SOBRE EL ORIGEN TROPOSFERICO_PlazaMartin

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UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID
MÁSTER DE METEOROLOGÍA Y GEOFÍSICA
ITINERARIO DE METEOROLOGÍA
SOBRE EL ORIGEN TROPOSFÉRICO O
ESTRATOSFÉRICO DE LA SEÑAL NAM
Trabajo de Fin de Máster realizado por
Nuria P. Plaza Mart́ın
Tutorizado por
Natalia Calvo y David Barripedro
Departamento de Ciencias de la Tierra II
Junio 2017
Resumen
Numerosos estudios se han centrado en el análisis de las anomaĺıas de la intensi-
dad del vórtice polar, caracterizadas por el ı́ndice NAM, y en las caracteŕısticas de
su propagación desde la estratosfera a la baja troposfera. Sin embargo, el estudio del
origen estratosférico o troposférico de la señal NAM en la baja troposfera ha pasado
hasta ahora desapercibido. Usando 67 años de datos diarios de altura geopotencial del
reanálisis NCEP/NCAR, se han identificado aquellos eventos que muestran una señal
NAM por debajo de -2.5 SD en 1000hPa y, mediante un algoritmo automático diseñado
en este trabajo, se han clasificado en función de su origen troposférico o estratosféri-
co. Esto ha permitido analizar las diferencias existentes (ciclo de vida, distribución
espacio-temporal y precursores) según la naturaleza del evento. Los resultados indican
un patrón anular asociado a los eventos de origen estratosférico, mientras que los de
origen troposférico muestran una señal más regional confinada en el Atlántico. Además,
existen diferentes precursores troposféricos de uno y otro tipo de evento, destacando las
anomaĺıas de la baja Aleutiana en el Paćıfico. Por último, se han identificado dos tipos
de eventos de origen estratosférico atendiendo al tiempo de propagación de su señal
desde la estratosfera a la troposfera, caracterizados por una diferente contribución de
ondas planetarias, que puede ser estudiada más a fondo en trabajos futuros.
3
Índice
1. Introducción 5
2. Bases de datos y metodoloǵıa utilizada 7
2.1. Obtención del ı́ndice NAM . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7
2.2. Identificación de eventos en la baja troposfera . . . . . . . . . . . . . . . . . 8
3. Resultados 8
3.1. Clasificación de eventos según su origen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8
3.2. Comparación con criterio de Karpechko et al (2017) . . . . . . . . . . . . . . 10
3.3. Origen troposférico vs origen estratosférico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11
3.4. Diferencias entre eventos estratosféricos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
4. Conclusiones y discusión 24
5. Agradecimientos 26
4
5 Nuria P. Plaza. ORIGEN DE LA SEÑAL NAM EN LA BAJA TROPOSFERA
1. Introducción
La estratosfera es la capa de la atmósfera situada entre los 10 y 50 km aproximadamente
y contiene el 90 % del ozono atmosférico. Se caracteriza por ser cuasi-isoterma en su parte
inferior y calentarse con la altura en las capas superiores a consecuencia de la absorción
de radiación por parte del ozono (Holton and Hakim, 2012). Aśı, en comparación con la
troposfera, la estratosfera es una capa con menor densidad, mucho menos turbulenta y por
tanto más estable. Sin embargo, el gradiente térmico meridiano entre ecuador y polos durante
el invierno de cada hemisferio genera vientos zonales del oeste en latitudes altas que dan
lugar al llamado vórtice polar estratosférico. Con una estructura anular, el vórtice aisla las
masas de aire sobre el casquete polar, evitando la mezcla con masas de aire más cálidas
de latitudes menores. No obstante, se ha observado que la propagación vertical de ondas
planetarias desde la troposfera puede afectar a dicho flujo zonal, introduciendo anomaĺıas
que debilitan o fortalecen el vórtice. Este chorro estratosférico del oeste, que se rompe durante
la primavera con el establecimiento del régimen de verano (vientos del este), está ı́ntimamente
relacionado con el Modo Anular del Norte (NAM, Northern Annular Mode) (Baldwin and
Dunkerton, 2001), una oscilación en la intensidad del flujo zonal en extratrópicos y el modo
de variabilidad intraestacional dominante en la atmósfera extratropical. Las variaciones en
la intensidad del vórtice polar siguen un patrón de escala hemisférica caracterizado por
fluctuaciones sincronizadas de presión, de un signo sobre el casquete polar y del opuesto
sobre latitudes más bajas. Los valores positivos del ı́ndice se relacionan con un vórtice bien
estructurado e intenso al contrario de cuando se tienen valores negativos.
La variabilidad estratosférica invernal en extratrópicos está dominada por episodios de
debilitamiento e intensificación del vórtice polar, asociados con la propagación vertical de
ondas planetarias ultralargas (de número de onda 1 y 2) desde la troposfera. Debido a la
ruptura de estas ondas en la baja estratosfera también se fuerza una circulación meridiana
entre la estratosfera tropical, donde tienen lugar ascensos y enfriamientos adiabáticos, y
la estratosfera polar, caracterizada por descensos y calentamientos (Brewer, 1949; Dobson,
1956; Plumb and Eluszkiewicz, 1999). Esto es lo que se conoce como acoplamiento troposfera-
estratosfera.
Hasta prácticamente finales de la década de los 90 se pensaba que la estratosfera era una
capa pasiva. Sin embargo, en los últimos años, los avances en la investigación del clima y del
tiempo han demostrado el papel activo que la estratosfera juega en la troposfera a través de
un amplio rango de escalas temporales y espaciales. Es lo que se conoce como acoplamiento
estratosfera-troposfera. En concreto, en escalas intraestacionales, se ha observado que ano-
maĺıas del vórtice polar estratosférico tienen respuestas en la troposfera, lo que ofrece una
ventana de oportunidad para la mejora de las predicciones en latitudes medias (Baldwin
and Dunkerton, 2001; Baldwin et al, 2003; Gerber et al, 2012). En la Figura 1 se muestra la
propagación vertical de episodios extremos (tanto positivos como negativos) del vórtice polar
estratosférico, definidos a partir del ı́ndice NAM en 10 hPa, y que se conoce como el dripping
paint. Las anomaĺıas NAM estratosféricas se propagan hacia la baja troposfera, donde el
1 Introducción 6
NAM se asocia con cambios en la posición del chorro polar, afectando a la temperatura y
precipitación de regiones extratropicales. Más concretamente, los episodios de debilitamiento
del vórtice (extremos NAM negativos) han recibido especial atención, debido a sus similitu-
des con los llamados calentamientos súbitos estratosféricos (o SSW, de sus siglas en inglés,
Sudden Stratospheric Warmings).
