Ve střední a vysoké troposféře se nad polokoulí, která má zimní půlrok, utváří v rozsáhlé oblasti kolem zeměpisného pólu cyklonální proudění, které se nazývá polární vortex. Toto proudění se propaguje také do vyšších hladin do stratosféry. Nad severní polokoulí proudí vzduch v zimním období v podobě tohoto výškového jet-streamu ve směru od západu k východu. Vítr proudí kolem oblasti polární tlakové výše, která v zimním období vlivem vychládání zemského povrchu zesiluje, čímž se zvýrazňuje teplotní gradient mezi teplejšími zeměpisnými šířkami (v oblasti rovníku) a pólem, což vede k zesilování větru. V zimě je tedy polární vortex velmi silný, v létě zaniká. Západo-východní směr větru je zapříčiněn setrvačnou Coriolisovou silou. Nad jižní i severní polokoulí tedy cirkumpolární proud míří od západu k východu, což na severní polokouli je směr obíhání proti směru hodinových ručiček a na jižní polokouli po směru. Celý útvar má obvykle poloměr do 1000 km.

Severní (též arktický) polární vortex mívá zpravidla dvě jádra. Jedno v oblasti Baffinova ostrova v Kanadě, druhé v oblasti severovýchodní Sibiře. Antarktický polární vortex pak má jádro obvykle kolem zálivu Ross Ice Shelf v Antarktidě. Je-li polární vortex výrazný a silný, zesilují západní větry v nízké troposféře. V případě, že je vortex slabý, dochází k rozrušení jinak ustáleného proudění ve středních zeměpisných šířkách, což vede k vpádům studeného vzduchu. V polárních vortexech dochází také k významnému úbytku stratosférického ozónu, zejména nad jižní polární oblastí na jaře.

Polární cyklonální proud je soubor klimatologických jevů, které se vyskytují v rozsáhlé oblasti kolem zeměpisných pólů. Stratosférický polární vortex vzniká nad subtropickým jet-streamem v regionu mezi tímto jet-streamem a pólem. Zpravidla ze stratosféry zasahuje až dolů do střední troposféry, ve značném rozsahu tlakových hladin. Výzkum, popis a modelování podléhá rozmanitým přístupům, např. je používána hladina 4 hPa, která je zhruba uprostřed stratosféry. Data z této hladiny jsou často neúplná a nedostačující, proto se někdy modeluje hladina 50 hPa. V hladině tropopauzy je největší rozsah uzavřených izočar potenciální teploty, která tak dobře poslouží k popisu intenzity jevu. Někteří odborníci využívají k identifikaci polárního vortexu v zimním období hladinu 500 hPa.

Polární vortex je slabý během letního půlroku a zesiluje během zimy. Jednotlivé vortexy mohou existovat i více než měsíc. Okludující mimotropické cyklóny se přesouvají do vyšších zeměpisných šířek, kde utvářejí studené tlakové níže (v angl. originále cold-core lows, cyklóny s jádrem studeného vzduchu), které se udržují v oblasti polárního vortexu. Jsou popsány případy, kdy se na intenzitě polárního vortexu projevují i vulkanické erupce, jejichž vliv trvá i 2 roky. Polární vortex má zásadní vliv na polohu a intenzitu tlakových níží a dráhy jejich přesunu. Má také vliv například na NAO, North Atlantic Oscillation index.

V ojedinělých případech dochází k zesílení vortexu, případně ke změně jeho proudění ze zonálního na meridionální. Trajektorie hlavního větrného řečiště vortexu se tak přesouvá více k rovníku (tj. na severní polokouli k jihu) a pak proniká studený vzduch značně jižněji, kam přináší velká ochlazení. Takový případ nastal v r. 1985. Naopak antarktický polární vortex je oproti arktickému ustálenější, nepodléhá takovým oscilacím a výkyvům. Příčinou je přesun kontinentálního vzduchu ve vysokých zeměpisných šířkách severní polokoule, jehož vlivem zesilují Rossbyho vlny, které přispívají k narušování polárního vortexu. Na jižní polokouli, kde je méně pevniny, taková narušení nepozorujeme.

Významné narušení kontinuálního polárního vortexu je známo jako náhlé stratosférické oteplení, kdy může dojít k úplnému rozbití struktury vortexu vlivem oteplení střední stratosféry o 30 až 50 °C během několika málo dní.

