en K.m/s) a 200hPa, arriba para los tres pulsos asociados a
la onda con k=1 y abajo para los tres pulsos asociados a la onda con k=2.
Analizando
primero los eventos de onda con k=1 del 19 al 22 de diciembre aparecen
anomalías positivas de v’T’ en la zona de Siberia y las Aleutianas con un
patrón de onda de k=2. En el segundo evento del 14 al 18 de enero aparecen
potentes anomalías positivas de nuevo en la zona de las Aleutianas y otra en el
norte de Rusia, con un patrón de onda de k=2. En el tercer evento, la anomalía
positiva más importante se da al noreste de Siberia.
Respecto
a los eventos con k=2, podemos ver como en el de comienzos de año la señal es
baja, apareciendo un patrón de onda con k=2 con anomalías positivas de v’T’ en
el interior de Asia y en Alaska. Respecto al segundo evento, vemos como se dan
anomalías positivas de v’T’ en las Aleutianas y el norte de Rusia. Nótese que
en estas fechas coinciden un evento con k=1 y otro con k=2. Respecto al tercer
evento, el que parece da lugar al SSW, vemos como aparecen anomalías de v’T’
positivas muy importantes al noroeste de Norteamérica y en las Aleutianas.
Nótese que las fechas de los eventos no son iguales respecto a la figura 10,
pues se desplazan hacia arriba con el tiempo.
Por
último se muestra en la figura 12 lo mismo que en las dos anteriores pero para
el nivel de 10hPa.
Se puede
ver como para los eventos de onda con k=1, las anomalías positivas de v’T’ dan
un máximo en la zona de las Aleutianas para el primer evento, en el noreste de
Asia para el segundo evento y al noreste de Asia e interior de Norteamérica en
el tercer evento.
En el
caso de los eventos de onda con k=2, se puede ver como en el primero las
mayores anomalías están en el norte de Asia, en el segundo al norte de Asia y
en Norteamérica y en el tercero (el que da lugar al SSW) en el norte de Europa
y en Siberia.
Figura 12: Evolución de las
anomalías de v’T’ (en K.m/s) a 10hPa, arriba para los tres pulsos asociados a
la onda con k=1 y abajo para los tres pulsos asociados a la onda con k=2.
Así
pues, los eventos de la onda con k=1, las anomalías de v’T’ parece que parten sobre todo desde Rusia y
particularmente el entorno de Siberia y el onda con k=2 proviene parece de la
zona de Alaska y el interior de Norteamérica, norte de Europa y de Rusia.
Otra
forma de ver de dónde pueden venir esas anomalías de v’T’ es analizar la
desviación del geopotencial respecto a la media zonal, y lo vamos a hacer para
los distintos episodios de las ondas con k=1 y k=2.Para
ello, se ha representado en la figura 13 la desviación del geopotencial a 60ºN
en función de la longitud y la altura para los tres pulsos de la onda con k=1 y
en la figura 14 para los dos de la onda con k=2 (no hay tres porque el de
mediados de enero coincide con uno de k=1)
Respecto a los pulsos de
onda con k=1, vemos en la figura 13 que tienen en común que forman tienen una
estructura con desviaciones de geopotencial positivas y otra con anomalías de
geopotencial negativas, es decir, una estructura de onda con k=1, que es la que
estamos estudiando.
En el caso a), se observa
como hay una clara desviación hacia el oeste de las desviaciones del
geopotencial negativas y no tan clara en las positivas, intensificándose con la
altura. En el caso b) y c) tienen en común que la posición de las desviaciones
positivas y negativas son las mismas, estando las negativas en torno a los
100-150ºW y las positivas en torno a los 0-50ºE. Es decir, parece que dos de
los pulsos de onda que se observan en las anomalías estandarizadas de la onda
con k=1, tienen el mismo origen geográfico, el interior de Rusia. Para el
primero, parece que su origen es un poco más hacia el este. La desviación hacia
el oeste con la altura se ve muy bien en el segundo pulso analizado y algo menos
claro (sobre todo para las desviaciones positivas), en el tercero, y se
intensifican también con la altura. Esta desviación hacia el oeste y su
intensificación con la altura coinciden con lo que hablan Polvani et al. en su
artículo de 2009.
Figura
13: De arriba abajo, desviación del geopotencial (en metros), para los tres
pulsos de la onda con k=1
Ahora vamos a analizar en la figura 14 lo que pasa con
los pulsos de calor asociados a la onda con k=2, y que son dos.
En ese caso se puede observar en ambas figuras dos
zonas con desviaciones de geopotencial negativas y dos con desviaciones de
geopotencial positivas, algo normal pues estamos analizando el pulso de la onda
con k=2. Lo que tienen en común los dos pulsos analizados es que las
estructuras que aparecen están claramente desplazadas hacia el oeste y se
intensifican con la altura, siendo más importantes las desviaciones que
aparecen las asociadas al pulso de inicios de febrero. Lo que no tienen en
común es la posición, pues en el primero las desviaciones negativas están en
torno a los 50W y 125E y las negativas en 150W y 50 E, mientras que en el pulso
de febrero las negativas están en 100 W y 100 E y las positivas en 0 y 150 W.
