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Filomena está siendo una borrasca histórica y ha producido intensas nevadas en gran parte del país e intensas precipitaciones. La intensidad de esta borrasca se debe a diversas causas, pero una de las principales podría tener con algo que ver con lo que que está sucediendo en la estratosfera: un calentamiento súbito estratosférico.

La atmósfera se divide en capas: la primera de ellas es la troposfera, que comienza en la superficie y su espesor es variable. En regiones polares la troposfera abarca hasta los 9 km y en los trópicos hasta los 16 km.  Esta capa está limitada por la tropopausa. La siguiente capa es la estratosfera. La estratosfera puede llegar hasta los 50 km de altitud y está limitada por la estratopausa y esta a su vez por la mesosfera.

En la troposfera la temperatura decrece con la altura, mientras que en la estratosfera sucede lo contrario. Esto último se produce porque en esta capa se encuentra la capa de ozono. El ozono absorbe los rayos ultravioleta del Sol y emite energía térmica en el proceso, desprendiendo calor.

Una forma de ver cómo se distribuye la temperatura de la estratosfera según la latitud es mirar los mapas a una presión fija. Como presión y altura están relacionadas en la atmósfera (en general, más altura, menos presión), un mapa de 100 hPa sería como un mapa en el que hacemos un corte de la atmósfera a unos 16 km de altura. En la Figura 1 se muestran mapas de temperatura media mensual en el nivel de 100 hPa (en la baja estratosfera) y a 30 hPa (media estratosfera, unos 30 km) para el Hemisferio Norte en el periodo 1965-1995.

Figura 1: mapas de temperatura media (ºC) de 100 hPa (izquierda) y 30 hPa (derecha) para el Hemisferio Norte en el periodo julio 1965- junio 1995. El intervalo entre isotermas es de 5ºC. Imagen de Meteorological Insitute.

Se puede observar en la Figura 1 que la temperatura es variable según la latitud y el mes del año en el Hemisferio Norte. En julio, por ejemplo, la temperatura es mayor en la estratosfera. Esto se produce porque en verano hay mayor radiación solar y, por tanto, mayor absorción de ozono. En latitudes tropicales la temperatura es menor porque el aire, que es más cálido en estas zonas, sube y se va enfriando. Luego este se dirige a los polos. En invierno este aire se hunde por enfriamiento y luego se calienta por la compresión. Este proceso es amortiguado en verano por el calor generado por el ozono. La circulación meridional del viento se resume en la Figura 2.

Figura 2: figura esquemática de la circulación meridional de la atmósfera (WMO, 1985).

En zonas polares se observa, Figura 1, que la temperatura desciende en invierno (en enero) y es menor que en latitudes tropicales, debido a la corriente en chorro invernal en la alta troposfera. La corriente en chorro polar es una corriente de vientos intensos, que se produce por la diferencia en la altura de la troposfera entre las zonas tropicales, donde es más alta, y las polares, donde es más fría. A mayor velocidad del viento, hay una mayor temperatura, por eso hay una mayor temperatura en zonas del Pacífico cercanas a Japón y Alaska, ya que en esta zona se registran las mayores velocidades del viento de la corriente en chorro.

Las altas temperaturas que se registran en verano en zonas polares crean una zona de altas presiones en regiones polares, donde el viento sopla aproximadamente en la dirección de las agujas del reloj. Esto hace que los vientos en estratosfera sean del este en verano. En la figura 3 se muestra un mapa de altura geopotencial de 30 hPa. Se observa como en julio hay una zona de altas presiones en zonas polares y una zona de bajas presiones en enero. Conforme llega el otoño, la alta se debilita por el descenso de la temperatura de la estratosfera y en invierno esta alta es reemplazada por una baja. Esta zona de bajas presiones en el ártico se conoce como vórtice polar. En invierno, los vientos serán del oeste porque en las zonas de bajas presiones, en el Hemisferio Norte, el viento sopla aproximadamente en la dirección contraria a las agujas del reloj. A este flujo del viento se le conoce como el chorro de la noche polar (night polar jet).

Figura 3: mapas mensuales de alturas geopotenciales de 30 hPa. El intervalo entre isohipsas es de 16 dkm (decámetro geopotencial), 160 m. Periodo julio 1965- junio 1995.  Imagen de Meteorological Insitute.

