25/11/10

Los Calentamientos Súbitos Estratosféricos. Descripción e influencia en las precipitaciones y temperaturas de la Península Ibérica

RAM. Revista del Aficionado de Meteorología


Javier Arroyo

javier.arroyo@ya.com

Miembro de la Asociación Canaria de Meteorología (ACANMET)


Resumen: Los calentamientos súbitos estratosféricos se producen por la penetración en la estratosfera de ondas planetarias troposféricas. Como consecuencia, tiene lugar un debilitamiento del vórtice circumpolar que puede tener su reflejo en superficie, dando lugar a una anomalía negativa en la Oscilación del Ártico durante varias semanas. En este estudio describiremos cómo se desarrollan, qué factores influyen y qué efectos tiene en las precipitaciones y temperaturas de la Península Ibérica.
Introducción
La radiación solar apenas incide en la región polar, o no lo hace nunca, durante el invierno del hemisferio Norte. Privada de energía, la estratosfera se enfría sobremanera, lo cual lleva a la creación de un centro de bajas presiones a lo largo de todo el invierno sobre el Ártico. Más al sur, donde sí llega la radiación solar, el aire es más cálido y también es mayor la presión. El gradiente de presión hace que el aire fluya desde los centros de altas presiones hacia los de bajas presiones, creando un flujo S-N, que es desviado hacia la derecha por el movimiento de rotación de la Tierra. Se crea en la estratosfera, de esta manera, un flujo de vientos de oeste a este, en sentido contrario a las agujas del reloj, conocido como vórtice circumpolar o simplemente polar. En la figura 1 podemos ver los reánalisis del NCEP/NCAR de temperatura y altura geopotencial en el campo de 10 hPa. durante el mes de enero de 1984, característicos de un vórtice  muy fortalecido, con disposición circumpolar.
Sin embargo, tal como se pude observar en el Gráfico I, periódicamente se producen calentamientos muy pronunciados y de corta duración.
Se conocen como Calentamientos Súbitos Estratosféricos (CSE) y van a tener consecuencias muy importantes sobre el propio vórtice polar estratosférico e incluso en la troposfera, pudiendo afectar a la circulación general, como veremos más adelante.
¿Qué provoca los Calentamientos Súbitos Estratosféricos?
En la troposfera existe un patrón similar de vientos del oeste que separan el aire cálido del sur del frío del norte, el frente polar. Debido a la propia rotación, a accidentes orográficos importantes como Las Rocosas o el Himalaya, o a diferencias de temperatura entre el mar y la superficie terrestre, se puede distorsionar el flujo, surgiendo así ondulaciones en la circulación que se conocen como ondas planetarias.
Las ondas planetarias pueden ascender hacia la tropopausa y afectar a la estratosfera polar (no siempre lo hacen), provocando un debilitamiento de los vientos del oeste e incluso una reversión a vientos del este. Cuando esa reversión tiene lugar a 60º de latitud norte en el campo de 10 hPa., tenemos las condiciones necesarias para que se produzca un CSE, debilitándose el vórtice polar. En la figura 2 podemos ver el que se observó en febrero del 2009, uno de los más importante de los acaecidos hasta ahora.
¿Qué factores influyen en la propagación de las ondas planetarias troposféricas en la estratosfera polar?
Las causas que favorecen la propagación de las ondas planetarias en la estratosfera no están muy claras, pero parece que, entre otras, serían importantes las siguientes:
1.-  La existencia de un bloqueo en la circulación en la troposfera unos días antes de que se produzca el calentamiento, ya sea en el Atlántico o el Pacífico, o en ambos simultáneamente. El lugar donde se localice influirá posteriormente en como se verá afectado el vórtice polar por las ondas planetarias.
