Debido a los errores sobre las denominaciones del termino vórtice polar estratosférico , hay un trabajo muy interesante que explica muy bien que es cada fenómeno atmosférico que ocurre a grandes alturas . En este estudio se habla de lo que es verdaderamente un vórtice polar estratosférico , vórtice tropopausico y los chorros trosposféricos.
   
He creído interesante hacer un resumen del mismo.
En la primera parte se explica que es el vórtice polar estratosférico.
En la segunda parte se explica que es el vórtice  tropopausico .
En la tercera parte y final se explica que son los chorros troposféricos -mal llamados vortices polares  troposféricos .
     

VORTICE POLAR TROPOSFÉRICO – NO ES UN TÉRMINO ADECUADO

Se podría usar para describir los contornos de vorticidad potencial (PV) de 2 y 3 PVU en la superficie isentropica de 330k (más o menos 165 hPa), posible definición discutida por Waugh et al 2017.

El término vórtice polar troposférico no es adecuado, a diferencia del vórtice polar estratosférico, este troposférico existe durante todo el año. Waugh et al 2017 lo define como que su borde sigue el eje de un chorro de la troposfera superior sobre una superficie isentropica en la troposfera media a superior. Esta figura muestra el vórtice polar estratosférico, las corrientes en chorro de la troposfera superior y la circulación que a veces se describe como un “vórtice polar troposférico” (es decir, los contornos de vorticidad potencial (PV) de 2 y 3 PVU en la superficie isentrópica de 330 K, una posible definición discutida por Waugh et al.,  2017 ).




a)   Las características de las circulaciones estratosférica y troposférica superior (de izquierda a derecha) del 6 de enero de 2014 y del 16 de febrero de 2021:

Velocidades del viento (relleno de color) y dos contornos de vorticidad potencial (PV) que representan el borde del vórtice polar estratosférico (verde) y el límite de la “global” troposférica.” circulación (naranja).

(b) Histogramas de velocidad del viento a lo largo del “borde del vórtice” (el contorno fotovoltaico más hacia el ecuador se muestra en el panel (a)); Las líneas verticales muestran la media alrededor de ese contorno PV.

(c) Magnitudes de gradiente fotovoltaico normalizadas.

 (d) Magnitud del gradiente de PV normalizado a lo largo del "borde del vórtice" (la media hemisférica es 1 por definición; líneas verticales como en el panel (b)).

(e) Magnitudes del gradiente de ozono normalizado.

 (f) Proporciones de mezcla de ozono normalizadas a lo largo del “borde del vórtice” (líneas verticales como en el panel (b)).

Los contornos cian en los paneles (c y e) muestran PV de “borde de vórtice”. Se muestran campos de 600 K (330 K) para la estratosfera (troposfera), excepto que las velocidades del viento están en 345 K (cerca del nivel de los vientos máximos de la corriente en chorro troposférica). Los datos provienen de MERRA-2 (Gelaro et al.,  2017 ).

Los vientos máximos de estos chorros troposféricos están muy localizados en la altitud en comparación con el chorro polar nocturno estratosférico, y varían fuertemente con la longitud (por ejemplo, Manney, Hegglin, et al.,  2011 ; Manney et al.,  2014 , Figura  1a ).

Debido a que la variabilidad regional de las corrientes en chorro discontinuas gobierna la circulación troposférica extratropical, las definiciones de vórtice polar troposférico no describen una única circulación circumpolar dominante.

Surgiendo una mayor confusión a partir de la distinción entre los chorros troposféricos “polares” (impulsados principalmente por remolinos) y “subtropicales” (impulsados en gran medida por la radiación).

