Un calentamiento estratosférico repentino (SSW) es un evento en el que las temperaturas estratosféricas polares aumentan varias decenas de kelvin (hasta aumentos de aproximadamente 50 °C (90 °F)) en el transcurso de unos pocos días. [1] El calentamiento está precedido por una desaceleración y luego una inversión de los vientos del oeste en el vórtice polar estratosférico . Los SSW ocurren aproximadamente seis veces por década en el hemisferio norte, [2] y aproximadamente una vez cada 20-30 años en el hemisferio sur. [3] [4] Solo se han observado dos SSW australes. [5]
Las primeras mediciones continuas de la estratosfera fueron tomadas por Richard Scherhag en 1951 usando radiosondas para tomar lecturas confiables de temperatura en la estratosfera superior (~40 km) y se convirtió en el primero en observar el calentamiento estratosférico el 27 de enero de 1952. Después de su descubrimiento, reunió un equipo de meteorólogos específicamente para estudiar la estratosfera en la Universidad Libre de Berlín y este grupo continuó mapeando la temperatura estratosférica del hemisferio norte y la altura geopotencial durante muchos años usando radiosondas y cohetes-sondas .
En 1979, cuando comenzó la era de los satélites , las mediciones meteorológicas se hicieron mucho más frecuentes. Aunque los satélites se utilizaban principalmente para la troposfera , también registraban datos de la estratosfera. Hoy en día, tanto los satélites como las radiosondas estratosféricas se utilizan para realizar mediciones de la estratosfera .
El SSW está estrechamente asociado con la ruptura de vórtices polares . Los meteorólogos suelen clasificar la ruptura de vórtices en tres categorías: mayor, menor y final. Hasta ahora no se ha adoptado una definición estándar inequívoca de estas. [2] Sin embargo, las diferencias en la metodología para detectar SSW no son relevantes mientras la circulación en la estratosfera polar se invierta. [6] "Los SSW mayores ocurren cuando los vientos del oeste de la estratosfera polar invernal se invierten a vientos del este. En calentamientos menores, el gradiente de temperatura polar se invierte pero la circulación no, y en calentamientos finales, el vórtice se descompone y permanece del este hasta el otoño boreal siguiente". [2]
A veces se incluye una cuarta categoría, el calentamiento canadiense, debido a su estructura y evolución únicas y distintivas.
"Existen dos tipos principales de SSW: eventos de desplazamiento en los que el vórtice polar estratosférico se desplaza del polo y eventos de división en los que el vórtice se divide en dos o más vórtices. Algunos SSW son una combinación de ambos tipos". [2]
Estos fenómenos se producen cuando los vientos del oeste a 60 N y 10 hPa se invierten, es decir, se vuelven del este. Se observa una alteración completa del vórtice polar y este se divide en vórtices secundarios o se desplaza de su ubicación normal sobre el polo.
Según la Comisión de Ciencias Atmosféricas de la Organización Meteorológica Mundial : [7] : 19 se puede decir que un calentamiento estratosférico es importante si a 10 mb o menos la temperatura media latitudinal aumenta hacia el polo desde los 60 grados de latitud y se observa una inversión de circulación asociada (es decir, los vientos medios predominantes del oeste hacia el polo de los 60 grados de latitud son sucedidos por vientos medios del este en la misma área).
Los calentamientos menores son similares a los calentamientos mayores, pero son menos dramáticos: los vientos del oeste se desaceleran, pero no se invierten. Por lo tanto, nunca se observa una ruptura del vórtice.
Mclnturff [7] : 19 cita a la Comisión de Ciencias Atmosféricas de la OMM: un calentamiento estratosférico se considera menor si se observa un aumento significativo de la temperatura (es decir, al menos 25 grados en un período de una semana o menos) en cualquier nivel estratosférico en cualquier área del hemisferio invernal. El vórtice polar no se descompone y la inversión del viento de oeste a este es menos extensa.