2.- El Niño-La Oscilación del Sur (ENSO). ENSO es un fenómeno cíclico de acoplamiento océano atmósfera que se da en el Pacífico y afecta al clima a nivel mundial. Está formado, por tanto, por una parte oceánica (El Niño) y otra atmosférica (Oscilación del Sur). El Niño consiste en un calentamiento anómalo en gran escala de las aguas superficiales del Océano Pacífico central y oriental, alcanzando su máxima expresión en invierno. De ahí su nombre, dado por los pescadores de Perú, por estar presente en fechas próximas al nacimiento del Niño Jesús. La Oscilación del Sur viene determinada por la diferencia de presión entre Tahití y Darwin, afectando a la intensidad de los vientos alisios en el Pacífico.
Durante El Niño (La Niña, su opuesto) se produce un calentamiento (enfriamiento) de las aguas superficiales del Pacífico. Simultáneamente se da una anomalía negativa (positiva) en la diferencia de presión entre Darwin Y Tahití, lo cual da lugar a un debilitamiento (fortalecimiento) de los vientos alisios en el Pacífico. Los Niños (Las Niñas) producen una anomalía positiva (negativa) en la temperatura global.
Paradójicamente, a pesar del aumento de la temperatura global, se han podido constatar inviernos muy fríos en el norte de Europa durante eventos de El Niño. Su origen podría estar en un CSE, posiblemente provocado por la mayor profusión de ondas planetarias de gran amplitud en latitudes medias durante los episodios de El Niño.
3.- La Oscilación Cuasi-Bienal (QBO. Quasi-Biennal Oscillation). La QBO es una oscilación de los vientos zonales en la estratosfera tropical entre 10 hPa. y 100 hPa., con un ciclo de aproximadamente de 27 a 30 meses. Durante este periodo, se presentan dos fases que duran entre 12 a 15 meses en las que los vientos estratosféricos tropicales se alternan del este y del oeste.
Durante la fase Oeste de la QBO, las ondas planetarias se propagan preferentemente en la zona ecuatorial estratosférica, con una amplia distribución latitudinal en las regiones subtropicales. En la fase este su propagación se restringe a las latitudes altas, pudiendo afectar de esta manera a la estratosfera polar. Por tanto, los CSE se dan preferentemente durante la fase este de la QBO.
4.- El Ciclo Solar de 11 años. El mínimo solar del ciclo de 11 años favorece la debilitación del vórtice polar por parte de las ondas planetarias, sobre todo si coincide con la fase este de la QBO. Sin embargo, eso no significa que no se pueda producir un CSE durante un máximo solar, en cuyo caso estaría relacionado con la fase Oeste de la QBO, si bien hablaríamos de ondas de menor amplitud y más débiles. Por tanto, la posibilidad de que se produzcan es mayor en los mínimos del ciclo de 11 años. También se han planteado mecanismos que estarían relacionados con mínimos cambios en los vientos zonales en la estratosfera superior-estratopausa que favorecerían los CSE en la baja estratosfera en el mínimo solar. 
¿Qué efectos tienen los CSE en el vórtice polar?
Como hemos comentado la llegada de las ondas planetarias troposféricas (c y d) a la estratosfera producen una reversión del flujo del Oeste a Este (b)  y un CSE (a), tal como podemos observar en la figura 3.
Eso da lugar a un debilitamiento del vórtice polar que se manifiesta mediante un desplazamiento con un centro de altas presiones y otro de bajas presiones; o bien a una bilocación o partición, con la formación dos centros de bajas presiones y otro de altas presiones, tal como podemos ver en la figura 4, a diferencia de la disposición circumpolar del vórtice de la figura 1.
Los desplazamientos vienen precedidos de un bloqueo troposférico en el Atlántico, mientras que las  bilocaciones o particiones se dan tras un bloqueo en el Pacífico o en ambos océanos simultáneamente.
¿Cómo influye en la troposfera?
La Oscilación del Ártico (AO-Arctic Oscillation) mide la diferencia de presión entre la región del Ártico y las latitudes medias (45 º N) y describe la fortaleza de un centro de bajas presiones semipermanente en el Polo Norte. Cuando la anomalía es positiva el centro de bajas presiones está muy fortalecido y también los anticiclones de las latitudes medias, por lo que el frío se concentra alrededor del Polo y el frente polar transcurre por latitudes altas. Sin embargo, si la anomalía es negativa se debilitan ambos centros de presión y permite la irrupción de masas de aire frío sobre Norteamérica, Europa y Asia, al tiempo que el frente polar se desplaza hacia el sur, más próximo a la Península Ibérica (ver figura 5). En realidad se produce un patrón muy similar al que se da con la Oscilación del Atlántico Norte (NAO),que mide la diferencia de presión entre Islandia y Azores.