Figura 1: Dripping Paint. Se muestran los composite de A)18 eventos NAM10hPa >1.5
SD y B)30 eventos con NAM10hPa <-3 SD; obtenida por Baldwin and Dunkerton (2001). El
d́ıa 0 es aquel en el que la señal NAM supera los valores cŕıticos anteriores.
Estos extremos, y más concretamente los SSW, se relacionan con episodios meteorológicos
extremos en superficie. Thompson et al (2002) encontraron una relación entre la severidad
de las temperaturas invernales diarias en estaciones del Hemisferio Norte y la señal NAM
estratosférica. También se ha encontrado una correlación entre el ı́ndice NAM estratosférico
y otros modos de variabilidad definidos en la troposfera o en la superficie, como la Oscilación
del Atlántico Norte (NAO, de sus siglas en inglés, North Atlantic Oscillation) y la Oscilación
Ártica (AO, de sus siglas en inglés Artic Oscillation), con el consecuente efecto sobre la
distribución de precipitación en Europa. (Baldwin and Dunkerton, 2001). Como el potencial
predictivo que ofrece la estratosfera abarca desde d́ıas hasta meses (ver Figura 1), existe
un gran interés en el estudio de la dinámica de estos procesos y la incorporación de una
estratosfera bien resuelta en los modelos numéricos de predicción. Con tal fin se han buscado
los posibles precursores troposféricos de episodios extremos estratosféricos. Esto ha llevado
a concluir que existen regiones como la baja Aleutiana que favorecen el debilitamiento del
vórticeestratosférico a través de su efecto en las ondas planetarias troposféricas que se
propagan hacia la estratosfera (Gerber et al, 2012).
7 Nuria P. Plaza. ORIGEN DE LA SEÑAL NAM EN LA BAJA TROPOSFERA
La mayor parte de los estudios realizados hasta la fecha se han centrado en el análisis
de eventos NAM estratosféricos y su propagación e impactos en la troposfera (Baldwin and
Dunkerton, 2001; Baldwin et al, 2003; Gerber et al, 2012), o bien en el estudio de eventos
NAM troposféricos (ej., Thompson and Wallace 2002). Si bien los eventos NAM estratosféri-
cos suelen causar eventos NAM troposféricos, no todos los episodios NAM troposféricos están
precedidos por eventos NAM estratosféricos. En consecuencia se desconocen las posibles di-
ferencias que aparecen debido al origen (estratosférico o no) de los eventos NAM que se
observan en la baja troposfera. El objetivo de este trabajo es aportar luz al respecto, estu-
diando los eventos NAM detectados en 1000 hPa a partir de datos de reanálisis, distinguiendo
entre aquellos de origen estratosférico y no estratosférico. Para ello, se ha desarrollado un al-
goritmo que clasifica dichos eventos según su origen estratosférico o troposférico (Sección 2).
Después, se han analizado a través de composites las caracteŕısticas temporales y espaciales
de cada tipo de evento (Sección 3). En concreto, se analizan sus diferencias en lo que respecta
al ciclo de vida y la identificación de posibles precursores. Finalmente se han resumido las
principales conclusiones y se ha llevado a cabo una discusión sobre las diferencias obtenidas
(Sección 4).
2. Bases de datos y metodoloǵıa utilizada
Se han utilizado los datos de altura geopotencial (m) diarios del reanálisis NCEP/NCAR
desde 1948 a 2015 distribuidos en una malla regular de 2,5◦x2,5◦ en longitudxlatitud. Estos
abarcan 17 niveles de presión, desde 1000hPa hasta 10hPa, 8 de los cuales se encuentran en
la estratosfera (por encima de 250hPa). Para todo el periodo temporal considerado se ha
eliminado el último d́ıa de febrero de los años bisiestos.
2.1. Obtención del ı́ndice NAM
Existen diferentes metodoloǵıas para hallar el ı́ndice NAM (Baldwin and Thompson,
2009; Palmeiro et al, 2015). La más utilizada es el análisis de componentes principales (PCA)
de las anomaĺıas del campo de geopotencial (Baldwin and Dunkerton, 2001). Sin embargo, en
este trabajo se ha utilizado el método introducido por Gerber et al (2010) y modificado por
Marsh et al (2013), debido a que es más simple computacionalmente y no presenta diferencias
sustanciales con los resultados del PCA. Para ello se han seguido los siguientes pasos:
1) En primer lugar, para cada d́ıa y nivel de presión se ha eliminado en todos los puntos de
malla el promedio global diario de altura geopotencial; 2) Después, se ha obtenido la media
zonal para cada latitud, y a partir de ella se ha calculado el promedio sobre la región del
casquete polar, definida como [65, 90]◦N. Con el fin de eliminar los efectos de la curvatura de la
Tierra se ha pesado cada promedio por el coseno de la latitud correspondiente, obteniéndose
una serie temporal de altura geopotencial en la región polar para cada nivel de presión;
3)A continuación, se ha eliminado la tendencia temporal de la serie considerando el periodo
3 Resultados 8
completo (1948-2015) con el objetivo de eliminar los posibles efectos de cambio climático.; 4)
Para eliminar el ciclo estacional se han calculado las anomaĺıas respecto al periodo 1948-2015
para cada d́ıa del calendario; 5) Finalmente, se ha cambiado el signo a la serie de anomaĺıas
obtenida y se ha estandarizado dividiendo por la desviación t́ıpica de la serie completa.
2.2. Identificación de eventos en la baja troposfera
Los eventos NAM se han definido como aquellos periodos temporales en los que el ı́ndice
NAM en 1000hPa supera un cierto umbral. Debido al interés del trabajo en relacionar dichos
eventos con episodios extremos estratosféricos (en concreto, SSW), el estudio se ha centrado
en eventos NAM negativos durante la estación del invierno extendido (noviembre a marzo).
Se ha tomado -2.5 desviaciones estándar (SD) como valor cŕıtico, lo que proporciona un
número suficiente de eventos. Cada episodio se caracteriza por el primer d́ıa (PD) en el que
la NAM es igual o menor a -2.5 SD, y por la duración o persistencia de dicha condición. Con
el fin de considerar eventos independientes, se ha exigido una separación mı́nima de 20 d́ıas
entre los PD de eventos consecutivos, lo que evita la detección múltiple de un mismo evento.
Siguiendo esta metodoloǵıa se han detectado un total de 49 eventos NAM negativos en el
nivel de 1000hPa.
