Buenos días!

Se me escapa un poco la interpretación de estos gráficos, aunque quiero intuir lo que cuentan en relación con el comportamiento estratosférico...

Podrías darme alguna pista más, Jota (u otros expertos)?

Gracias!!
Saludos

La oscilación cuasibienal QBO, vemos que a 50 hPa sobre la vertical del ecuador  está dentro del circulo de vientos del Oeste, pero su intensidad es floja, con lo cual nos da un indicio de que el vórtice polar estratosférico en el Polo Norte  puede debilitarse, para que estuviese fuerte e impenetrable, estos vientos del Oeste sobre la vertical anteriormente mencionada, deberían ser mucho más potentes. Con lo cual tenemos indicios de que el vórtice puede estar entrando en una fase más débil,  los vientos sobre 60º N aún son fuertes del Oeste .

 
   
Pero aquí vemos que los vientos del Oeste se van debilitando, no es mucho pero ya tenemos algo. 
Además las líneas críticas 0  están actuando como barrera para que la energía que llegue a la estratosfera polar no se vuelva hacia el ecuador, con ello deberá incrementarse el flujo de las ondas hacia los niveles más altos de la estratosfera polar 

 
Este modelo alemán  dan indicios de cambios en los flujos.. para principios de enero 2021 ,

 

Para el día 27-12-20, a una semana vista, vemos que hay divergencia de los flujos, entre 70hPa y 30 hPa  van hacia el Este, pero a 25hPa son desviados hacia el Oeste, esta divergencia en los flujos implica una aceleración del flujo medio, con lo cual el vórtice polar aun es fuerte dentro de su debilidad y a las ondas les cuesta llevar su momento.



Los números negativos  nos indican aún la fortaleza de los vientos del Oeste.
Pero a 10hPa sobre la vertical de 80º y 90º Norte comienzan a aparecer indicativos positivos   , es señal de cambios….

Recordemos que los flujos Eliassen Palmer, nos indican la dirección de propagación de las ondas.

El índice AO, está vislumbrando valores negativos, eso quiere decir  que hay posibilidades de que  se puedan instalar altas presiones en zonas polares…
 


 
La AO va muy ligada al  NAM (Modo anular Norte)   , el cual se define por  la diferencia de presión entre latitudes medias (45º) sobre la latitud de Montreal –Canadá y Burdeos (Francia)  y sobre el aire del Ártico.

Cuando los sistemas de presión son más débiles de lo normal, la diferencia de presión entre el Ártico y Latitudes medias disminuye, permitiendo que el aire frio del Ártico baje al sur, AO negativa, la velocidad del JET STREAM es menor y favorece el desarrollo de vaguadas y cresta de gran amplitud,  siendo esta fase de la AO  negativa, relacionada con temperaturas menos frías de lo normal en la baja estratosfera polar.



Vemos que el modelo nos indica valores negativos  al margen derecho , eso significa que la estratosfera se está descongelando , y el valor  -3  es muy significativo , pues puede ser todo un precedente de un posible  calentamiento estratosférico para principios de año …..     
La NAO, muestra unas salidas mas dispersas, veremos en una semana como evoluciona todo esto.



 

Empar, creo que vas a tener trabajo en las próximas fechas jajaja.

Parece que el vórtice polar se va a dividir sí o sí:

Muchas gracias por la explicación y toda la información!!
Es una clase de meteorología continua. Gracias!!
Seguimos muy atentos

En esta imagen, el modelo da la posible bilocación del vórtice sobre el 4 de enero, los filamentos que vemos a lo largo de la columna del vortex ya nos da indicios de que se está debilitando  ,    mover la barra espaciadora del teclado y se pondrá en marcha el monstruo 

https://www.stratobserve.com/misc_vort3d

En breve asistiremos a un calentamiento estratosférico , recomiendo la lectura de este estudio,  os dejo una introducción , para que veáis lo superdidactico y apetitoso que puede ser su estudio, está en inglés, si hay fallos de traducción  es culpa mía, mi inglés es bastante básico , lo justo para no morir de hambre en un país de habla anglosajona .

El ciclo de vida de los calentamientos estratosféricos repentinos del hemisferio norte
Autores:
Varavut Limpasuvan
Departamento de Química y Física, Universidad de Carolina Costera, Conway, Carolina del Sur

Los calentamientos estratosféricos repentinos (SSW) dominan la variabilidad de la circulación estratosférica invernal del hemisferio norte (NH) (por ejemplo, véase Andrews et al. 1987). Durante un SSW, las temperaturas estratosféricas polares aumentan y el flujo zonal-medio zonal se debilita drásticamente durante un corto período de tiempo. A medida que el flujo zonal se debilita, la circulación estratosférica se vuelve altamente asimétrica y el vórtice polar estratosférico se desplaza fuera del polo. En los casos más dramáticos, las temperaturas estratosféricas pueden aumentar en 50º C y el flujo circumpolar estratosférico puede invertir la dirección en el lapso de unos pocos días.

Los calentamientos estratosféricos repentinos implican interacciones entre el flujo zonal de la estratosfera polar y las ondas planetarias de propagación ascendente que consisten principalmente en números de onda zonales 1 y 2 (por ejemplo, Matsuno 1971; 1987). Cuando una onda de propagación vertical entra en la estratosfera polar, imparte una aceleración hacia el oeste a través de la disipación de ondas . La desaceleración del flujo zonal hacia el este es compensada por la fuerza Coriolis que actúa sobre una circulación residual de polo hacia el polo inducida que fluye a través del eje del forzamiento de resaqueo. Por continuidad, la circulación residual anómala del polo requiere el movimiento del hundimiento (aumento) por debajo y el polo (equivalente) de la región de forzamiento.