Hay que tener en cuenta que en la troposfera, las
desviaciones del geopotencial tienen una menor magnitud que en la estratosfera,
pero sabemos que se propagan hacia el oeste con la altura (Polvani et al.
2007).
Figura 14. De arriba abajo,
desviación del geopotencial (en metros), para los dos pulsos de la onda con
k=2.
Ahora que hemos localizado de dónde vienen los pulsos
que aparecen para las ondas con k=1 y k=2, vamos a ver que estructuras
sinópticas tienen asociadas en dichos periodos de tiempo para poder compararlo
con lo que se dice en otros estudios. Para ello utilizaremos la figura 15, que
muestra mapas de las anomalías del geopotencial a 500hPa el mes antes al SSW en
promedios de 5 días.
Figura 15: Evolución de las
anomalías de la altura geopotencial (en metros) a 500hPa, en promedios de cinco
días, el mes anterior al momento de inversión del viento zonal en la
estratosfera.
Se puede observar como en casi todo el mes anterior al
SSW aparecen anomalías de geopotencial positivas en el nivel de 500hPa en la
zona de Alaska-Aleutianas y también en el centro-oeste de Rusia mientras que
las negativas se dan sobre todo al norte de Norteamérica y el este de Asía.
Esto nos señala varios centros de acción como fuente de esas anomalías y por
tanto de esos pulsos de onda con k=1 y k=2: la alta del Pacífico en forma de un
potente bloqueo en el norte de este océano y la siberiana, así como la baja
canadiense. Estas tres estructura sinópticas serían las que generarían los
pulsos de onda examinados anteriormente, lo cual casa con lo que dicen otros
estudios como el de Rao et al. de 2018 o como el de Martius et al. de 2009 en
el que se señala que en los eventos de división del vórtice aparece bloqueo en
el Pacífico pero contradiría los de Taguchi (2008) y Albers&Biners de 2014,
según el cual no se dan bloqueos en la mayoría de los SSW.
Podemos analizar los
mismos mapas en otro nivel, el de 200hPa, que aparece en la figura 16 y se verá
que como es un nivel a mayor altitud, los valores de las anomalías casan más
con las desviaciones de geopotencial, pues al estar más cerca de la
estratosfera la señal aumenta.
Figura 16: Evolución de las
anomalías de la altura geopotencial (en metros) a 200hPa, en promedios de cinco
días, el mes anterior al momento de inversión del viento zonal en la
estratosfera.
Las estructuras asociadas a las
anomalías de geopotencial son casi calcadas a las del nivel de 500hPa, pero si
vemos en la figura 16 dichas anomalías para ese nivel, podemos observar como
destacan antes del calentamiento:
Las anomalías negativas en el
interior de Norteamérica y sureste de
Rusia días antes de que se dé el SSW y positivas en la zona de Alaska y el
interior de Rusia en un patrón de k=2 (28 de enero al 6 de febrero), que es el
que nos salía en esos días en las desviación del geopotencial. De nuevo vamos a
los mismos actores que en los mapas de 500hPa y los de la figuras 10 y 11, que
son la baja Canadiense y la alta de Siberia así como la del Pacífico.
Si nos vamos a los demás días de enero,
las anomalías se distribuyen en un patrón de k=2 también, pero con dichas
anomalías movidas hacia el oeste, algo que se ve en la figura 13 frente a la 14,
donde las desviaciones del geopotencial de mediados de enero frente a las de
primero de febrero cambian.
Por tanto hemos investigado de donde
salen esos pulsos de onda , y los hemos relacionado con estructuras sinópticas
que casan con lo que dicen otros estudios (Polvani et al. 2007, Martius et al.
2009; Ayarzagüena et al. 2011 y Barriopedro& Calvo 2011) y según los cuales
se confirma la importancia del bloqueo del norte del Pacífico, de la alta de
Siberia y de la baja Canadiense como origen de esos pulsos de onda.
4.
CONCLUSIONES.
En este
trabajo hemos utilizado datos del reanálisis del NCEP-NCAR con el fin de
estudiar el calentamiento estratosférico de febrero de 2018 y en particular el
origen del mismo siendo las conclusiones más importantes las siguientes:
-El
calentamiento súbito estratosférico de febrero de 2018 cumple con los
estándares de cualquier evento de este tipo, con un vórtice polar
estratosférico que en este caso se rompe, con un calentamiento brusco de más de
20K en muy pocas jornadas y la inversión de los vientos zonales que alcanzan en
este evento valores negativos record.