3. Resultados
3.1. Clasificación de eventos según su origen
Para estudiar el origen troposférico o estratosférico de estos eventos NAM se ha desarro-
llado un algoritmo (Figura 2) que clasifica los eventos en no propagantes (non-propagating)
y propagantes (propagating), respectivamente. Un evento propagante es aquel que se ha ini-
ciado en la estratosfera media (10 hPa) y cuya influencia se puede rastrear hasta el nivel
más bajo de la troposfera (1000 hPa). En consecuencia, los eventos propagantes tienen un
origen estratosférico. Por el contrario, un evento no propagante es aquel que no presenta pre-
cursores estratosféricos y que por lo tanto se considera de origen troposférico. El algoritmo
de clasificación de los eventos NAM en estos dos subgrupos se basa en el criterio presentado
por Palmeiro et al (2015). Si bien se han aplicado modificaciones basadas en el método de
Karpechko et al (2017). El diagrama de flujo de la Figura 2 resume de forma esquemática el
algoritmo diseñado en este trabajo, que se expone a continuación.
1) El algoritmo parte del d́ıa de detección PD encontrado para un determinado evento
NAM en 1000 hPa, y que se denotará PD1000hPa. A continuación, en el mismo nivel se busca
el último d́ıa (PDD1000hPa) en el que se detecta una señal NAM apreciable (definida como
NAM < -0.5 SD). Después, se obtiene el d́ıa con el ı́ndice mı́nimo dentro del intervalo definido
por el primer y último d́ıa, PDI = min [PD1000hPa, PDD].
9 Nuria P. Plaza. ORIGEN DE LA SEÑAL NAM EN LA BAJA TROPOSFERA
PD1000hPa 
d = 1 
d = d+1 
SÍ 
k = k+1 
PD(k) = min(PDI,PDD) 
i = PD-1, d = PD+1 
NO 
NON-
PROPAGATING 
NO 
SÍ 
SÍ 
PDI = i+1 
PDD = d-1 
SÍ 
NO 
NO 
PDI = PD ; PDD = PD+d 
NO 
NO 
PROPAGATING 
SÍ 
SÍ 
NO 
SÍ 
NAM(PD+d) 
< -2.5σ 
 
NAM 
(PD-5:PD+5) 
< -0.5σ 
 
NAM(i) 
< -0.5σ 
i>PD-20 
 
NAM(d) 
< -0.5σ 
d<PD+20 
 
lev(k)= 
10hPa 
 
[PDI, 
PD1000hPa ] > 5 
NAM(k,PD
I:PDD) le -
2.5σ 
Figura 2: Esquema del criterio de clasificación. El algoritmo parte de los d́ıas de
detección de los eventos en 1000 hPa, PD1000hPa, encontrados en el proceso de identificación.
No se ha incluido en el esquema el ĺımite del tamaño del intervalo [PDI, PDD]10hPa de 41
d́ıas.
3 Resultados 10
2) Posteriormente se comprueba en el nivel inmediatamente superior que la señal NAM en
un intervalo de 11 d́ıas centrado en el d́ıa PDI es igual o menor que -0.5 SD. Después, se busca
el intervalo (tanto en d́ıas anteriores como posteriores) en el que se cumple dicha condición,
sin permitir que los extremos se alejen más de 20 d́ıas de PDI. De esta forma se definen los
extremos temporales del evento en dicho nivel, que se denotan por PDI (primer d́ıa) y PDD
(último d́ıa). A continuación, se busca el d́ıa en el intervalo [PDI, PDD] en el que el ı́ndice
NAM es mı́nimo con el fin de centrar el rastreo en la propagación vertical. Finalmente, se
renombra el d́ıa de mı́nimo NAM como PDI, esto es, PDI = min [PDI, PDD].
3) El punto 2) se repite sucesivamente, procediendo en cada paso a un nivel superior y
rastreando con ello el evento hasta que se alcanza el último nivel (10 hPa). Si en alguno de
los niveles intermedios no se halla ningún d́ıa con el ı́ndice NAM igual o inferior a -0.5 SD,
el evento se considera no propagante.4) Una vez que el rastreo llega al nivel de 10 hPa se imponen otras dos condiciones. En
primer lugar, la diferencia entre el d́ıa PDI encontrado en 10hPa y el d́ıa de detección del
evento NAM en 1000 hPa (PD1000hPa) no debe ser menor de 5 d́ıas. Además, se exige que al
menos un d́ıa del intervalo [PDI, PDD]10hPa presente un ı́ndice NAM igual o menor que el
valor umbral considerado en 1000 hPa (-2.5 SD), de acuerdo con los resultados de estudios
previos (ej., Baldwin et al (2003)) que indican mayores anomaĺıas en estratosfera que en
troposfera durante episodios de acoplamientro estratosfera-troposfera. En el caso de que no
se cumpliese alguna de estas condiciones, el evento seŕıa declarado no propagante.
En resumen un evento se clasifica como propagante si el rastreo de la señal NAM alcanza
el nivel de 10hPa, el evento es detectable en 10 hPa al menos 5 d́ıas antes que en 1000 hPa,
y con la misma intensidad.
3.2. Comparación con criterio de Karpechko et al (2017)
Para comprobar la robustez del método desarrollado en este trabajo, se comparó con el
utilizado por Karpechko et al. (2017). Este criterio se basa en las siguientes tres condiciones:
El ı́ndice NAM medio del nivel de 1000hPa en el intervalo entre los d́ıas 8 y 52 después
del d́ıa de detección en el mismo nivel ha de ser negativo.
El porcentaje de d́ıas para el mismo periodo en el mismo nivel no tiene que ser menor
de 50 %.
El porcentaje de d́ıas para el mismo periodo en el nivel de 150hPa con señal NAM
negativa no debe ser menor del 70 %.
Usando el criterio de Karpechko et al (2017) no se obtuvieron resultados completamente
satisfactorios ya que numerosos eventos propagantes se clasificaban como no propagantes.
Hay que tener en cuenta que este criterio se desarrolló para clasificar eventos estratosféricos
11 Nuria P. Plaza. ORIGEN DE LA SEÑAL NAM EN LA BAJA TROPOSFERA
en propagantes y no propagantes hacia la troposfera y no para eventos detectados en 1000
hPa. En consecuencia se redujo el intervalo de 45 d́ıas a 20. Por otra parte, la tercera condición
se evaluó en el nivel de 100hPa, en lugar de 150hPa. De esta forma se obtuvieron mejores
resultados.
Con el fin de comprobar la validez de la clasificación del criterio de la Figura 2, se
realizó una comparación entre los resultados de ambos (Tabla 1).
Por otra parte, se evaluó la sensibilidad del algoritmo (Figura 2)a la elección del último
nivel de rastreo (10hPa), usando en cambio los niveles de 30 y 50 hPa. La Tabla 1 muestra la
comparación entre los resultados obtenidos del método modificado de Karpechko et al (2017)
y las diferentes versiones desarrolladas en este trabajo, aśı como el porcentaje de acuerdo
entre ambos métodos de clasificación.
