Le influenze combinate della fase occidentale dell’oscillazione quasi-biennale e delle condizioni di massimo solare di 11 anni sulla circolazione invernale extratropicale dell’emisfero nord

Autori: Yousuke YAMASHITA Istituto Nazionale per gli Studi Ambientali, Tsukuba, Giappone Borsista post-dottorato JSPS per la ricerca all’estero, Dipartimento di Meteorologia, Università di Reading, Reading, Regno Unito

Hideharu AKIYOSHI Istituto Nazionale per gli Studi Ambientali, Tsukuba, Giappone

Theodore G. SHEPHERD Dipartimento di Meteorologia, Università di Reading, Reading, Regno Unito

e

Masaaki TAKAHASHI Istituto di Ricerca sull’Atmosfera e l’Oceano, Università di Tokyo, Kashiwa, Giappone

Abstract: Le influenze combinate della fase occidentale dell’oscillazione quasi-biennale (QBO-W) e delle condizioni di massimo solare (Smax) sulla circolazione invernale extratropicale dell’emisfero nord sono state investigate utilizzando dati di ri-analisi e simulazioni del modello climatico chimico del Centro per la Ricerca sul Sistema Climatico/Istituto Nazionale per gli Studi Ambientali (CCM). L’analisi composita per i dati di ri-analisi indica un rafforzamento del vortice polare a dicembre seguito da un indebolimento del vortice polare in febbraio-marzo per le condizioni QBO-W durante Smax** (QBO-W/Smax). Questa relazione potrebbe non essere specifica per le condizioni QBO-W/Smax** ma potrebbe semplicemente richiedere un vortice rafforzato a dicembre, che è più probabile sotto QBO-W/Smax. Sia i dati di ri-analisi sia le simulazioni CCM suggeriscono che i processi dinamici di propagazione delle onde planetarie e circolazione meridionale legati alla QBO-W attorno al vortice polare a dicembre sono simili per carattere a quelli legati a Smax; inoltre, entrambi i processi potrebbero lavorare in concerto per mantenere il vortice più forte durante QBO-W/Smax. Nei dati di ri-analisi, il vortice polare rafforzato a dicembre è associato allo sviluppo di un’anomalia troposferica dipolare nord-sud nel settore atlantico simile all’oscillazione nord-atlantica (NAO) durante dicembre-gennaio. La struttura dell’anomalia dipolare nord-sud presenta una componente di numero d’onda zonale 1 (WN1), dove la longitudine del crinale anomalo coincide con quella del crinale climatologico nell’Atlantico a gennaio. Ciò implica un’amplificazione dell’onda WN1 e porta all’incremento della propagazione verso l’alto dell’onda WN1 dalla troposfera alla stratosfera a gennaio, risultando in un indebolimento del vortice polare in febbraio-marzo. Sebbene le onde WN2 non svolgano un ruolo diretto nel forzare l’evoluzione del vortice stratosferico, la loro risposta troposferica alle condizioni QBO-W/Smax** sembra essere legata al mantenimento dell’anomalia simile alla NAO nella troposfera ad alta latitudine a gennaio. Questi risultati possono fornire una possibile spiegazione dei meccanismi alla base dell’evoluzione stagionale delle anomalie del vortice polare invernale durante le condizioni QBO-W/Smax** e del ruolo della troposfera in questa evoluzione**.