Si bien algunos artículos recientes y de divulgación científica identifican el vórtice polar troposférico con el chorro polar troposférico, por ejemplo, Bushra y Rohli,  2021 ; UCAR,  2021 ; Waugh et al.,  2017 ), numerosos estudios muestran que los chorros troposféricos no están bien representados por esta división conceptual simplificada, sino que forman un complejo que varía estacional y regionalmente con características hibridad impulsados por radiaciones y remolinos que rara vez es continua en todo el mundo.  (S. Lee y Kim,  2003 ; Manney et al.,  2014 ; Spensberger y Spengler,  2020 )

Las diferencias entre ambos conceptos se reflejan en la velocidad del viento (fig. 1 a y 1b) que alcanzan su punto máximo a lo largo del borde del vórtice polar estratosférico, y por el contrario en el mal llamado vórtice polar troposférico serpentean a través de regiones de vientos débiles y fuertes, lo que lleva a una distribución amplia y plana de velocidad de viento de “borde de vórtice”

Los gradientes de vorticidad potenciales (que indican la fuerza del vórtice polar) son consistentemente fuertes a lo largo de la circunferencia del vórtice polar estratosférico, pero tienen muchos máximos localizados en pequeñas porciones del borde del vórtice troposférico y en otras partes de los extratropicos. (Fig. 1c)

Esto da como resultado gradientes medios de PV relativamente más fuerte al largo del borde del vórtice estratosférico, frente a gradientes medios de PV más débiles y valores más frecuentes cercanos a cero en la troposfera. (Fig. 1d)

Además, las velocidades del viento troposférico (Fig. 1 a) a menudo muestran un solo chorro (o ningún chorro fuerte) porque no siempre existen chorros troposféricos polares y subtropicales separados.

Por lo tanto, el mal llamado vórtice polar troposférico podría seguir al chorro polar en una región y al chorro subtropical en otra, a travesando así regiones controladas por diferentes procesos dinámicos. 

Así como los gradientes de ozono son bastante uniformes dentro del vórtice polar estratosférico y cambian abruptamente a lo largo de su borde, estos gradientes de ozono son fuertes en muchas regiones localizadas dentro del vórtice polar troposférico y a menudo aparecen gradientes muy variables sobre el borde del “vórtice” hacia el polo.

Estas características se reflejan en distribuciones de ozono con picos pronunciados a lo largo del borde del vórtice polar estratosférico y una gran variabilidad en el ozono a lo largo del borde troposférico. Fig. 1f.

Tengan en cuenta que el amplio cambio de gradientes uniformes a gradientes altamente variables a lo largo del borde del vórtice troposférico, como se define aquí es un reflejo de los gradientes verticales de ozono y la inclinación de la superficie isentropica de 330 k en los subtropicos. 

Las excursiones de las corrientes den chorro y las depresiones y anticiclones relacionadas son adecuadas para describir la génesis y evolución de los brotes de aire frio-CAO-, mientras que el concepto de vórtice polar troposférico no suele ser útil para describir fenómenos meteorológicos extremos o dilucidar sus causas, mientras que el concepto de vórtice polar troposférico un suele ser útil para describir fenómenos meteorológicos extremo o dilucidad sus causas.
 
La circulación troposférica, especialmente en relación con fenómenos meteorológicos extremos, se puede describir más claramente en relación con las corrientes en chorro troposféricas, sin invocar el termino vórtice polar troposférica.

Una terminología más precias y apropiada para referirse a tales eventos seria brotes de aire frio o un frente polar.

El vórtice polar estratosférico y las corrientes en chorro troposféricas desempeñan funciones importantes, pero distintas, en la compresión y predicción de los fenómenos meteorológicos extremos.

RESUMIENDO Y CONCRETANDO 



Es claramente apropiado y útil describir el vórtice polar estratosférico como dominante en la variabilidad estratosférica de la estación fría y ejerciendo influencia en la superficie en escalas de tiempo subestacionales a estacionales, incluidos vínculos probabilísticos con eventos climáticos extremos.

Las excursiones de las corrientes en chorro y las depresiones y crestas relacionadas son adecuadas para describir la génesis y evolución de las CAO, mientras que el concepto de “vórtice polar troposférico” no suele ser útil para describir fenómenos meteorológicos extremos o dilucidar sus causas.

 Concluimos:

1.   El término “vórtice polar” es más apropiado para describir el vórtice polar estratosférico, pero dado su amplio uso y mal uso, “estratosférico” debe especificarse explícitamente.

2.   El vórtice polar estratosférico es una característica climatológica que existe durante las estaciones frías (aunque a veces se interrumpe temporalmente) y, por lo tanto, no debe describirse como un “evento” con una escala de tiempo subestacional.