Criterio de clasificación Propagante No propagante
Karpechko et al (2017)MOD 20 29
Criterio en 10hPa 20 (65 %) 29(76 %)
Criterio en 30hPa 17 (65 %) 32(66 %)
Criterio en 50hPa 18 (66 %) 31(68 %)
Tabla 1: Comparación entre clasificación según criterio de Karpechko et al (2017) modificado
(Karpechko et al (2017)MOD) y varias versiones del algoritmo (Figura 2). En cada caso se
muestra el número de eventos encontrado y el porcentaje de acuerdo entre paréntesis.
En la Tabla 1 se tiene que el acuerdo entre los dos métodos de clasificación no vaŕıa
considerablemente en el caso de la clasificación de los eventos propagantes. Sin embargo,
para los eventos no propagantes el acuerdo mejora con la versión del algoritmo que considera
10 hPa como último nivel de rastreo.
Tras una inspección visual se observó que el algoritmo desarrollado (Figura 2) era más
consistente en la clasificación de los eventos en 1000 hPa que el método de Karpechko et al
(2017) modificado. Por tanto se ha escogió como criterio de clasificación. No obstante, se
han descartado tres eventos dudosos que se hab́ıan clasificado como ”no propagantes”. El
resultado de la clasificación fue de 20 eventos propagantes (origen estratosférico) y 26 no
propagantes (origen troposférico).
3.3. Origen troposférico vs origen estratosférico
En la Figura 3 se muestran los composites de la sección vertical tiempo-altura del ı́ndice
NAM para los eventos propagantes y los no propagantes según la clasificación realizada por
el algoritmo descrito en la sección anterior. El d́ıa 0 corresponde, para todos los niveles
verticales, al d́ıa de detección del evento NAM en 1000hPa. También se representa en la
3 Resultados 12
tercera columna las diferencias entre los composites, cuya significatividad se ha evaluado
mediante un test- bilateral con un nivel de confianza del 95 %.
En el composite de los eventos no propagantes, se observa un debilitamiento de la señal
con la altura. Aunque la señal NAM puede llegar a ser inferior a -1 SD en la baja estratos-
fera y negativa en 10hPa, la magnitud de estas anomaĺıas no se corresponde con las de un
evento de origen estratosférico Baldwin and Dunkerton (2001). Por otro lado, los eventos no
propagantes presentan una duración en torno a 30 d́ıas en el nivel 1000hPa, mientras que en
niveles superiores la persistencia de la señal decae progresivamente a 15-20 d́ıas en la baja
estratosfera. Estos valores tampoco se corresponden con los observados por Baldwin and
Dunkerton (2001) para episodios extremos estratosféricos. Estos resultados indican que los
eventos no propagantes presentan estructura barotrópica en la troposfera, llegando a afectar
a la tropopausa, y por tanto, la baja estratosfera, lo que es congruente con un evento de
origen troposférico. De hecho, para los eventos no propagantes, no se han detectado episodios
NAM en 10 hPa en un intervalo de al menos 50 d́ıas antes del evento en 1000 hPa, lo que
indica la ausencia de un precursor estratosférico.
En el composite de los eventos propagantes destacan los valores negativos del ı́ndice NAM
en la estratosfera que se extienden 40 d́ıas antes de la detección en 1000hPa, mientras que
en la troposfera se observan pequeñas anomaĺıas (tanto positivas como negativas) del ı́ndice
NAM positivas en dicho periodo. Por otra parte, el mı́nimo del ı́ndice NAM en 10hPa ocurre
con anterioridad al evento NAM en 1000hPa (d́ıa 0), lo que indica una clara propagación
descendente del evento desde el nivel de 10hPa al nivel de 1000hPa. Por todo ello, se concluye
que en los eventos clasificados como propagantes la señal se genera en la estratosfera y se
propaga en d́ıas posteriores a la troposfera. También cabe destacar el tiempo de persistencia
de la señal en la baja estratosfera, que supera la duración de la señal en 10hPa, lo que
coincide con los resultados de Baldwin and Dunkerton (2001). Sin embargo, el composite
refleja una propagación del evento estratosférico hacia la troposfera en forma de embudo, a
diferencia del t́ıpico “driping paint” (Figura 1) asociado a SSW (Baldwin and Dunkerton,
2001), en el que la señal NAM en la baja estratosfera se extiende únicamente hacia tiempos
posteriores al d́ıa 0.
Para entender estas diferencias hay que tener en cuenta que la Figura 3 está centrada
en torno a la fecha de inicio del evento NAM en 1000 hPa (d́ıa 0), mientras que el “driping
paint” se calcula con respecto a la fecha de ocurrencia del evento NAM en 10 hPa. Por
definición, los eventos propagantes deben estar precedidos por eventos NAM (<-2.5 SD) en
10 hPa. Aśı, se ha aplicado la metodoloǵıa descrita en la Sección 2.2 con el fin de identificar
los episodios NAM en 10 hPa precursores de los eventos propagantes. Esto permite estimar
el tiempo que tarda la señal NAM en propagarse verticalmente desde 10hPa hasta 1000hPa.
El desfase medio encontrado entre la ocurrencia del evento NAM estratosférico y el corres-
pondiente NAM propagante en 1000 hPa es de 15 d́ıas aproximadamente. No obstante, dicho
tiempo de propagación difiere de evento a evento, encontrándose casos que se propagan en
menos de 10 d́ıas y casos en los que la propagación es mucho más lenta. Estos dos tipos de
eventos se definen aqúı como inmediatos y tard́ıos, respectivamente,y se analizarán con más
13 Nuria P. Plaza. ORIGEN DE LA SEÑAL NAM EN LA BAJA TROPOSFERA
propagating
-40 -20 0 20 40
days
1000
100
10
p
re
s
s
u
re
 (
h
P
a
)
-2
.2
-2
.2
-2
.0
-2
.0
-1
.8
-1
.8
-1
.6
-1
.6
-1.4
-1
.4
-1.2
-1
.2
-1
.0
-1
.0
-0
.8
-0
.8
-0.6
-0
.6 -0
.6
-0
.4
-0
.4
-0.2
-0
.2
0.0
0
.0
0.0
non-propagating
-40 -20 0 20 40
days
1000
100
10
p
re
s
s
u
re
 (
h
P
a
)
-1
.2
-1
.0
-0
.8
-0.6
-0.4
-0
.4
-0
.2
-0.2
0
.0
0
.0
0.2
prop. vs non-prop.