La AO está  íntimamente relacionada con el vórtice polar, de tal manera que cuando el vórtice está muy fortalecido es más probable que se den unas anomalías positivas en la AO, y cuando se debilita, se den anomalías negativas.
Por tanto, tras un CSE, y el subsiguiente debilitamiento del vórtice polar estratosférico, se puede dar una propagación a la troposfera (no siempre lo hace) que desemboque en una AO negativa, la cual puede prolongarse durante varias semanas. (Ver figura 6)
Los mecanismos de propagación no están muy claros, pero parece que puede deberse a una simple transferencia de las anomalías de presión de la estratosfera a la superficie. También se ha postulado que una vez han revertido los vientos a Este, queda neutralizada la entrada de las ondas planetarias troposféricas en la estratosfera, por lo que se da una reflexión o refracción hacia la propia troposfera y a latitudes mas bajas.  En la figura 6 podemos ver como los efectos del CSE, que se ha producido este invierno del 2010, se han reflejado en el estado de la AO.
El primer episodio de AO negativa de Noviembre-Diciembre de 2009 se corresponde con un calentamiento menor que tuvo lugar en Noviembre, provocado por la llegada de ondas planetarias de gran amplitud. No se observó alteración del viento zonal en la estratosfera, pero sí afectó a la tropopausa. El segundo, de Enero-Febrero de 2010, sí corresponde a un típico CSE con todas sus fases:
1.             Llegada de ondas planetarias troposféricas a la estratosfera (ver figura 9)
2.             Reversión de vientos estratosféricos de Oeste a Este (ver figura 9)
3.             Calentamiento súbito estratosférico (ver figura 7)
4.             Desplazamiento del vórtice polar y posterior bilocación en 10hPa (ver figura 8  )
5.             Propagación del calentamiento a la troposfera (ver figura 9)
6.             Reflejo en la Oscilación del Ártico, volviendo a valores muy negativos (ver figura 6)
7.             Surgimiento de bloqueos y vaguadas con circulación meridiana (NO-SE en flanco izquierdo y NE-SO en el derecho) y posterior desplazamiento al sur del frente polar, registrándose importantes episodios de intensas precipitaciones, con inundaciones y riadas en el sur de la Península y Canarias. El invierno del 2009-2010 puede acabar situándose entre los cinco más húmedos de los últimos 50 años.
¿Qué efectos tienen los CSE en las precipitaciones y temperaturas de la Península Ibérica?
Ya hemos visto los efectos del CSE de este invierno del 2009-2010, pero pretendemos determinar si esos resultados se repiten los años en que se dado un CSE. A continuación detallamos la metodología empleada para determinar dichos efectos y los resultados obtenidos.
Metodología
Todos los datos se extraen de Valores normales y estadísticos de observatorios meteorológicos principales (1971-2000), publicado por la AEMET.
Con el fin de evitar lagunas se eliminan aquellos observatorios en cuyas series falten 2 años completos o bien datos de un mes en tres años distintos. Eso nos deja un total de 37 observatorios para todo el territorio nacional, excepto Baleares, que queda fuera del estudio por la calidad de las series. (Ver tabla I)
Dado que los CSEs van actuar sobre la AO y en consecuencia sobre la NAO, se determina la correlación entre la precipitación de DEF y la NAOi para cada uno de los 37 observatorios elegidos, obteniéndose resultados similares a los de otros estudios anteriores (ver tabla I)
  • Correlaciones débiles o inexistentes en la cornisa Cantábrica, con perdida de señal de oeste a este, y en la fachada Mediterránea, con disminución de correlación de norte a sur.
  • Correlaciones moderadas en Galicia y Valle del Ebro.