Introduzione

Le variazioni osservate nell’intensità del vortice polare durante l’inverno nell’emisfero nord (NH) sono correlate all’oscillazione quasi-biennale (QBO) nella stratosfera equatoriale. Questa relazione, nota come effetto Holton-Tan, è stata suggerita per la prima volta da Holton e Tan (1980, 1982). Holton e Tan hanno scoperto che il vento zonale del vortice polare NH è anomalamente forte durante la fase occidentale della QBO (QBO-W) a 50 hPa, mentre è anomalamente debole nella fase orientale della QBO (QBO-E) a 50 hPa. La linea di vento zero equatoriale, che rappresenta una linea critica per le onde planetarie stazionarie, si trova a latitudini diverse per QBO-W e QBO-E a 50 hPa. Questo spostamento nord-sud della linea critica nella stratosfera equatoriale inferiore tra QBO-W e QBO-E era tradizionalmente considerato come una connessione causale dalla QBO al vortice polare NH, influenzando la propagazione delle onde planetarie verso la regione equatoriale. Watson e Gray (2014) hanno fornito un supporto recente per questo meccanismo, dimostrando che la riflessione delle onde attorno alla linea critica nella stratosfera equatoriale inferiore ha contabilizzato direttamente la decelerazione del vortice polare per almeno i primi otto giorni del loro esperimento transitorio in condizioni QBO-E. Tuttavia, i modelli climatici che risolvono la stratosfera e l’estensione del limite superiore delle ri-analisi osservazionali permettono di includere la stratosfera equatoriale superiore e media nell’analisi statistica delle influenze della QBO sul vortice polare utilizzando sia modelli sia ri-analisi, e una connessione causale dallo spostamento della linea critica nella stratosfera equatoriale superiore/media al vortice polare NH è stata anche suggerita. Yamashita et al. (2011) hanno proposto questo meccanismo come una possibile spiegazione per l’accoppiamento QBO-vortice, suggerendo che lo spostamento nord-sud della linea critica nella stratosfera equatoriale superiore/media è importante per la propagazione delle onde planetarie verso la regione equatoriale e provoca un cambiamento nella circolazione meridionale sull’intera profondità della stratosfera, che influenza il vortice polare NH. Garfinkel et al. (2012) forniscono supporto per questa linea di argomentazione, utilizzando esperimenti transitori con un modello idealizzato sotto condizioni QBO-E perpetue e condizioni radiative fisse. Nel complesso, non c’è ancora accordo sui meccanismi di influenza QBO-vortice, ma non ci sono dubbi sull’esistenza dell’effetto e sul segno della risposta nel vortice polare NH.

L’influenza dell’attività solare sul clima è una questione di lunga data, e l’influenza del ciclo solare di 11 anni è stata spiegata come segue. Il cambiamento dell’irraggiamento solare nella radiazione ultravioletta (UV) vicino a 200 nm e tra 240 e 320 nm tra il massimo solare (S_max_) e il minimo solare (S_min_) è rispettivamente di circa il 6% e del 4%-8% (ad esempio, Gray et al. 2010). Il primo è importante per i cambiamenti nella dissociazione dell’ossigeno e nella produzione di ozono, mentre il secondo è importante per i cambiamenti nell’assorbimento del flusso solare da parte dell’ozono, che sono associati ai cambiamenti di temperatura osservati nella stratosfera superiore/media e nella mesosfera (ad esempio, Brasseur e Solomon 1986; Gray et al. 2010). Un altro massimo di temperatura è osservato con il ciclo solare nella stratosfera tropicale inferiore, ma non c’è una spiegazione diretta per esso, e la sua attribuzione alla forzatura solare rimane controversa (ad esempio, Gray et al. 2010). Durante l’inverno nell’emisfero nord (NH), il Sole illumina l’emisfero sud e le basse e medie latitudini del NH, mentre la luce solare non raggiunge le alte latitudini del NH (la regione della notte polare). Pertanto, ha senso che l’influenza dei cambiamenti della radiazione UV solare con il ciclo di 11 anni esista solo in queste regioni illuminate dal sole, e il gradiente di temperatura latitudinale è maggiore intorno al bordo delle regioni illuminate durante S_max_. Il gradiente di temperatura latitudinale nelle medie latitudini del NH è correlato all’intensità del vento zonale nella stratosfera superiore/mesosfera inferiore. Pertanto, in quelle regioni, S_max_ potrebbe amplificare la velocità del vento intorno al vortice polare indirettamente così come direttamente attraverso l’interazione onda–flusso medio (ad esempio, Kodera e Kuroda 2002).

L’effetto combinato solare-QBO sul vortice invernale del NH è un argomento impegnativo ed è ancora oggetto di studi osservativi e di modellazione (Gray et al. 2010; Matthes et al. 2013). I lavori pionieristici di Labitzke (1987) e Labitzke e van Loon (1988) hanno dimostrato un riscaldamento statisticamente significativo della stratosfera polare del NH alla fine dell’inverno durante gli anni di QBO-W e S_max_ (QBO-W/S_max_). Successivi lavori (ad esempio, Naito e Hirota 1997; Labitzke et al. 2006; Camp e Tung 2007; Anstey e Shepherd 2014) con dataset più ampi hanno confermato i risultati osservativi di Labitzke e van Loon (1988). Un numero di studi di modellazione ha simulato l’effetto combinato solare-QBO sul vortice invernale del NH, e i risultati di Labitzke e van Loon (1988) sono stati riprodotti da esperimenti in condizioni di flusso solare costante e condizioni QBO (Matthes et al. 2004, 2010), in condizioni di flusso solare costante con una QBO generata internamente (Schmidt et al. 2010), e sotto forzature imposte con cicli solari osservati e condizioni QBO (Chiodo et al. 2012).