-40 -20 0 20 40
days
1000
100
10
p
re
s
s
u
re
 (
h
P
a
) -1.8
-1.6
-1.4
-1
.2-1
.0
-0
.8
-0
.8-0
.6
-0
.6
-0
.4
-0
.4
-0.2
-0
.2
-0
.2
0
.0
0
.0
0.00
.0
0
.2
0.2
Figura 3: Composites de la sección tiempo-presión del ı́ndice NAM (SD) para
eventos propagantes (arriba), no propagantes (centro) y su diferencia (abajo).
Los composites están centrados en la fecha de inicio (d́ıa 0) del evento NAM en 1000 hPa,
con valores negativos (positivos) indicando d́ıas anteriores (posteriores) a la ocurrencia del
evento. Las zonas rayadas en la figura inferior indican diferencias significativas entre los
eventos propagantes y no propagantes al nivel de confianza del 95 %.
profundidad en la Sección 3.4.
La diferencia de composites entre eventos propagantes y no propagantes muestra un ciclo
de vida muy similar en la baja troposfera. No obstante, la señal NAM en el caso de los
eventos propagantes tiende a ser más persistente, alcanzando valores apreciables (∼ -0.5 SD)
hasta 30 d́ıas posteriores al inicio del evento, frente a los no propagantes, que se extienden
hasta aproximadamente 20 d́ıas. Por lo tanto se concluye que, en general, la intensidad
y persistencia de los eventos propagantes y no propagantes son indistinguibles en la baja
troposfera.
No obstante, pueden existir diferencias en la distribución espacial de sus anomaĺıas. Para
evaluar esta hipótesis, se han calculado composites del patrón espacial de anomaĺıas de
altura geopotencial en distintos niveles verticales para el periodo de 0 a 20 d́ıas de los eventos
propagantes y no propagantes, aśı como su diferencia (Figura 4). En los niveles estratosféricos
existen diferencias claramente significativas entre ambos composites. En el caso propagante
se observa una anomaĺıa positiva en altas latitures con estructura anular, indicando un
debilitamiento del vórtice polar, que no se observa en el caso no propagante. Este resultado
está de acuerdo con el hecho de que las anomaĺıas estratosféricas que preceden a los eventos
propagantes persisten tras la propagación descendente y la ocurrencia del evento en 1000
hPa (ver Figura 3). De hecho, en la tercera columna, donde se muestran las diferencias
entre ambos composites, se tiene una región con diferencias significativas en el casquete
polar. Esta diferencia se observa en todos los niveles, incluida la baja troposfera. Como
resultado, el composite de eventos propagantes presenta una distribución anular, mientras
que los eventos de origen troposférico se caracterizan por una señal más regional y confinada
en el Atlántico. Cabe destacar que ambos eventos se han identificado de manera idéntica (a
partir de promedios zonales de altura geopotencial en el casquete polar en 1000 hPa) por
lo que a priori cabŕıa esperar una estructura anular en ambos composites. No obstante, los
resultados revelan que los eventos propagantes son más afines con un patrón hemisférico
tipo Oscilación Ártica (AO), mientras que los no propagantes encajan más en un patrón
regional tipo Oscilación del Atlántico Norte (NAO). Si bien, ambos modos de variabilidad
son indistinguibles en inviernos, como demuestra la alta correlación existente entre la AO y
la NAO (Baldwin et al, 2003), los resultados sugieren diferencias desde un punto de vista
fenomenológico (ej., Thompson et al (2002)).
La Figura 3 muestra también diferencias significativas entre ambos composites en la tro-
posfera para periodos anteriores a la detección del evento NAM en 1000 hPa (es decir, para
desfases negativos). Este resultado podŕıa ser un indicador del tipo de evento, troposférico
o estratosférico, que posteriormente se detecta en 1000hPa. Con el fin de determinar si exis-
ten diferentes precursores para los eventos propagantes y no propagantes, en la Figura 5 se
muestran los correspondientes composites de anomaĺıas de la altural geopotencial para los
d́ıas -5 y -25, y su diferencia. Los resultados indican diferencias significativas en la troposfera
centradas en la región de la baja Aleutiana, aśı como en el sur de Groenlandia. En ambas
regiones, el caso propagante muestra anomaĺıas negativas, que se traduce en una profundi-
zación de la baja Aleutiana, mientras que el composite de los eventos no propagantes indica
15 Nuria P. Plaza. ORIGEN DE LA SEÑAL NAM EN LA BAJA TROPOSFERA
propagating 1000 [0-20]
-40-20
-20
0
0
20
40
60
non-propagating 1000 [0-20]
-20
0
0
204
0
6
0
60
prop. vs non-prop. 1000
0
0
0
0
propagating 500 [0-20]
-40-20
0
0
20
40
60
80
non-propagating 500 [0-20]
-40-20
0
0 0
2040
60
80
prop. vs non-prop. 500
-20
0
0
0 0
0
propagating 150 [0-20]
-60-40-20
0
0
20
406080
100120140160
180
200
non-propagating 150 [0-20]
-60-40-20
0
0
0
20406
0
80
prop. vs non-prop. 150
-40-20
0
0
0 20
4
0
6080100120
propagating 50 [0-20]
-60
-40
-20
-20
-20
020406080100120
140
160180200220240260280
non-propagating 50 [0-20]
-4
0
-20
-2
0 02040
60
80
prop. vs non-prop. 50
-6
0
-40
-2
0
-20
020406080100
120140160180200220240260280
Figura 4: Composites de los patrones espaciales de anomaĺıas de altura geopo-
tencial (m) en distintos niveles de presión para el periodo [0,20] d́ıas después de
la ocurrencia de eventos propagantes (columna izquierda), no propagantes (co-
lumna central) y su diferencia (columna derecha). Las zonas rayadas en las figuras
de la columna derecha indican diferencias significativas entre los eventos propagantes y no
propagantes al 95 % de confianza.
3 Resultados 16
un debilitamiento de la misma (anomaĺıas positivas).
La baja Aleutiana se ha descrito en numerosos estudios como un precursor de debilita-
miento del vórtice polar estratosférico, y de la ocurrencia SSW (ej., Gerber et al (2012)).
De hecho, en el composite propagante se observa el debilitamiento del vórtice en los nive-
les estratosféricos para el intervalo temporal considerado. Estos resultados sugieren que la
intensificación de la baja Aleutiana es un precursor de los episodios NAM estratosféricos
que preceden a los eventos propagantes. Estudios previos han demostrado que dicha inten-
sificación lleva asociada una amplificación de ondas de Rossby con número de onda k=1 en
la troposfera, las cuales pueden propagarse a la estratosfera y romper en el vórtice polar,
causando su desaceleración (ej., Barriopedro and Calvo (2014)). Por el contrario, el debi-
litamiento de la baja Aleutiana, como se observa en el caso no propagante, lleva asociada
una menor actividad de ondas en la troposfera, y una menor propagación vertical hacia la
estratosfera.