První souvislá měření stratosférické teploty vzduchu prováděl Richard Scherhag v roce 1951 za pomocí radiosond, které vystoupaly do velkých výšek kolem 40 km. Díky trpělivosti a vytrvalosti zjistil dne 27. 1. 1952 náhlé výrazné oteplení vysokých stratosférických vrstev. Po tomto zjištění dal Scherhag dohromady tým meteorologů z Free University Berlin, aby společně studovali stratosférické děje. Následně pak měřili teplotu a geopotenciální výšku různých tlakových hladin pomocí radiosond a měřicích raket. V roce 1979 rozšířili měřicí techniku o satelity, díky tomu mohli měřit více dat.

Meteorologové klasifikují rozrušení či rozbití polárního vortexu třemi kategoriemi: velké, malé a konečné. Někdy se ještě přiřazuje čtvrtá kategorie, "kanadské oteplení", vzhledem k jinému a neobvyklému způsobu jeho struktury a vývoje.

Velké narušení vortexu se projevuje tak, že západní proudění v oblastech nad 60. stupněm severní zeměpisné šířky a v hladině 10 hPa se zcela otočí, tzn. vítr vane od východu. Dochází k úplnému rozbití vortexu, přičemž se dosavadní proudění rozdrobí na několik dceřiných dílčích proudů, anebo se proud přesune ze své dosavadní polohy kolem pólu.

Malé narušení je podobné velkému s tím rozdílem, že není tak dramatické. Západní přenos je zeslaben, ale nedochází ke změně na východní směr proudu. Také není nikdy pozorováno úplné rozrušení celého vortexu.

Konečné narušení odpovídá radiačním změnám ve stratosféře, kdy se mění zimní západo-východní cirkulace na opačnou východo-západní, která probíhá v teplém půlroce. Během přechodu ze zimní na letní cirkulaci dochází právě ke konečnému rozrušení vortexu, kdy už následně nedojde k návratu k zimní cirkulaci (jak se to děje při velkém narušení).

Kanadské narušení nastává v časném období nadcházející zimy, nejčastěji mezi polovinou listopadu a první dekádou prosince. K něčemu takovému dochází pouze na severní polokouli, nikoli u antarktického vortexu.

Během každé zimy na severní polokouli se odehraje několik malých narušení vortexu. A k velkému narušení dochází zhruba jednou za 2 roky. Jedním z důvodů vzniku náhlého stratosférického oteplení na severní polokouli je fakt, že orografie a teplotní kontrast mezi pevninou a povrchem oceánů zodpovídají za vznik dlouhých Rossbyho vln (vlnového čísla 1 nebo 2) v troposféře. Tyto vlny prostupují (propagují) do stratosféry, kde většinou dojde k jejich rozpuštění, ke zpomalení stratosférického větru a oteplení arktické vzduchové hmoty. To je důvod, proč se tento jev odehrává pouze na severní polokouli, s jedinou výjimkou. V roce 2002 bylo velké stratosférické narušení či oteplení pozorováno také na jižní polokouli nad Antarktidou. Vysvětlení, proč k tomu došlo, není dodneška beze zbytku jasné.

V počátku celého procesu dojde k utvoření blokujících synoptických útvarů v troposféře. Tyto blokující tlakové útvary zapříčiňují, že dlouhé Rossbyho vlny zonálního čísla 1 a/nebo 2 rostou na nezvykle velké amplitudy. Vlny pak propagují do stratosféry, kde zpomalují zonální proud. Polární jet (v angl. originále polar nihgt jet — jet-stream ve výškách kolem 24 km nad územím, kde je polární noc) je tímto procesem zeslabován. Protože amplituda vln roste s klesající hustotou vzduchu, klesá účinek přeměny západního na východní proudění ve velkých stratosférických výškách. Pokud jsou vlny dostatečně výrazné, významně klesá rychlost zonální složky proudění a západní směr vortexu se může změnit na východní. V tomto okamžiku přestávají planetární vlny propagovat do stratosféry.