  • Correlaciones buenas e incluso fuertes en Centro Norte, Centro Sur y Sur de la península.
Posteriormente, y con el fin de elegir los observatorios que sean más representativos de todo el territorio nacional, se establecen correlaciones individuales de las series de precipitación de cada observatorio con los restantes. Además, se introduce un índice de representatividad que se obtiene a partir del número de observatorios que tiene un r >0.5, dándose más peso cuanto mayor sea la correlación.
El índice de representatividad (IR) se obtiene mediante la siguiente fórmula:
Siendo a, b y c el número de observatorios englobados en cada uno de los rangos de correlación.
Una vez determinado el IR para cada observatorio, se eligen aquellos que superen el percentil del 60 %, quedando el IR para la selección de observatorios en un mínimo de 43 (ver tabla I)
Con respecto al IR cabe destacar:
  • La máxima representatividad se obtiene para los observatorios de la zona central de la Península, concretamente: Toledo, Madrid, Ciudad Real, Molina de Aragón, Cuenca y Soria.
  • No existe representatividad con respecto a los observatorios del Cantábrico y Mediterráneo, salvo la interna entre cada una de dichas zonas.
  • Todos los observatorios seleccionados presentan correlaciones buenas o fuertes con la NAOi, por lo que además de ser representativos, reflejarán los posibles efectos del los CSEs. 
  • En la figura 7 se detalla la localización de los 37 observatorios de la muestra inicial:
  • En azul se destacan aquellos observatorios con bajo IR y débil correlación con la NAOi. Se corresponden con la Cornisa Cantábrica y la fachada Mediterránea. Quedarían fuera del alcance de este trabajo.
  • En verde los observatorios con una correlación moderada con la NAOi y un IR media: Noroeste y Valle del Ebro, Albacete, Jerez y Málaga.
  • En rojo los observatorios con elevada IR y buena correlación con NAOi, que son los que finalmente se incluirán en el estudio: Zamora, Salamanca, Valladolid, Burgos, Soria, Madrid, Navacerrada, Molina de Aragón, Cuenca, Badajoz, Cáceres, Toledo, Ciudad Real, Huelva, Sevilla, Córdoba y Granada.
Por último, con los observatorios elegidos se establecen comparativas para las series de precipitación y temperatura, entre inviernos con CSE, los valores normales de toda la serie y el promedio de aquellos que transcurren sin CSE, con el fin de comprobar los posibles efectos de éstos últimos. Para determinar los inviernos con CSE se toman los de Charlton & Polvani en A New Look at Stratospheric Sudden Warmings. Part I: Climatology and Modeling Benchmarks.
Resultados
1.- Precipitación. Los años en los que se da un evento de CSE, la precipitación media de los meses de invierno aumenta cerca de un 18 % con respecto a los valores normales de toda la serie. Ese aumento llega a un 30% si lo comparamos con los años en los que no se ha registrado un CSE. Sería un resultado esperable, dado que tras un CSE, y su propagación a la troposfera, se puede producir un estado de OA y NAO negativa durante un tiempo prolongado, situación que favorecería el transcurso de borrascas y frentes por nuestras latitudes (ver tabla II)
Por tanto, podemos concluir que el aumento de precipitación que se observa en los años con CSE, se debe a un aumento del número de días de precipitación apreciable.
Si los CSEs tuvieran algún efecto sobre la AO de invierno, sería de esperar alguna influencia de ésta en el Nº de días de precipitación apreciable.
En el Gráfico 2 podemos comprobar la correlación inversa existente entre las series promedio de todos los observatorios de anomalías del número de días de precipitación apreciable y AO para el periodo 1972-2000 (r= -0,75)
3.- Temperatura Media de las Máximas: los años con CSE se produce una anomalía negativa con respecto a los valores normales, todavía más marcada si lo referimos a los años sin CSE (ver tabla IV)
Tanto estas anomalías, como las observadas en las máximas entran dentro de lo esperado, ya que si tras un SCE se produce un aumento de precipitación es lógico pensar que las temperaturas nocturnas sean de media más suaves y las diurnas algo más frías, por un aumento de la cubierta nubosa, disminuyendo por tanto la amplitud térmica. En promedio, ésta disminuye 0,6 ºC con respecto a los valores normales y casi 0,9 ºC si lo referimos a los años en que no se da un CSE (ver Tabla VI)
Si los CSEs actúan sobre la AO de invierno, tal como hemos señalado, cabe esperar que exista alguna influencia de ésta sobre la amplitud térmica.