Kodera (1991) e Kodera et al. (1991) hanno proposto un meccanismo per l’effetto combinato solare-QBO sul vortice invernale dell’emisfero nord (NH) basato su osservazioni e esperimenti con un modello di circolazione generale (GCM) con un ciclo solare semplificato e forzature QBO. Hanno indicato che all’inizio dell’inverno, sia l’attività solare che la QBO producono anomalie iniziali del vento zonale nella stratosfera superiore, che vengono trasportate alla stratosfera inferiore alla fine dell’inverno attraverso l’interazione onda-flusso medio. Lavori successivi (Kuroda e Kodera 2002) hanno confermato il trasporto verso il basso delle anomalie iniziali come una proiezione sull’oscillazione del getto notturno polare (PJO) e ne hanno analizzato l’evoluzione stagionale. Gray et al. (2004) hanno analizzato i risultati di un esperimento con un modello meccanicistico e dati di ri-analisi ERA-40 e hanno mostrato che il momento dei riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSWs) è influenzato dall’attività solare e dalla fase della QBO. Hanno proposto un meccanismo in cui il rinforzo delle influenze della QBO-W e S_max_ sulle anomalie del vento zonale nella stratosfera superiore corrisponde al momento tardivo degli SSWs, risultando in un’alta frequenza di SSW alla fine dell’inverno, seguendo il lavoro di Kodera et al. (1991).

Diversi studi hanno lavorato sulla conferma del meccanismo proposto da Kodera et al. (1991) e Gray et al. (2004). Ad esempio, Matthes et al. (2013) hanno utilizzato la versione 3.1 del Whole Atmosphere Community Climate Model (WACCM3.1) sotto forzature temporali variabili del ciclo solare e della QBO. Hanno derivato un’alta frequenza di SSW alla fine dell’inverno sotto condizioni QBO-W/S_max_, corrispondenti all’osservazione di Labitzke e van Loon (1988) e al meccanismo di Kodera et al. (1991) e Gray et al. (2004). Poiché WACCM3.1 ha un limite superiore nella termosfera inferiore, la mesosfera era ben risolta e Matthes et al. (2013) hanno suggerito che le anomalie iniziali del vento zonale all’inizio dell’inverno si producono attorno alla stratosfera e alla mesosfera piuttosto che alla stratosfera superiore, influenzando l’evoluzione della PJO nella stratosfera durante l’inverno.

Diversi studi hanno notato l’influenza della variabilità solare sul clima superficiale. Kodera (2002) ha analizzato dati di ri-analisi e ha trovato un’anomalia dipolare nord-sud della pressione al livello del mare (SLP) sulla regione dell’Atlantico Nord, che era sincronizzata con la modulazione della PJO. Un segnale simile è stato derivato dalla serie temporale della pressione al livello del mare del UK Hadley Centre (Gray et al. 2013), da un esperimento GCM (Matthes et al. 2006), da un esperimento di modello climatico chimico (CCM) (Chiodo et al. 2012), e dalla media dell’insieme dei modelli del Coupled Model Intercomparison Project Phase 5, in particolare i modelli high-top (Mitchell et al. 2015). Si noti che Gray et al. (2004) e Matthes et al. (2013) hanno toccato solo brevemente i tempi e i segni dei segnali troposferici durante QBO-W/S_max_.

In questo studio, indaghiamo le influenze combinate di QBO-W e S_max_ sulla stratosfera e sulla troposfera delle medie e alte latitudini utilizzando sia simulazioni CCM con chimica dell’ozono interattiva (dove non ci sono influenze da eruzioni vulcaniche e variabilità della temperatura della superficie del mare (SST)) sia dati di ri-analisi. Non affrontiamo il meccanismo dietro l’anomalia iniziale della stratosfera superiore associata alle condizioni solare-QBO, che rimane una questione aperta. Invece, ci concentriamo sul ruolo della troposfera nell’evoluzione successiva del vortice polare attraverso la stagione invernale, che coinvolge un’interazione tra i processi stratosferici e troposferici.

I dati di ri-analisi e gli esperimenti del modello sono descritti nella Sezione 2 insieme al metodo di analisi. I risultati della nostra analisi sono presentati nella Sezione 3, e un riassunto è fornito nella Sezione 4.