3.   La circulación troposférica, especialmente en relación con fenómenos meteorológicos extremos, se puede describir más claramente en relación con las corrientes en chorro troposféricas, sin invocar el término “vórtice polar troposférico”.
       Una terminología más precisa y apropiada para referirse a tales eventos sería       explosiones de aire frío Ártico “CAO ártica” o un “frente polar”.

4.   Si bien el término “vórtice polar de la tropopausa” se ha utilizado para describir vórtices de escala subsinóptica que a veces están vinculados a CAO, las características locales podrían describirse más claramente en relación con su procedencia, por ejemplo, un “vórtice de la tropopausa canadiense”.

5.   Los científicos deben tener cuidado en lo que publican en sus comunicaciones (por ejemplo, títulos, resúmenes, resúmenes en lenguaje sencillo, sitios web) para ser claros y precisos sobre lo que queremos decir con el término "vórtice polar".

6.   En las comunicaciones con los medios de comunicación, los científicos atmosféricos deberían enfatizar que la variabilidad de los vórtices polares estratosféricos es realmente útil para predecir las CAO y otros eventos climáticos extremos, pero la influencia estratosférica se ejerce a través de variaciones regionales de las corrientes en chorro que en sí mismas no pueden llamarse “vórtice polar”.


El vórtice polar estratosférico y las corrientes en chorro troposféricas desempeñan funciones importantes, pero distintas, en la comprensión y predicción de fenómenos meteorológicos extremos. Por lo tanto, la descripción precisa de estas características es fundamental para mejorar la comunicación, tanto dentro de la comunidad científica como con el público, sobre eventos que pueden tener profundos impactos humanos.

En cuanto a la salida de este modelo, para el día 8-9-24 se vislumbra en la parte superior estratosférica una pequeña señal de formación del vórtice polar


 
Para el día 9-9-24 vemos como en la estratosfera media comienza a verse otra parte de formación del vórtice polar.

 

El día 12-9-24 la formación de un tubito en la estratosfera media



El día 13-9-24 el mapa de temperatura nos indica que va enfriándose llegando a -55º C a 10hPa, por eso veíamos en el mapa anterior ese tubito formándose.

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Para el 15-9-24 vemos en el mapa de temperatura como las temperaturas cálidas de la parte superior de la estratosfera van eliminándose y en la parte central ya van asomando los colores azules, señal de enfriamiento.


 
En el siguiente mapa para el día 16-9-24 asistimos al preacondicionamiento de lo que será vórtice polar estratosférico.


 

De momento eso es todo. 
   

Si a ello le unimos la fase ENSO NIÑA que se está gestando en el Pacifico Central, la cual produce un enfriamiento en la alta troposfera tropical y un calentamiento en la estratosfera tropical, la estratosfera polar se enfriará para compensar.

Además, cuando tenemos estos patrones climáticos QBO en fase Oeste y Niña suelen restarle fuerza a la onda n-1, que es una fuente potente para desestabilizar el vórtice polar.

Cuando se produce un enfriamiento en el Pacífico Central, como ocurre con los episodios ENSO NIÑA , las correlaciones significativas interhemisféricas se refuerza mediante las presiones atmosféricas tropicales, es decir,  las conexiones entre los 10-20º N, a través de las perturbaciones de la célula de Walker en el Atlántico y  también en la influencia en la  Célula de Hadley Atlántica reforzada en respuesta al enfriamiento anómalo  en el Pacífico tropical , y su incidencia en la modificación de los flujos netos de calor en latitudes medias.


Con ello se  produce entonces un desplazamiento hacia el sur de las Borrascas Atlánticas, si ello sucede, implica una bajada de los vientos del Oeste sobre la parte Oeste del continente Europeo , con lo cual puede bajar la intensidad de la precipitación media porque se producen vientos del Suroeste.

En cuanto a Europa hay estudios de teleconexiones de patrones climáticos, que muestran cierta correlación de la NIÑA, con el posicionamiento del Anticiclón de las Azores más al NE de su lugar habitual, haciendo que la NAO sea negativa. Esto no se puede tomar como axioma ya que se han producido situaciones de NIÑO y NAO negativa, que no son lo más frecuentes.