El ciclo radiativo en la estratosfera implica que durante el invierno el flujo medio es del oeste y durante el verano es del este (hacia el oeste). En esta transición se produce un calentamiento final, de modo que los vientos del vórtice polar cambian de dirección para el calentamiento y no vuelven a hacerlo hasta el invierno siguiente. Esto se debe a que la estratosfera ha entrado en la fase estival del este. Es final porque no puede producirse otro calentamiento durante el verano, por lo que es el calentamiento final del invierno en curso.
Los calentamientos canadienses se producen a principios del invierno en la estratosfera del hemisferio norte, normalmente desde mediados de noviembre hasta principios de diciembre. No tienen contrapartida en el hemisferio sur.
En un invierno normal en el hemisferio norte, ocurren varios eventos de calentamiento menores, y un evento importante ocurre aproximadamente cada dos años. Una razón para que ocurran calentamientos estratosféricos importantes en el hemisferio norte es porque la orografía y los contrastes de temperatura entre la tierra y el mar son responsables de la generación de ondas de Rossby largas ( número de onda 1 o 2) en la troposfera . Estas ondas viajan hacia arriba a la estratosfera y se disipan allí, desacelerando los vientos del oeste y calentando el Ártico. [8] Esta es la razón por la que los calentamientos importantes solo se observan en el hemisferio norte, con dos excepciones. En 2002 y 2019, se observaron calentamientos importantes en el hemisferio sur. [9] [10] [11] Estos eventos no se comprenden completamente.
En un momento inicial se establece un patrón de circulación de tipo bloqueo en la troposfera. Este patrón de bloqueo hace que [ aclaración necesaria ] las ondas de Rossby con número de onda zonal 1 y/o 2 [12] crezcan hasta alcanzar amplitudes inusualmente grandes. La onda creciente se propaga hacia la estratosfera y desacelera los vientos zonales medios del oeste. [ aclaración necesaria ] De este modo, el chorro nocturno polar se debilita y al mismo tiempo se distorsiona por las ondas planetarias crecientes. Debido a que la amplitud de la onda aumenta con la disminución de la densidad, este proceso de aceleración hacia el este no es efectivo a niveles bastante altos. [ ¿por qué? ] Si las ondas son lo suficientemente fuertes, el flujo zonal medio puede desacelerarse lo suficiente como para que los vientos del oeste de invierno giren hacia el este. En este punto, las ondas planetarias ya no pueden penetrar en la estratosfera [13] [ aclaración necesaria ] ). Por lo tanto, la transferencia ascendente de energía queda completamente bloqueada y se produce una aceleración muy rápida hacia el este y el calentamiento polar en este nivel crítico, que luego debe moverse hacia abajo hasta que finalmente el calentamiento y la inversión del viento zonal afecten a toda la estratosfera polar. La propagación ascendente de las ondas planetarias y su interacción con el flujo medio estratosférico se diagnostica tradicionalmente a través de los llamados flujos de Eliassen-Palm. [14] [15]
Existe una relación entre los calentamientos estratosféricos repentinos y la oscilación cuasi-bienal : si la QBO está en su fase este, la guía de ondas atmosférica se modifica de tal manera que las ondas de Rossby que se propagan hacia arriba se concentran en el vórtice polar , intensificando su interacción con el flujo medio. Por lo tanto, existe un desequilibrio estadísticamente significativo entre la frecuencia de los calentamientos estratosféricos repentinos si estos eventos se agrupan según la fase de la QBO (este u oeste).
Aunque los calentamientos estratosféricos repentinos son provocados principalmente por ondas a escala planetaria que se propagan hacia arriba desde la atmósfera inferior, también existe un efecto de retorno posterior de los calentamientos estratosféricos repentinos sobre el clima de la superficie. Después de un calentamiento estratosférico repentino, los vientos del oeste de gran altitud se invierten y son reemplazados por vientos del este. Los vientos del este avanzan a través de la atmósfera, lo que a menudo conduce a un debilitamiento de los vientos del oeste troposféricos, lo que resulta en reducciones drásticas de la temperatura en el norte de Europa. [16] Este proceso puede tardar entre unos días y unas semanas en producirse. [1]