2. Dati e metodo di analisi 2.1 Dati I dati di ri-analisi utilizzati in questo studio provengono dall’European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF) Interim Re-Analysis (ERA-Interim) per il periodo 1979–2006 (Dee et al. 2011). Il dataset utilizzato in questo studio ha una griglia di 1.5° × 1.5° di longitudine-latitudine con 37 livelli verticali da 1000 hPa a 1 hPa, forniti dall’ECMWF, anche se la risoluzione nativa di ERA-Interim è T255 con 60 livelli verticali dalla superficie a 0.1 hPa. I dati medi giornalieri sono stati utilizzati per i calcoli. I dati del modello (di seguito esperimento CNTL) si basavano su output giornalieri degli esperimenti del modello climatico chimico del Center for Climate System Research/National Institute for Environmental Studies (CCSR/NIES).

2.2 Descrizione del modello e configurazione sperimentale Il CCM CCSR/NIES utilizzato per gli esperimenti è stato sviluppato a partire dalla versione 5.4 g del GCM atmosferico CCSR/NIES con una risoluzione orizzontale T42 e 34 strati verticali con il confine superiore situato a circa 80 km. Per i dettagli si veda Nagashima et al. (2002) e Akiyoshi et al. (2009). Yamashita et al. (2010) hanno suggerito che un periodo di simulazione di circa 140 anni sarebbe sufficiente per rilevare la risposta al ciclo solare in una corsa transitoria. In questo studio, abbiamo utilizzato simulazioni per 138 inverni da tre serie di 47 anni ciascuna dal 1 gennaio 1960 al 31 dicembre 2006. Da notare che l’esperimento è stato eseguito per 56 anni dal 1951 al 2006, inclusi 9 anni di run di spin-up con condizioni iniziali diverse al 1 gennaio 1951. I dati dal 1 gennaio 1951 al 31 dicembre 1959 sono stati scartati.

Il metodo di inclusione della QBO è stato lo stesso di Akiyoshi et al. (2009) e Yamashita et al. (2011); il vento zonale medio zonale attorno all’equatore nel CCM è stato allineato ai profili di vento QBO osservativi da un dataset unificato di profili di vento zonale equatoriale presso tre siti di osservazione forniti dall’attività di validazione del CCM (CCMVal). L’intervallo di latitudine-altezza del nudging era 20°S–20°N e 4–76 hPa.

Gli effetti del ciclo solare di 11 anni sono stati inclusi utilizzando lo stesso metodo di Akiyoshi et al. (2009) e Yamashita et al. (2010); l’intervallo di variazione del flusso solare in ogni bin spettrale tra l’attività solare massima e minima è stato determinato da un’osservazione spettrale solare al massimo solare (novembre 1989) e al minimo solare (settembre 1986) riportata da Lean et al. (1997). Il flusso radio solare medio mensile a 10.7 cm (F10.7) è stato utilizzato come fattore di evoluzione temporale di ciascun bin spettrale. Da notare che la scalatura del F10.7 è una approssimazione grezza del segnale solare, e la risposta del modello potrebbe differire da quella dei dati ERA-Interim.

Austin et al. (2008), Eyring et al. (2010) e Morgenstern et al. (2010b) hanno riportato che l’analisi di regressione multipla degli output del CCM CCSR/NIES per l’esperimento REF-B1 dell’attività CCMVal-2 dei processi stratosferici e il loro ruolo nel progetto climatico ha prodotto un coefficiente irrealisticamente elevato nel termine del ciclo solare di 11 anni della variazione della concentrazione di ozono nella stratosfera tropicale inferiore. Yamashita et al. (2010) hanno riportato che questo grande coefficiente era principalmente perché il termine solare nell’analisi di regressione include erroneamente un contributo sovrastimato delle eruzioni vulcaniche a causa dell’intervallo di 9 anni tra le occorrenze (ovvero il Monte El Chichón nel 1982 e il Monte Pinatubo nel 1991). Inoltre, Yamashita et al. (2010) hanno suggerito che anche la variabilità decennale della temperatura della superficie del mare (SST) potrebbe influenzare il termine solare. Per escludere gli effetti spurii delle eruzioni vulcaniche e della variabilità SST interannuale, abbiamo eseguito gli esperimenti CCM senza questi effetti (esperimento CNTL). Nell’esperimento CNTL, l’aerosol vulcanico è stato fissato alle condizioni di aerosol di fondo del 2000. Le SST e il ghiaccio marino sono stati fissati alla climatologia del mese di calendario mediata per il dataset SST e ghiaccio marino del 1960–2006 fornito dal UK Met Office Hadley Centre (Rayner et al. 2003). Così, le variazioni interannuali incluse nell’esperimento CNTL erano il ciclo solare di 11 anni, la QBO, i gas serra (GHGs) e le sostanze che riducono l’ozono (ODS) come i gas alogeni. I GHGs e gli ODS sono stati forniti dallo scenario A1B del Panel Intergovernativo sui Cambiamenti Climatici (2001) Rapporto Speciale sugli Scenari di Emissione e lo scenario A1 regolato dalla World Meteorological Organization (WMO 2007), rispettivamente.