3.4. Diferencias entre eventos estratosféricos
En la Figura 3 se hab́ıa observado una estructura de cuello de botella entre estratosfera y
troposfera para la señal NAM asociada al composite de los eventos propagantes. Esto parećıa
ser consecuencia por una parte de las diferencias existentes en el tiempo de propagación de
la señal NAM desde 10 hPa hasta 1000 hPa, definido como el intervalo de tiempo t que
transcurre entre el evento NAM en 10 hPa y el evento NAM en 1000 hPa. Para confirmar
esta hipótesis, en esta sección se han clasificado los 20 eventos propagantes en dos subgrupos:
1) Los denominamos como tipo A, que presentan una propagación inmediata, definida como
t < 10 d́ıas; 2) Los eventos propagantes clasificados como tipo B, caracterizados por una
propagación más lenta (t ≥ 10 d́ıas). Dicha clasificación permitió identificar 7 eventos tipo
A y 13 eventos tipoB.
En la Figura 6 se presentan los composites de la sección tiempo-altura NAM para ambos
tipos de eventos propagantes (de nuevo, el d́ıa 0 identifica el inicio del evento NAM en 1000
hPa). El composite de los eventos tipo A muestra efectivamente un descenso rápido de la
señal estratosférica, que presenta cierto parecido con el patrón dripping paint (Figura 1). En
el composite de los eventos tipo B, se observa que la señal en 10hPa se genera mucho antes
que la correspondiente al composite tipo A. El mı́nimo del ı́ndice NAM en dicho nivel se
tiene en torno a 15 d́ıas antes del d́ıa de detección del evento en 1000hPa, frente a los ∼5
d́ıas de propagación de los eventos tipo A. Sin embargo, esto no es muy representativo ya
que se tiene una gran dispersión en los tiempos de propagación para cada evento. De hecho,
se ha obtenido que un evento NAM en 1000 hPa distaba 69 d́ıas de su d́ıa de detección en
10 hPa. Esto se debe a que dicho evento estratosférico es el único de todos los detectados
que ha dado lugar a dos eventos NAM en troposfera.
Los eventos estratosféricos que preceden a los eventos tipo A resultan interesantes desde
un punto de vista de la predicción a corto plazo, si bien proporcionan una ventana temporal
17 Nuria P. Plaza. ORIGEN DE LA SEÑAL NAM EN LA BAJA TROPOSFERA
propagating 1000 [-5--25]
0
0
0
0
20
non-propagating 1000 [-5--25]
0
0
20
prop. vs non-prop. 1000
-20
0
0
0
propagating 500 [-5--25]
-20
0
0
0
20
40
non-propagating 500 [-5--25]
0
0
0
20
20
prop. vs non-prop. 500
-40
-20
0
0
0
0
2
0
propagating 150 [-5--25]
-40
-20
0
0
0
20
20
4
0
6080
non-propagating 150 [-5--25]
0
0
20
20
20
prop. vs non-prop. 150
-80
-60-40-20
0
0
0
0
20
20
4
0
6
0
80
propagating 50 [-5--25]
-4
0
-4
0
-20
-20
020406080
100120140160180200220240
non-propagating 50 [-5--25]
0
20
40
prop. vs non-prop. 50
-8
0-6
0
-4
0
-2
0
0
0
0
0
20406
08
0
100120140160180
200
Figura 5: Como la Figura 4 pero para el periodo [-25,-5] d́ıas
3 Resultados 18
Type A
-40 -20 0 20 40
days
1000
100
10
p
re
s
s
u
re
 (
h
P
a
)
-2
.6 -
2
.4
-2
.4
-2
.2
-2
.2 -2
.0
-1
.8-1.6
-1
.6
-1.4
-1
.4
-1.2
-1
.2
-1
.0-0
.8
-0
.8
-0.6
-0
.6
-0
.6
-0
.4
-0
.4
-0.4
-0
.2
-0
.2
0
.0
0
.0
0
.2
Type B
-40 -20 0 20 40
days
1000
100
10
p
re
s
s
u
re
 (
h
P
a
)
-2
.0
-2
.0
-1
.8
-1
.8
-1
.6
-1
.6
-1
.4
-1
.4
-1.2
-1
.2
-1
.0
-1.0
-0
.8
-0
.8
-0.6
-0
.6
-0
.4
-0
.4
-0
.2
-0
.2
0.0
0
.0
0.2
0.2
Type A vs Type B
-40 -20 0 20 40
days
1000
100
10
p
re
s
s
u
re
 (
h
P
a
)
-0
.8
-0
.6-0
.6
-0
.6
-0.4
-0
.4
-0
.4
-0
.4
-0
.2
-0
.2 -0
.2
-0
.2
0.0 0
.0
0
.0
0
.20
.4
0
.6
0
.81.0
Figura 6: Como la Figura 3 pero para eventos propagantes tipo A (arriba), tipo B (centro)
y su diferencia (abajo).
19 Nuria P. Plaza. ORIGEN DE LA SEÑAL NAM EN LA BAJA TROPOSFERA
escasa para la anticipación de sus efectos en superficie debido a la inmediatez de su propa-
gación. Por el contrario, los eventos tipo B suponen un reto para la predicción a medio plazo
y un amplio margen de actuación para paliar sus posibles efectos adversos. En la Figura
5 se ha encontrado que los eventos propagantes (tipo A y B) presentan ciertos precursores
troposféricos distintos a lso eventos no propagantes. Cabe preguntarse si existen igualmente
diferencias entre los precursores de los episodios estratosféricos que preceden a los eventos
propagantes tipo A y B. Para ello, se han representado en la Figura 7 los composites de la
sección NAM para los eventos tipo A y B. En este caso, puesto que lo que interesa es identi-
ficar precursores de los eventos estratosféricos con rápida y lenta propagación, el composite
se ha representado con respecto al d́ıa de detección del evento en 10 hPa.