Další transport energie do stratosféry je zcela blokován. Nastává rapidní zpomalování proudění a v kritických tlakových hladinách pak dochází k náhlému oteplení, které pak prostupuje směrem dolů s důsledkem obrácení původně západního proudění na východní v celé polární stratosféře. Existuje dokonce spojitost mezi náhlým stratosférickým oteplením a kvazidvouletou oscilací. To je víceméně periodická oscilace v rovníkové oblasti, mezi východním a západním proudem v tropické stratosféře, která se odehrává v periodě 28 až 29 měsíců. Když je tato oscilace ve východní fázi, tzn. stratosférický vítr v uvedené oblasti vane od východu k západu, dochází ke zvýraznění propagace Rossbyho vln nahoru do stratosféry v oblasti polárního vortexu, zesiluje jejich interakce s hlavním prouděním. Je evidentní statisticky významný vztah mezi náhlým stratosférickým oteplením a fází kvazidvouleté oscilace. .

Ačkoli je náhlé stratosférické oteplení zapříčiněno průnikem planetárních vln z troposféry směrem nahoru do stratosféry, je zde i následný zpětný efekt tohoto jevu na počasí u zemského povrchu. Vítr ve výšce se změnil z převážně západního na východní. Tyto východní větry, propagující k zemi z vyšších vrstev atmosféry, jsou příčinou zeslábnutí jet-streamu, čehož důsledkem bývají dramatická ochlazení v Evropě. Dochází ke změně zejména severoatlantské oscilace (NAO) a celkové změně proudění nad severním Atlantikem. Nejprve se objeví malá, nevýrazná oblast jižně od Grónska jakožto iniciace pronikání energie směrem dolů — říká se tomu Achillova pata severního Atlantiku. Přitom se mohou objevovat malá množství ochlazujícího se či oteplujícího se vzduchu, který se pohybuje podél polárního vortexu a který může omezit nebo zpozdit průnik vln směrem dolů. Následně dochází k ovlivnění mořských proudů v Atlantiku, které mohou být zbržďovány či zrychlovány. Protože je tepelný režim ostatních oceánů kauzálně propojen s děním v Atlantiku, dochází tak k celkem značné proměně celého planetárního klimatu.

Polární vortex je zesilován jevem La Niňa. Růst intenzity vortexu je také spojován se změnami relativní vlhkosti při průniku suchého vzduchu shora dolů v jádru vortexu. Spolu se zesilováním vortexu přichází také zvýšená dlouhovlnná radiace a ochlazování kvůli sníženému výparu vody uvnitř vortexu. Snížený obsah vody je důsledkem
snížené výšky tropopauzy uvnitř vortexu, který situuje suchý stratosférický vzduch nad vlhký troposférický. Aktivita planetárních vln na obou polokoulích se mění rok od roku, s tím koresponduje odpovídající intenzita vortexu a teplota atmosféry. Počet vln kolem obvodu vortexu závisí nepřímo úměrně na velikosti jeho jádra. Čím je jádro polárního vortexu menší, tím je počet planetárních vln větší.

Stupeň směšování vzduchových hmot z polárních oblastí a z mírných zeměpisných šířek závisí na vývoji a poloze nočního polárního jet-streamu. Směšování nastává v situaci nestabilních planetárních vln, které jsou charakteristické pro střední a vysokou stratosféru v zimní sezóně.

Studie z roku 2001 ukázaly, že stratosférické proudění má vliv na anomálie počasí v jednotlivých regionech. V témže roce vědci zjistili vysokou korelaci mezi slabým vortexem a velmi studenými epizodami počasí na severní polokouli. V dalších letech pak vědci odhalili interakce, závisející na úbytku polárního sněhu a ledu, výparu vody, odchylkách NAO anebo s typy počasí, které jsou spojeny s tvarem a polohou polárního vortexu. Bohužel, zatím je k dispozici příliš krátká doba sledování jevu (ca. 13 let), takže je zatím příliš brzo na spolehlivé závěry. Pro klimatologické účely je zapotřebí sledovat jev po dobu několika desetiletí.

Obecná úvaha zní, že zmenšování sněhové a ledové pokrývky snižuje albedo, v důsledku toho narůstá evaporace a v dalším důsledku se mění (snižuje) tlakový a teplotní gradient mezi rovníkovými a polárními oblastmi. To vede k zeslabení či úplnému kolapsu polárního vortexu. Příznakem těchto procesů je nárůst meandrovitosti jet-streamu, tj. zvětšování amplitudy Rossbyho vln, jejichž vrcholy zasahují více na sever i na jih od svého "středního" řečiště. Toto rozkmitání jet-streamu vede k několika důsledkům — nastává zvýšený přenos studeného vzduchu ze severu k jihu, a naopak, teplého vzduchu daleko na sever. Též se utvářejí blokující tlakové útvary.