Dependiendo de la fuerza que adquiera los índices de la NIÑA, altera parte del clima sobre Europa,
si es una NIÑA débil (indice-05), supone un anticiclón de las Azores situado más al NE de su posición habitual. Es decir, el Anticiclón de las Azores se desplaza en invierno sobre la península Ibérica y hacia el interior de Europa. Provocando un patrón similar a la NAO positiva y por tanto déficit de precipitaciones.

En cuanto a las temperaturas si es NIÑA débil , hace que las temperaturas sean más cálidas en invierno, por las subidas de las advecciones saharianas .

Y si es NIÑA fuerte , hace que las temperaturas sean más frías, provocando un incremento de la precipitación , que parece provocado por una bajada de temperatura a los 500 hPa .

En invierno trae lluvias al SW peninsular , y en verano empuja masas cálidas del Norte de África sobre la Península Ibérica, porque se refuerza la NAO negativa.


Solo en el caso de NIÑA INTENSA , -1,-1.5 , podría darse una situación similar a una NAO negativa , trayendo lluvias al Cantábrico oriental y más sequedad  al Este y SE peninsular.

Los mecanismos que explican las teleconexiones entre el ENSO en otoño no son lineales , para la NIÑA parece que está implicado el patrón PNA ( Patrón del Pacifico de Norte América) , modulado por la influencia de la NAO negativa.


Así, en eventos NIÑA, encontramos un invierno frio en la estratosfera polar con una corriente en jet intensificada y un debilitamiento del transporte de calor y movimiento hacia el Polo norte.

Ojo, a todo esto, anterior, tenemos que tener en cuenta que hay un retraso temporal de más o menos 3 ó 4 meses entre lo que ocurre en el Pacifico Central y cuando llega a nuestra vertical peninsular.   

Esto que he comentado no es un axioma, porque no hay una correlación lineal en la influencia del ENSO y la parte europea, ya que el ENSO, establece relaciones de teleconexiones con otros patrones climáticos, y a partir de ahí suceden unas situaciones u otra.       

Hay un trabajo muy sabroso sobre ondas y teleconexiones , es un poco largo pero muy educativo.

Qué son las teleconexiones?

Conectando los patrones climáticos de la Tierra a través de superautopistas de información global

 POR BREANNA ZAVADOFF Y MARYBETH ARCODIAPUBLICADO EL 22 DE DICIEMBRE DE 2022

Esta es una publicación invitada de Breanna Zavadoff y Marybeth Arcodia. El Dr. Zavadoff es científico asistente en el Instituto Cooperativo de Estudios Marin Cuando una onda de Rossby perturba la corriente en chorro de latitud media del hemisferio norte, el aire más cálido y de alta presión se transporta hacia los polos hacia las crestas de las ondas, y el aire más frío y de menor presión se transporta hacia el ecuador hacia los valles. La corriente en chorro se convierte en una guía de ondas que dirige la oscilación de la onda de Rossby.

Es hora de dar un paseo por la superautopista de la información de nuestro planeta.



Cuando la corriente en chorro interactúa con una onda de Rossby atmosférica, desarrolla crestas y valles que crean zonas alternas de presión alta (roja) y baja (azul) en la atmósfera superior. Estos patrones climáticos conectados (teleconexiones) viajan a lo largo de la corriente en chorro como vehículos en una autopista que abarca todo el mundo.

¿Qué es una teleconexión?

Las teleconexiones son relaciones o vínculos importantes entre fenómenos meteorológicos en lugares muy separados de la Tierra, que normalmente implican patrones climáticos que abarcan miles de kilómetros. Muchos patrones de teleconexión se comportan como un balancín, con masa/presión atmosférica moviéndose hacia adelante y hacia atrás entre dos lugares distantes; un aumento en, por ejemplo, la presión atmosférica en un lugar resulta en una disminución de la presión en algún lugar muy, muy lejano [1].
 Incluso hay evidencia de que los colonos vikingos notaron los patrones de presión opuestos entre Groenlandia y Europa que se remontan al año 1000 d. C., lo que hoy se conoce como la Oscilación del Atlántico Norte (NAO) [2,3].