2.3 Metodo di analisi Le influenze della QBO e del ciclo solare sulla circolazione invernale dell’emisfero nord (NH) sono state stimate tramite un’analisi composita con le seguenti quattro categorie: QBO-W/S_max_, QBO-W durante S_min_ (QBO-W/S_min_), QBO-E durante S_max_ (QBO-E/S_max_), e QBO-E durante S_min_ (QBO-E/S_min_). QBO-W e QBO-E sono definite come la direzione del vento zonale medio zonale a 50 hPa mediato tra 10°S e 10°N per l’inverno NH (dicembre-gennaio-febbraio; DJF), come utilizzato da Yamashita et al. (2011). Le definizioni degli inverni QBO-W e QBO-E derivati dai dati ERA-Interim per il periodo 1979–2006 sono mostrate nella Fig. 1a, e quelle derivanti dall’esperimento CNTL sono mostrate nella Fig. 1b. Anche se la Fig. 1b mostra il risultato di una serie di ensemble, risultati simili sono stati ottenuti dalle altre due serie perché il vento zonale del modello è stato allineato al medesimo set di dati osservazionali a 10°S–10°N e 50 hPa. S_max_ e S_min_ sono definiti come i valori più alti e più bassi della media DJF di F10.7 rispetto al suo valore medio mediato per il periodo 1960–2006 (vedi Fig. 1). Secondo queste definizioni: 6 anni sono in QBO-W/S_max_, 7 anni sono in QBO-W/S_min_, 7 anni sono in QBO-E/S_max_, e 7 anni sono in QBO-E/S_min_ per ERA-Interim. Per l’esperimento CNTL, 39 anni sono in QBO-W/S_max_, 42 anni sono in QBO-W/S_min_, 24 anni sono in QBO-E/S_max_, e 33 anni sono in QBO-E/S_min_. Abbiamo testato la sensibilità di altri valori di soglia e abbiamo trovato che scegliere valori di soglia di ± 5 m s^–1 per l’indice QBO e ± 0.2 per l’indice del ciclo solare dava risultati simili.

L’anomalia composita degli inverni QBO-W/S_max_ è stata calcolata sottraendo la climatologia dal composito QBO-W/S_max_. Considerando la piccola dimensione del campione per ERA-Interim, utilizziamo un metodo bootstrap bilaterale per determinare il livello di significatività statistica della differenza tra il composito QBO-W/S_max_ e la climatologia, come spiegato nell’Appendice (ad esempio, Fox 2008).

La Figura 1 presenta due grafici che illustrano le serie temporali annuali per il vento zonale medio zonale a 50 hPa, mediato tra 10°S e 10°N durante i mesi di dicembre, gennaio e febbraio (DJF), e la relazione con il flusso radio solare a 10.7 cm (F10.7), un indicatore dell’attività solare.

(a) Dati ERA-Interim

• La linea tratteggiata rappresenta la velocità del vento zonale medio zonale dal 1960 al 2005, con l’anno 1961 che riflette la media di DJF a partire da dicembre 1960.
• La linea continua mostra il valore medio di F10.7, utilizzato come misura dell’attività solare per ciascun periodo DJF annuale.
• Cerchi e triangoli: I cerchi rappresentano gli anni durante il massimo solare (S_max_), con cerchi pieni per la fase occidentale della QBO (QBO-W) e cerchi vuoti per la fase orientale (QBO-E). I triangoli denotano gli anni durante il minimo solare (S_min_).

