A7 Disrupciones de Circulación Estratosférica

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El calentamiento súbito estratosférico es, entre todos los eventos de la meteorología estratosférica, el más dramático: en cuestión de pocos días, la temperatura de la estratosfera polar, en las capas altas situadas alrededor de treinta y dos kilómetros de altura, puede subir entre treinta y cincuenta grados. Cuando ese calentamiento es lo bastante intenso, el vórtice polar estratosférico se debilita hasta el punto en que el viento que normalmente sopla alrededor del polo se invierte por completo —lo que se conoce como un calentamiento súbito estratosférico mayor— o incluso se divide en dos centros de circulación separados. El calentamiento súbito estratosférico ocurre casi siempre en el hemisferio norte, durante el invierno boreal, sobre todo entre enero y febrero, y en promedio se registra algo menos de una vez por año.

Lo que desencadena el calentamiento súbito estratosférico es la propagación vertical de ondas de Rossby amplificadas que suben desde la troposfera: cuando esas ondas de Rossby alcanzan el vórtice polar estratosférico, depositan en la estratosfera el momento angular que traían, y ese depósito de momento angular decelera al vórtice polar estratosférico. Esa desaceleración del vórtice reduce el efecto centrífugo que normalmente lo mantiene cohesionado, y es precisamente esa pérdida del efecto centrífugo la que permite que el aire polar descienda y se caliente por compresión adiabática, produciendo el aumento de temperatura con el que empieza el calentamiento súbito estratosférico. Entre dos y seis semanas después de ocurrido el calentamiento súbito estratosférico, la troposfera responde: la Oscilación Ártica y la Oscilación del Atlántico Norte se vuelven negativas, y esa fase negativa aumenta la probabilidad de que el aire ártico irrumpa hacia Europa y Norteamérica.

La temperatura del vórtice polar estratosférico no solo determina la fuerza del calentamiento súbito estratosférico; también controla, de manera independiente, la destrucción de ozono estratosférico que ocurre en el invierno y la primavera polares. Cuando la temperatura del vórtice polar estratosférico desciende hasta unos ochenta grados bajo cero, se forman nubes estratosféricas polares; en la superficie de esas nubes, reacciones químicas que solo ocurren sobre una superficie sólida activan el cloro liberado por los clorofluorocarbonos y activan también el bromo presente en la estratosfera. Cuando llega la luz solar de la primavera polar, ese cloro y ese bromo activados catalizan la destrucción masiva del ozono, dando origen al agujero de ozono antártico.

El propio calentamiento súbito estratosférico puede interrumpir este proceso de destrucción de ozono: al calentar la estratosfera polar, el calentamiento súbito estratosférico disuelve las nubes estratosféricas polares antes de que las reacciones químicas en su superficie alcancen a activar todo el cloro y el bromo disponibles, dejando una menor destrucción de ozono en esa temporada. Sin embargo, esta interacción rara vez llega a producirse en el hemisferio sur, porque el calentamiento súbito estratosférico es allí un evento extremadamente raro, a diferencia de lo que ocurre en el hemisferio norte.

Así, un mismo evento —el calentamiento súbito estratosférico, desencadenado por ondas de Rossby que decelera al vórtice polar estratosférico y calienta el aire polar por compresión adiabática— se ramifica en dos consecuencias muy distintas: semanas después, empuja a la Oscilación Ártica y a la Oscilación del Atlántico Norte hacia su fase negativa y favorece las irrupciones de aire ártico sobre Europa y Norteamérica; y, en la misma estratosfera donde se originó, puede frenar la destrucción de ozono al disolver las nubes que la hacían posible. El calentamiento súbito estratosférico conecta así, con un solo mecanismo, el comportamiento del tiempo en la superficie y la química del ozono en las alturas de la estratosfera polar.

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