Ambos composites presentan mayor parecido al dripping paint (Figura 1) de Baldwin
and Dunkerton (2001), que en el caso de la Figura 6. Aśı mismo, esto permite ver de nuevo
las diferencias en los tiempos de propagación de la señal entre los eventos tipo A y tipo
B. Estas diferencias tienen implicaciones obvias en la troposfera, con una respuesta NAM
inmediata en el caso del tipo A y una respuesta retrasada (y que por tanto se extiende a
tiempos mayores) en el caso tipo B. Por otro lado, la mayor dispersión de los tiempos de
propagación de los eventos tipo B genera una señal NAM más persistente en la estratosfera
para tiempos posteriores. Respecto a los precursores, se observan diferencias significativas en
la estratosfera entre los d́ıas -30 y -40, lo que podŕıa indicar un distinto precondicionamiento
del vórtice polar estratosférico. En la troposfera, existen también diferencias significativas
alrededor del intervalo [−20,−10] lo que podŕıa indicar la existencia de distintos precursores
troposféricos. Para un análisis más detallado de esta ventana temporal, se han representado
los composites de las anomaĺıas de altura geopotencial promediadas en el intervalo de -21 a
-1 d́ıas para los eventos tipo A, tipo B, y su diferencia (Figura 8)
En ambos casos se tiene en el nivel de 50hPa el principio del desarrollo del evento estra-
tosférico. No obstante, se observan diferencias significativas en la distribución de anomaĺıas
de altura geopotencial. Es posible que este rasgo refleje diferencias en el precondicionamiento
del vórtice polar (y por tanto en su sensibilidad y respuesta a precursores troposféricos), o
bien que el intervalo escogido esté capturando la respuesta inicial a la acción de diferentes
precursores troposféricos. En los niveles troposféricos, ambos composites muestran un de-
bilitamiento de la baja Aleutiana, de acuerdo con el composite de eventos propagantes de
la Figura 5. No obstante, existen diferencias en la intensidad de la baja Aleutiana, siendo
ésta más profunda en los eventos tipo A, lo que indicaŕıa una mayor actividad de ondas de
Rossby con número de onda k=1. Aśı mismo, las anomaĺıas positivas en la zona siberiana
caracteŕısticas de los eventos tipo A se han identificado como un precursor de onda 1 de
eventos estratosféricos (Barriopedro and Calvo, 2014).
Para determinar con más precisión las contribuciones de cada onda a cada tipo de evento
propagante, se ha realizado una descomposición de Fourier del campo de altura geopotencial
de 100 hPa en ondas planetarias con número de onda zonal k=1,2. La Figura 9 muestra
el composite de las anomaĺıas de amplitud de onda k=1 y k=2 en 60◦N para cada tipo de
evento propagante, calculado con respecto a la fecha de inicio del evento en 10 hPa.
3 Resultados 20
Type A
-40 -20 0 20 40
days
1000
100
10
p
re
s
s
u
re
 (
h
P
a
)
-2
.4 -2
.2
-2
.0
-1
.8-1.6
-1.4
-1
.4
-1
.2
-1
.2
-1
.0
-1
.0
-0.8
-0
.8
-0.6
-0
.6
-0
.4 -0
.4
-0
.4
-0
.2
-0
.2
0
.0
0
.2
Type B
-40 -20 0 20 40
days
1000
100
10
p
re
s
s
u
re
 (
h
P
a
)
-2
.6
-2.4-2.2
-2
.0
-1
.8-1
.6
-1
.4
-1
.2
-1
.2
-1
.0
-1.0
-1
.0
-0
.8-0
.6
-0
.4
0
.0
0
.0
0
.2
0.
2
0
.2
0
.4
0
.4
Type A vs Type B
-40 -20 0 20 40
days
1000
100
10
p
re
s
s
u
re
 (
h
P
a
)
-0
.8-0
.8
-0.6
-0
.4
-0
.4
-0
.4
-0
.2
-0
.2
0.0
0
.0
0
.2 0
.4
0
.4
0
.4
0
.6
0.
6
0
.6
0
.8
Figura 7: Como la Figura 6 pero calculado respecto al d́ıa de ocurrencia del evento NAM
en 10 hPa que precede a cada evento propagante.
21 Nuria P. Plaza. ORIGEN DE LA SEÑAL NAM EN LA BAJA TROPOSFERA
Type A 1000 [-1--21]
-40
-20
0
0
0
0
20
Type B 1000 [-1--21]
-2
0
0
0
0
0
20
Type A vs Type B 1000
-2
0
-20
0
0
0
0
0
0
2
040
Type A 500 [-1--21]
-60-40
-20
0
0
0 20
20
20
40
Type B 500 [-1--21]
-40
-2
0
0
0
0
20
20
40
Type A vs Type B 500
-40 -20
0
0
0
20
4
0
Type A 150 [-1--21]
-80
-60-40-20
0
0
0
0
0
20
20
40
40
40
60
8
0
Type B 150 [-1--21]
-40
-20
0
0
0
0
20
40
Type A vs Type B 150
-60-40-20
0
0
0
0
0
20
20
2
0
40
40
60
80
Type A 50 [-1--21]
-40-2
0
-20
0
0
20406080100120
140
Type B 50 [-1--21]
-4
0-2
0
-20
0 0
0
20406080100
120
Type A vs Type B 50
-80-60
-40
-20
0
0
20
406080
Figura 8: Como la Figura 5 pero para el periodo [-1,-21] d́ıas que precede a los eventos
propagantes tipo A (columna izquierda), tipo B (columna central) y su diferencia (columna
derecha).
3 Resultados 22
wave-1
-40 -20 0 20 40
days
-100
-50
0
50
100
150
Z
 (
m
g
p
)
Type A
Type B
wave-2
-40 -20 0 20 40
days
-100
-50
0
50
100
150
Z
 (
m
g
p
)
Type A
Type B
Figura 9: Composite de las anomaĺıas de la amplitud de la onda k=1 (arriba)
y k=2 (abajo) del campo de altura geopotencial (m) en 60ºN y 100 hPa para
eventos propagantes tipo A (ĺınea continua) y tipo B (ĺınea discontinua). Los
trazos de ĺınea gruesa identifican los d́ıas con diferencias significativas entre ambos eventos
al nivel de confianza del 95 %.
23 Nuria P. Plaza. ORIGEN DE LA SEÑAL NAM EN LA BAJA TROPOSFERA
La onda planetaria k=1 está notablemente presente tanto en el tipo A como tipo B
durante los 10-15 d́ıas precedentes al evento. Sin embargo, la amplificación de onda k=1
que precede a los eventos tipo A es apreciablemente mayor y más persistente (aunque no
significativa) que la observada en los de tipo B. La presencia de esta onda en los eventos
propagantes ya fue resaltada por Nakagawa and Yamazaki (2006) y está de acuerdo con la
profundización de la baja Aleutiana en el composite del tipo A de la Figura 8. En la onda
planetaria k=2 también se observan diferencias entre los tipos durante los 10 d́ıas anteriores
al evento estratosférico, si bien éstas no alcanzan el nivel de significatividad p<0.05, debido
a la alta variabilidad de cada caso. Aśı, los eventos tipo B presentan una amplificación de
la onda k=2, a diferencia del composite tipo A, en el que apenas existe contribución de
esta onda. La amplificación de la onda k=2 está de acuerdo con las anomaĺıas positivas
centradas en Escandinavia, que coincide con uno de los nodos positivos de la onda k=2
climatológica en troposfera (ej., Barriopedro and Calvo (2014)). Por tanto, los resultados
indican que los eventos propagantes tipo A están precedidos de una amplificación pura de
onda k=1, inducida por la intensificación de la baja Aleutiana, mientras que los eventos tipo
B presentan un comportamiento mixto con contribuciones de onda k=1,2 relacionadas con
la profundización de la baja Aleutiana y la alta escandinava, respectivamente.