Temperaturas de finales de invierno en comparación con el promedio de 1981-2010, cuando la Oscilación del Atlántico Norte (NAO) fue fuertemente negativa (arriba, enero-marzo de 2010) y cuando fue fuertemente positiva (abajo, enero-marzo de 1990). Los inviernos suelen ser más fríos que el promedio en las latitudes medias cuando la NAO es negativa y más cálidos que el promedio cuando es positiva. Imagen de NOAA Climate.gov, basada en datos del Laboratorio de Ciencias Físicas.

Uno de los impulsores más famosos de los patrones de teleconexión es nuestro buen amigo ENSO, también conocido como El Niño/Oscilación del Sur. La “Oscilación del Sur” se refiere a cambios en las presiones del nivel del mar que se centran en el Pacífico tropical oriental y en Indonesia.

Le sigue de cerca en notoriedad el patrón Pacífico-Norteamericano, un patrón de presión oscilatoria sobre el Océano Pacífico y América del Norte, que influye en la temperatura y las precipitaciones de América del Norte y Europa.







Cuando una onda de Rossby perturba la corriente en chorro de latitud media del hemisferio norte, el aire más cálido y de alta presión se transporta hacia los polos hacia las crestas de las ondas, y el aire más frío y de menor presión se transporta hacia el ecuador hacia los valles. La corriente en chorro se convierte en una guía de ondas que dirige la oscilación de la onda de Rossby. Imagen de NOAA Climate.gov.

¿De dónde vienen? ¿A dónde van?

Las ondas de Rossby se diferencian un poco de las grandes olas que estamos acostumbrados a ver en el océano, que se mueven hacia arriba y hacia abajo (verticalmente). En cambio, las ondas de Rossby en la atmósfera viajan en dirección norte-sur (horizontalmente) debido a que la Tierra gira más rápido en el ecuador que en los polos. Esto conduce a la fuerza de Coriolis, que hace que las parcelas de aire en movimiento giren hacia la derecha a medida que se alejan del ecuador hacia el Polo Norte, donde el efecto (es decir, la desviación aparente) de la fuerza de Coriolis es más fuerte. Estas desviaciones hacia la derecha devuelven el aire hacia el ecuador, luego el aire se redirige nuevamente hacia los polos a medida que ascendemos en latitud.

Este acto de equilibrio del aire que se mueve hacia los polos y regresa al ecuador da como resultado el desarrollo de una onda oscilante, que es la forma en que se forman muchas ondas de Rossby planetarias.

Las ondas atmosféricas de Rossby existen en escalas de tiempo que van desde días hasta meses y pueden ser provocadas por el aire que fluye sobre la compleja geografía de la Tierra, como las cadenas montañosas, así como por los patrones de circulación que surgen debido al calentamiento desigual de la temperatura (el ecuador recibe más luz solar que los polos)

Grandes regiones de fuertes lluvias y tormentas cerca del ecuador, que están relacionadas con fenómenos como ENOS y la OMJ , también pueden ser responsables de acelerar el motor (es decir, desencadenar) las ondas de Rossby [ nota pie pág. 4, 5] al alterar la atmósfera a través del calentamiento que se produce cuando el vapor de agua se condensa formando nubes. Este calentamiento provoca la formación de ondas ondulantes, muy parecidas a dejar caer una piedra en un lago.

Las ondas de Rossby a menudo son desviadas y arrastradas por las corrientes en chorro , que a menudo se consideran "guías de ondas" para las ondas de Rossby. En otras palabras, las corrientes en chorro establecen las rutas para que fluyan las ondas de Rossby, de manera similar a como un camino tallado en la arena es donde el agua tiende a fluir. Impulsadas por las corrientes en chorro, las ondas de Rossby transportan calor e impulso desde los trópicos hacia los polos (de sur a norte) y aire polar hacia los trópicos (de norte a sur). Por lo tanto, la ubicación, la fuerza e incluso la ondulación de la corriente en chorro dictan una parte sustancial del clima en latitudes medias, incluido si el aire del Ártico descenderá o no hacia su vecindario.