En efecto, en el Gráfico 3 vemos las series de AO de invierno y promedio de todos los observatorios de anomalías de amplitud térmica para el periodo 1972-2000. Se puede decir que existe una evolución muy similar (r = 0,7). Una vez más queda patente el efecto de los CSE sobre la AO de invierno, ya que tomando cualquiera de las dos variables, AO, o años con CSE, frente a temperaturas máximas o mínimas, o la amplitud térmica resultante, se obtienen los mismos resultados. Por otra parte, éstos son consistentes con los obtenidos en otros estudios sobre la influencia de la NAOi en las temperaturas máximas y mínimas en la Península Ibérica. 
5.- Temperatura Media del Invierno: dado que se produce un aumento de la media de las mínimas y una disminución de la media de las máximas, los resultados sobre la temperatura media del invierno son dispares. Si bien se da un mínimo aumento de 0,1 ºC en promedio, éste no se observa en cinco de los observatorios, en los que no hay variaciones con respecto a los valores normales, e incluso en tres de ellos se dan anomalías negativas. Por tanto, no podemos concluir que exista una influencia clara de los CSE en la temperatura media del invierno (ver tabla VII) 
Conclusiones
  • Los Calentamientos Súbitos Estratosféricos, CSE,  parecen tener una buena propagación en la troposfera incidiendo en el estado de la AOi, tornándose ésta negativa.
  • De acuerdo a los patrones de circulación general característicos de las fases negativas de la AO, la Península Ibérica se ve afectada por más perturbaciones que van aumentar el número de días de precipitación apreciable y al mismo tiempo la precipitación total invernal, hecho que se comprueba con los valores medios obtenidos para los inviernos con CSE.
  • Como consecuencia de ello, se produce un aumento de la cobertura nubosa en la Península Ibérica, suavizando la media de las temperaturas mínimas y disminuyendo la de las máximas, lo que desemboca en una disminución global de la amplitud térmica en inviernos con CSE.
  • Por otra parte, tanto la amplitud térmica como el nº de días de precipitación apreciable, presentan correlaciones buenas con la AO de invierno, inversa en el caso de la precipitación, corroborando los datos obtenidos a partir de los CSE  y, por tanto, sus efectos en la troposfera.
  • En este invierno del 2009-2010 se han conjuntado todos los factores que pueden influir positivamente en la propagación de las ondas troposféricas en la estratosfera polar. Estamos saliendo del mínimo del ciclo solar de 11 años más profundo de los últimos 60 años, combinado con la fase este de la QBO. Por otra parte, desde mediados del 2009 se ha venido desarrollando un episodio de El Niño en el Pacífico de carácter moderado, que ha alcanzado sus máximos valores en este invierno. Por último, durante la segunda quincena de diciembre y primera de enero, se han dado bloqueos en ambos océanos, si bien el Atlántico era más importante.
  • Todo ello puede haber influido en el desarrollo de un CSE, con posterior debilitamiento del vórtice polar que se ha manifestado con un desplazamiento inicial seguido de bilocación.
  • La propagación a la troposfera ha sido muy efectiva, dándose valores diarios muy negativos de la AO en el mes de febrero (próximos a -5), que también se registraron en la segunda quincena de diciembre y primera de enero, tras el calentamiento de carácter menor de noviembre. Es muy probable que este invierno arroje la anomalía más negativa de la AO desde que se tienen valores de dicho índice (1950).
  • Como consecuencia de todo ello, las precipitaciones en España han doblado el valor normal en el mes de diciembre, lo han superado en un 40 % en el de enero y por lo visto en lo transcurrido del mes de febrero, también es muy probable que superen ampliamente el valor normal.
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