4. Conclusiones y discusión
Los principales resultados de este trabajo pueden resumirse en las siguientes conclusiones:
Se ha diseñado un algoritmo automático que permite clasificar los eventos NAM en 1000
hPa según su origen: troposférico (no propagantes) o estratosférico (propagantes).
Los eventos de origen troposférico y estratosférico no presentan diferencias muy nota-
bles en el ciclo de vida de la señal NAM en 1000 hPa. No obstante, el patrón espacial
asociado a los eventos no propagantes presenta un carácter más regional (tipo NAO),
mientras que el de los eventos propagantes es más anular (tipo AO).
Los eventos de origen troposférico no comparten los mismos precursores que los eventos
de origen estratosférico. En concreto, la baja Aleutiana parece ser un indicador de la
posible ocurrencia de uno u otro tipo de evento NAM.
Se han identificado dos tipos de eventos de origen estratosférico atendiendo a su velo-
cidad de propagación desde la estratosfera a la troposfera. Éstos presentan diferencias
significativas en la evolución de la respuesta NAM en 1000 hPa
Los dos tipos de eventos estratosféricos presentan diferentes precursores troposféricos.
Los eventos de propagación rápida están precedidos por una fuerte intensificación de
la baja Aleutiana y la onda k=1. Lo de propagación lenta presentan contribuciones de
la onda k=1 y k=2 y tienden a ocurrir tras una intensificación simultánea de la baja
Aleutiana y la alta escandinava.
4 Conclusiones y discusión 24
En la sección anterior se ha visto que existen diferencias significativas entre los eventos
NAM en 1000 hPa de origen troposférico y estratosféricos. A pesar de que la señal en la baja
troposfera es prácticamente indistinguible en cuanto a su intensidad y ciclo de vida, se han
observado importantes diferencias en la distribución de anomaĺıas de altura geopotencial. De
esta forma los eventos de origen estratosférico presentan en promedio una distribución más
anular que los eventos de origen troposférico (más regional), con posibles implicaciones en
sus impactos en temperatura y precipitación, que no se han considerado en este trabajo. La
distribución anular coincide con la ya observada anteriormente por Baldwin and Dunkerton
(2001); Nakagawa and Yamazaki (2006); Palmeiro et al (2015) para eventos estratosféricos
extremos, si bien dichos estudios se han centrado en analizar las respuestas troposféricas a
eventos NAM en 10 hPa, mientras que en este trabajo el énfasis se pone en el origen de
eventos NAM en 1000 hPa.
Por otra parte se ha encontrado una clara distinción entre los precursores de eventos
propagantes y no propagantes. En particular, el debilitamiento de la baja Aleutiana es un
rasgo caracteŕıstico de los eventos de origen troposférico, mientras que su intensificación
aparece como un precursor eficiente de los eventos de origen estratosférico. Aparentemente,
no existen diferencias sustanciales entre los precursores de los eventos propagantes y de
los SSW. No obstante, no todos los SSW muestran impacto en troposfera. Por tanto, seŕıa
interesante comparar con más detalle los eventos propagantes analizados en este trabajo con
los SSW, incluyendo aquellos que no presentan respuestas en la troposfera.
También se han detectado diferencias en los tiempos de propagación de los eventos estra-
tosféricos. Aunque se sabe que dichos eventos pueden presentar diferentes caracteŕısticas en
su propagación, hasta ahora no se hab́ıan identificado ni caracterizado eventos estratosféricos
con propagación rápida y lenta, lo que supone una de las novedades de este trabajo. El es-
tudio detallado de estas dos clases de eventos ha permitido identificar distintos precursores.
La propagación más inmediata de la señal NAM estratosférica se relaciona con una mayor
contribución de la onda planetaria k=1 y una fuerte profundización de la baja Aleutiana. Por
otro lado, los eventos con propagación lenta están asociados con amplificaciones simultáneas
de k=1 y k=2, como una aparente consecuencia de una intensificación simultánea de la baja
Aleutiana y de la alta escandinava. Estos resultados sugieren que la configuración de las
ondas planetarias en la troposfera no solamente causa anomaĺıas en el vórtice polar sino que
también puede condicionar el tiempo de propagación de dichas anomaĺıas hacia la troposfera.
Seŕıa interesante estudiar este aspecto en más profundidad, aśı como analizar el posible papel
del precondicionamiento del vórtice en los tiempos de propagación estratosfera-troposfera.
Por último, con vistas a la predicción operativa, seŕıa potencialmente beneficioso explorar
con más detalle los precursores de los eventos troposféricos y estratosféricos, aśı como su
evolución en intervalos más pequeños. De esta forma se evaluaŕıa si dichos precursores se
observan también en modelos numéricos. Esto permitiŕıa a su vez evaluar dichos modelos
y, al mismo tiempo, disponer de un mayor número de casos con el que concretar mejor la
relación de las distintas ondas y los tiempos de propagación.
25 Nuria P. Plaza. ORIGEN DE LA SEÑAL NAM EN LA BAJA TROPOSFERA
5. Agradecimientos
En primer lugar me gustaŕıa agradecer a mis tutores David Barriopedro y Natalia Calvo
la ayuda y predisposición que me han ofrecido en todo momento. También me gustaŕıa
agradecer el apoyo recibido por parte de mi familia y amigos. Por supuesto, esto se extiende
a mis compañeros y profesores del Máster de Meteoroloǵıa dela UCM, que durante todo el
año me transmitieron motivación. Y por último y no menos importante, a Iván Esteban y
Nuria Garćıa por introducirme en el mundo de Latex y ofrecer siempre su apoyo.
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misphere wintertime weather: Implications for prediction. Journal of Climate 15(12):1421–
1428
	Introducción
	Bases de datos y metodología utilizada
	Obtención del índice NAM
	Identificación de eventos en la baja troposfera
	Resultados
	Clasificación de eventos según su origen
	Comparación con criterio de karpechko2017predictability
	Origen troposférico vs origen estratosférico
	Diferencias entre eventos estratosféricos
	Conclusiones y discusión
	Agradecimientos