Los cambios de temperatura adiabática asociados con estos movimientos meridionales residuales inducidos actúan para debilitar el gradiente de temperatura meridional, como lo requiere el equilibrio térmico del viento, y dan lugar al calentamiento observado en la estratosfera polar.

La presencia de ondas de propagación vertical es una condición necesaria, pero no suficiente para que se produzca un SSW; el flujo zonal estratosférico también debe estar "condicionado" de tal forma que la actividad de las ondas se centre hacia el vórtice polar (por ejemplo, Labitzke 1981; 1982; McIntyre 1982). El vórtice polar generalmente está preacondicionado cuando el flujo zonal se desplaza hacia el polo de tal manera que aparece "más apretado" sobre el polo. En este caso, la masa relativamente pequeña y el momento de inercia del vórtice permiten que las ondas de propagación ascendente ejerzan una influencia considerable en la circulación a través del forzamiento de ondas (McIntyre 1982).

 El preacondicionamiento del vórtice es típicamente iniciado por una onda planetaria precursora que se rompe a lo largo de la periferia del vórtice (Dunkerton et al. 1981). Sin embargo, el preacondicionamiento del vórtice también puede ser una función de las vacilaciones de baja frecuencia en la circulación estratosférica en la que las anomalías en el flujo zonal estratosférico se dibujan hacia los polos y hacia abajo en escalas de tiempo de varios meses (por ejemplo, Holton y Mass 1976; 2000; Kodera y Kuroda 2000; Kuroda 2002).

Los calentamientos estratosféricos repentinos han sido vistos históricamente como un fenómeno estratosférico, pero la creciente evidencia muestra que también pueden tener una marcada influencia en la circulación de la troposfera. En Quiroz (1977)se presentaron por primera vez evidencias anecdóticas del impacto de los SSW en la circulación de la troposfera , que observó grandes cambios de temperatura en la troposfera en asociación con el evento de calentamiento estratosférico repentino de 1976/77 (véase también O'Neill y Taylor Taylor 1979). Recientemente, Baldwin y Dunkerton (1999) examinaron 40 años de datos diarios y encontraron que las anomalías de gran amplitud en el flujo zonal estratosférico inferior normalmente descienden a lo largo de la profundidad de la estratosfera en una escala de tiempo de semanas y que las anomalías de mayor amplitud en la estratosfera con frecuencia parecen descender a niveles troposféricos. Baldwin y Dunkerton (2001) posteriormente encontraron que la firma superficial de estas anomalías de propagación hacia abajo se asemeja fuertemente a la firma superficial del modo anular del hemisferio norte (NAM), un patrón a gran escala de variabilidad climática asociado con fluctuaciones fuera de fase del flujo zonal entre centros de acción situados cerca de 35º y 55º de latitud (por ejemplo, Hurrell 1995; Thompson y Wallace 1998, 2000). (2002) observaron una propagación similar hacia abajo en temperaturas estratosféricas.

En apoyo de estas observaciones, numerosos experimentos de modelado han demostrado una respuesta troposférica distinta a las anomalías de circulación impuestas a niveles estratosféricos polares (por ejemplo, O'Neill 1980; 1982; Boville 1984; Polvani y Kushner 2002; Norton 2003; Taguchi 2003), y se han propuesto varias teorías en un esfuerzo por explicar cómo la variabilidad en la estratosfera puede afectar la circulación de la troposfera. Una teoría implica el impacto de la circulación estratosférica en el índice de refracción de ondas propagando verticalmente (por ejemplo, Chen y Robinson 1992; 2000; 2001). En un nivel dado, el índice de refracción para la propagación vertical de ondas planetarias es una función de la fuerza del flujo zonal (por ejemplo, Chen y Robinson 1992; Hu y Tung 2002; Lorenz y Hartmann 2003). Cuando el flujo zonal es muy fuerte en la estratosfera polar inferior, las ondas verticales tienden a ser desviadas ecuatorialmente , y viceversa. Dado que el flujo  del impulso del oeste está en la dirección opuesta de la propagación de la onda, se deduce que las regiones por debajo de los niveles de fuerte flujo zonal (y por lo tanto la cizalladura vertical anómala) estarán marcadas por la convergencia anómala del impulso zonal por las olas, y viceversa . Por lo tanto, mientras que la energía de las ondas en última instancia se origina en niveles troposféricos, el mecanismo anterior tenderá a dibujar anomalías de gran amplitud en el flujo zonal de la estratosfera hacia abajo con el tiempo. También proporciona un posible mecanismo por el que las anomalías del viento zonal de gran amplitud a niveles estratosféricos inferiores pueden afectar la circulación de la troposfera superior.

Otro mecanismo por el que la circulación estratosférica anómala puede afectar a la troposfera puede interpretarse como una variante sobre la dinámica del "control descendente" (Haynes et al. 1991). En el contexto del control descendente, el impulso forzado a niveles estratosféricos se transporta a la superficie a través de una circulación meridional inducida. Dado que la estratosfera contiene como máximo alrededor del 25% de la masa total de la atmósfera extratropical durante la temporada de invierno, este mecanismo es generalmente descartado como incapaz de conducir anomalías en la circulación troposférica. Sin embargo, la evidencia reciente sugiere que el control a la baja puede impulsar anomalías comparativamente grandes en la troposfera si las anomalías estratosféricas se proyectan sobre los modos preferidos de variabilidad de la circulación troposférica como el NAM(Negro 2002; Robinson 2004). Otra variante del llamado principal de control a la baja fue propuesta por Ambaum y Hoskins (2002). En este caso, las posibles anomalías de vorticidad (PV) en la estratosfera inferior conducen a deformaciones en la altura de la tropopausa polar que, a su vez, dan lugar a anomalías energeticas  de manera similar a niveles troposféricos.