Las ondas de Rossby pueden ser estacionarias o transitorias. Mientras que las ondas de Rossby estacionarias simplemente ondulan sobre una región, lo que significa que los picos y valles de la onda no cambian de ubicación, sin embargo, las ondas de Rossby transitorias atraviesan el mundo, viajando de oeste a este a lo largo de miles de millas. Los científicos y pronosticadores estudian ambos tipos de ondas de Rossby debido a sus impactos de amplio alcance y las utilizan para predecir dónde y cómo puede cambiar el clima desde unos pocos días hasta unos meses en el futuro.

ENTREGA CONFIRMADA DE LA MERCANCIA

Al transportar mercancías de un lugar a otro, se podría argumentar que el transporte no está completo hasta que se haya descargado todo del vehículo. En otras palabras, no basta con ir del punto A al punto B. Lo mismo ocurre con las ondas de Rossby que viajan a lo largo de nuestra autopista global de la información. Si bien todas las ondas de Rossby transportan información importante, algunas depositan señales más grandes a lo largo de sus rutas de envío que otras a través de un fenómeno llamado "rotura de olas de Rossby".
Cuando las ondas de Rossby rompen (imagine una ola del océano rompiendo en la playa), se intercambia información desde las ondas de Rossby con el resto de la atmósfera a través de la mezcla vertical y horizontal de parcelas de aire [6,7], completando la información del viaje de transferencia que comenzó a miles de kilómetros de distancia.



Cuando una onda de Rossby perturba la corriente en chorro de latitud media del hemisferio norte, el aire más cálido y de alta presión se transporta hacia los polos hacia las crestas de las ondas, y el aire más frío y de menor presión se transporta hacia el ecuador hacia los valles. La corriente en chorro se convierte en una guía de ondas que dirige la oscilación de la onda de Rossby. Imagen de NOAA Climate.gov.




Notas al pie
1) Para aquellos más inclinados a las matemáticas, las ondas de Rossby se pueden derivar de la ecuación de vorticidad barotrópica no divergente que describe la conservación de la vorticidad absoluta. Aplicando más suposiciones y adentrándonos en el álgebra, también podemos derivar propiedades de las ondas de Rossby, como la relación de dispersión (cómo se relacionan las ondas entre sí), la velocidad de fase (velocidad a la que se propagan las ondas) y la velocidad de grupo (velocidad del paquete de ondas). [30, 31]

2) Las ondas de Rossby se forman específicamente a partir de la conservación de la vorticidad potencial. A medida que los fluidos se desplazan desde el ecuador hacia los polos y se ven influenciados por la fuerza de Coriolis, la conservación de la vorticidad potencial actúa como una fuerza restauradora para mantener la dirección norte-sur de la onda oscilante. (Vallis, Geoffrey K. Atmospheric and oceanic fluid dynamics. Cambridge University Press, 2017.)

3) Para entender mejor cómo se forman las ondas de Rossby, sigamos una parcela de aire a través del siguiente experimento mental. La desviación del aire puede considerarse como una fuente de "giro" o rotación de una parcela de aire y una parcela de aire tiene que conservar su "giro total" (el giro de la Tierra + el giro relativo de la atmósfera). Pensemos en una parcela de aire que es empujada hacia el norte (en el hemisferio norte). La parcela se mueve hacia un área donde la fuerza de Coriolis (es decir, la contribución de la Tierra al giro) es mayor. Debido a que la parcela conserva su giro, su giro relativo tiene que disminuir o moverse en la dirección opuesta al giro de la Tierra. Eso corresponde a una rotación en el sentido de las agujas del reloj, que empuja el aire que originalmente se desplazó hacia el norte de nuevo hacia el sur. Cuando ese aire sobrepasa su posición original, tiene que empezar a girar en el sentido de las agujas del reloj para conservar el giro total, empujando el aire de nuevo hacia el norte. Y así, se forma la onda básica de Rossby.

4) Las ondas de Rossby no sólo existen en la atmósfera, sino que también pueden formarse en el océano. Las ondas de Rossby oceánicas son ondulaciones masivas de agua que viajan horizontalmente a través de las cuencas oceánicas y que suelen tardar meses o años en cruzar. Curiosamente, las ondas de Rossby oceánicas desplazan el agua superficial en el orden de los centímetros, pero el agua que se encuentra en las profundidades (a unos 60 metros de profundidad) ondula en el orden de los pies.