-El
calentamiento viene precedido de varios precalentamientos,que aunque no
consiguen invertir el vórtice, si lo debilitan y precondicionan de cara a
futuros pulsos de onda.
-
Analizando el flujo de calor Eddy a través de las anomalías de v’T’, se observa
que no hay apenas actividad de la onda con k=2 antes del gran calentamiento de
febrero pero si varios pulsos de la onda con k=1 y que coinciden con los
precalentamientos que se observan en la evolución de la temperatura a 10hPa y
que debilitan los vientos zonales estratosféricos.
-Estos
flujos de calor de la onda con k=1 parece que se encargan de estresar al
vórtice y están asociados sinópticamente a un reforzamiento de la alta de
Siberia, asi como un bloqueo en la zona de Alaska, además del reforzamiento de
la baja canadiense. Se propagan hacia la estratosfera y hacia el oeste y se
refuerzan amplifican con la altura.
-El gran
calentamiento de febrero lleva asociado cierta actividad de la onda con k=2 en
la troposfera, amplificándose la señal casi instantáneamente con la altura y
consiguiendo la ruptura del vórtice polar estratosférico y la inversión de los
vientos zonales. El pulso en la troposfera parece que vino del bloqueo en el
Pacífico este y del reforzamiento de la baja canadiense.
- La
resonancia de ondas explicaría esta instantánea amplificación de la onda que
sale de la troposfera. Da la sensación de que el vórtice estaba ya de tal
manera que en cuanto le llegara una perturbación externa, iba a debilitarse
rápidamente que es lo que ocurrió. Este precondicionamiento del vórtice sería
probablemente gracias a los pulsos de días y semanas anteriores de la onda con
k=1. Por tanto, podemos estar ante un calentamiento con mecanismos de
generación híbridos, algo que no coincide con estudios como el de
Albers&Biner que dice que o actua un fenómeno u otro.
- Parece
claro que el papel de las ondas generadas en la troposfera es vital en la
generación de un calentamiento súbito estratosférico, ya sea estresando al
vórtice y preacondicionándolo de cara a posteriores flujos de calor Eddy que le
lleguen o ya sea como mecanismo de amplificación de ondas en la estratosfera. Lo
que no parece tan claro es cual es el protagonismo de los pulsos de onda con
k=1 o k=2, ya que ambos son capaces de generar calentamientos estratosféricos
que provocan una bilocación del vórtice estratosférico. En nuestro caso el
protagonista es el pulso de onda con k=2, algo que ocurrió también en 1979 o
2009, pero no en otros como el de 2010.
Aun y
así, habría que seguir estudiando y ver en cada calentamiento por separado cual
es el papel de los flujos de calor de las ondas con k=1 y k=2, algo que ya se
ha hecho para el de 2009 y 2010 (Ayarzagüena et al. 2011) observándose que la
actividad de onda era distinta en uno y otro en el momento de generación del
SSW y en las semanas precedentes,pero habría que verlo para todos para poder
aglutinar resultados. En nuestro caso cabe resaltar que el calentamiento que se
ha estudiado coincide con un fenómeno de ENSO negativa o Niña, mínimo de
actividad solar y QBO en la fase este, es decir, salvo por el ENSO, había
condiciones favorables para la ocurrencia de un SSW, un fenómeno que no ocurría
desde 2014.
Sería
interesante también, teniendo en cuenta otros forzamientos externos, ver si la
actividad de la onda con k=1 o k=2 se da aleatoriamiente o si varía en función
de dichos forzamientos externos. En nuestro caso,con ENSO negativa, tenemos
bastante actividad de la onda con k=1 antes del calentamiento pero el pulso que
amplifica la señal y da lugar a la ruptura del vórtice se da con una onda de
k=2 y la presencia de bloqueo en la zona del Pacífico norte, lo que concuerda
con el estudio de Barriopedro & Calvo (2014) y Martius & Polvani (2009)
sobre los SSW.
Lo que
si parece confirmado es el protagonismo de la alta siberiana, así como del
bloqueo en el oeste de Norteameríca y el reforzamiento de la baja canadiense,
como emisores de esos pulsos de onda, todos actores muy importantes en la
circulación atmosférica de invierno en el hemisferio norte. En este caso la
teoría de que los bloqueos son condición necesaria, pero no suficiente, de
Martius &Polvani, parece que se cumple. Esto no casa con otros trabajos
como el de Taguchi o Albers & Birner, si bien es verdad que en el caso de
Taguchi, estudió dichos bloqueos en el nivel de 500hPa, cuando se ven mejor en
niveles superiores.
Una vez
conozcamos bien la generación de estos SSW, se podrá mejorar mucho en las
consecuencias a nivel de circulación atmosférica y por tanto poder mejorar las
predicciones meteorológicas con cierta antelación, pues la ocurrencia de estos
SSW hemos visto que está relacionada con la ocurrencia de fenómenos de tiempo
severo en superficie, lo que afecta al ser humano.
5.
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