En algunos inviernos (como el de 2018) y esto es lo que parece que está sucediendo este año, el vórtice polar se puede romper, es decir, los vientos del oeste en el Ártico son reemplazados por vientos del este, con lo que el centro del vórtice se desplaza al sur de latitud 60º-65ºN y se divide en dos. Esto se produce por un intenso calentamiento en la estratosfera, que se conoce como calentamiento súbito estratosférico. Hay varios tipos de calentamiento que se pueden dar en la estratosfera:

1. a) Menores: no llegan a cambiar la circulación del viento de la estratosfera en invierno (es decir, de oeste a este).
2. b) Canadienses: sí revierten la circulación, pero no rompen el vórtice polar. Se produce al intensificarse la zona de altas presiones en Alaska.
3. c) Final: es el que se produce cada año, al reemplazarse la baja polar por la alta debido al final del periodo frío.
4. d) Mayor (Major): en el que cambia la circulación del viento en la estratosfera y rompe el vórtice polar.

Este último calentamiento se le conoce como Calentamiento Mayor en Mitad del Invierno (Major Midwinter Stratospheric Warning). Un calentamiento de este tipo comienza típicamente cuando la estratopausa se eleva a alturas de 60 km. En el pico del calentamiento, la estratosfera se hunde al menos 20 km en pocos días, con lo que el aire desciende y por tanto, se comprime. En el proceso se calienta adiabáticamente (sin intercambio de calor). Cuando se rompe el vórtice polar, el calentamiento alcanza la baja estratosfera y en el proceso la circulación de esta zona cambia completamente. El proceso tiene lugar en unas 5 semanas, como el invierno 1990-1991 y la estratosfera puede llegar a calentarse 50ºC.

¿Y cuál es la causa de este tipo de calentamientos? Desde fenómenos periódicos que cambian la dirección del viento como la Oscilación Cuasibienal o el Niño (ENSO) hasta ondas planetarias, que se pueden propagar verticalmente en al atmósfera, como las de Kelvin y las de Rossby-Gravedad. Las ondas planetarias pueden reducir la velocidad de los vientos medios zonales y debilitar la corriente en chorro de la noche polar.

Durante el Niño, por ejemplo, hay una mayor convección en el Pacífico (ya que se calienta el Pacifico Ecuatorial), por lo que el aire asciende. Como consecuencia la estratosfera tropical se enfría, alterando los gradientes de temperatura de la estratosfera y por tanto la fuerza de los vientos del oeste del vórtice polar. Esto acaba debilitando la baja polar del ártico. En los últimos meses se ha dado la fase contraria, la Niña, por lo que se podría descartar este evento como el desencadenante del calentamiento estratosférico de este año.

Las erupciones volcánicas también pueden influir en la circulación de la estratosfera. En ocasiones, se han producido intensas erupciones en latitudes tropicales, que han emitido aerosoles a la estratosfera. Como los aerosoles afectan al balance de radiación, la estratosfera tropical se calienta y la troposfera se enfría. Estos eventos parece que reforzaron el vórtice polar, aún así, los efectos en el invierno estratosférico siguen en estudio.

Al romperse el vórtice polar, parte de este puede alcanzar nuestras latitudes, con lo que aire más frío puede llegar a la Península Ibérica y también las borrascas que se creen como consecuencia de esta baja polar. En la Figura 4 podemos ver cómo estaba el vórtice hace unos días. Un calentamiento súbito estratosférico ocurrió en 2018. En la Península Ibérica se produjeron intensas precipitaciones y vientos intensos. En zonas como Castilla y León se produjeron importantes nevadas en marzo de 2018.

Los modelos muestran que en el escenario de cambio climático actual, la temperatura en la troposfera aumentará y por tanto disminuirá en la estratosfera. Un enfriamiento en la estratosfera lleva a un enfriamiento y a una estabilización mayor del vórtice polar. Esto podría causar a su vez un retraso en la transición del verano al invierno en la estratosfera ártica.

En resumen: un calentamiento repentino de la estratosfera puede llegar a romper el vórtice polar. Los restos del vórtice polar pueden llegar a la Península Ibérica y con ello una zona fría y de bajas presiones que puede favorecer el desarrollo de borrascas. Los estudios posteriores analizarán realmente si el desarrollo de Filomena ha sido favorecido por este calentamiento súbito estratosférico.

Figura 4: mapas a 10 hPa sobre el Polo Norte durante el d4 de enero de 2021. Imagen de @MJVentrice.

Bibliografía:

• Karin G. Labitzke, Harry van Loon (auth.) - The Stratosphere: Phenomena, History, and Relevance. Springer-Verlag. Berlin Heidelberg (1999)
• Meteoglosario de Aemet.

Recomendaciones:

• Mapas de nullschool, donde podrás observar algunas características de la estratosfera en tiempo real, por ejemplo escogiendo la opción de 70 y 10 hPa y las opciones de temperatura y viento.
• Este artículo de ABC sobre un estudio del Journal of Geophysical Research: Atmospheres.
• Este artículo de Meteovigo, donde muestra en algunos mapas el Calentamiento Súbito Estratosférico de estos días y algunas animaciones.
• Este vídeo resumen de la Met Office.

Autor: Enrique Fernández.

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