(b) Dati dell’esperimento CNTL

• Simile al pannello (a), ma basato su un insieme di dati generati dall’esperimento CNTL anziché da ri-analisi.
• La linea tratteggiata visualizza la velocità del vento zonale, mentre la linea continua indica il valore medio di F10.7.
• Cerchi e triangoli seguono lo stesso schema del pannello (a) per indicare gli anni di S_max_ e S_min_ rispettivamente, associati alle fasi della QBO.

Conclusione

Questi grafici forniscono una visualizzazione chiara della variabilità del vento zonale equatoriale e dell’attività solare nel tempo, essenziali per esaminare come questi fenomeni interagiscono durante periodi di massimo e minimo solare in relazione alle fasi della QBO. Questa analisi aiuta a investigare l’influenza combinata di QBO e ciclo solare sulla circolazione atmosferica invernale nell’emisfero nord.

3. Risultati 3.1 Evoluzione stagionale dell’intensità del vortice polare NH

Le Figure 2a e 2b mostrano le serie temporali medie giornaliere del vento zonale medio zonale per ERA-Interim mediato tra 50°N e 70°N a 1 e 10 hPa, rispettivamente, che rappresentano una misura dell’intensità del vortice polare NH. Tutte le serie temporali sono state levigate tramite 60 iterazioni di un filtro 1:2:1 per ridurre le variazioni su scala temporale breve. Il vortice polare è più forte a dicembre per gli anni QBO-W/S_max_ (linea continua) rispetto alla climatologia (linea tratteggiata) da 10 a 1 hPa. L’intensità del vortice polare a 1 hPa per gli anni QBO-W/S_max_ diminuisce rapidamente a gennaio, e si osserva un vortice comparativamente debole verso fine gennaio, che persiste fino a marzo (Fig. 2a). Un’evoluzione simile è osservata per l’intensità del vortice polare a 10 hPa, anche se l’indebolimento del vortice è meno marcato e il tempismo è leggermente più tardivo (Fig. 2b). Pertanto, un vortice polare relativamente debole da 10 a 1 hPa è evidente in febbraio-marzo. L’evoluzione stagionale del vortice polare per gli anni QBO-W/S_max_ è simile a quella identificata in studi precedenti (ad es., Gray et al. 2004).

La Figura 2 illustra l’evoluzione stagionale del vento zonale medio zonale, mediato tra 50°N e 70°N, per due diverse quote nell’atmosfera usando i dati di ERA-Interim:

(a) 1 hPa

• Linea continua: Rappresenta la media del vento zonale durante gli anni in cui si verifica la combinazione QBO-W/S_max_ (fase occidentale della QBO durante il massimo solare).
• Linea tratteggiata: Mostra la media del vento zonale per l’intero arco temporale del dataset, 1979-2006.
• Questo grafico evidenzia un picco di intensità in dicembre, seguito da un rapido indebolimento che inizia in gennaio e continua fino a marzo.

(b) 10 hPa

• Analogamente a (a), ma a una quota più bassa nell’atmosfera.
• Le linee rappresentano le stesse condizioni meteorologiche di (a).
• Si osserva un andamento simile con un picco in dicembre, seguito da un calo meno marcato rispetto a quello visto a 1 hPa, con un indebolimento che inizia leggermente più tardi.

Osservazioni Generali

• Entrambe le quote mostrano una diminuzione dell’intensità del vortice polare dopo dicembre, ma l’intensità del calo e il timing variano tra le due quote.
• L’applicazione del filtro 1:2:1 sessanta volte ha levigato le serie temporali per ridurre le variazioni a breve termine e rendere più evidenti i trend stagionali.
• Questi grafici sono cruciali per visualizzare l’effetto delle fasi della QBO e dell’attività solare sull’intensità del vortice polare a diverse altezze, fornendo una chiara indicazione visiva di come questi fattori influenzino i cambiamenti stagionali nella dinamica atmosferica alta.

3.2 Influenze combinate del QBO-W e Smax sulla circolazione stratosferica in dicembre

In questa sottosezione, indaghiamo come sorge il forte vortice polare in dicembre in risposta alle condizioni QBO-W/Smax. Questo è seguito da un vortice più debole e maggiori SSW in febbraio-marzo. Per il QBO, Yamashita et al. (2011) hanno suggerito relazioni dinamicamente consistenti tra il vento zonale, la temperatura, il trascinamento delle onde planetarie e le anomalie di circolazione intorno al vortice polare NH in risposta allo spostamento verso nord della linea critica intorno ai 10 hPa durante le condizioni QBO-W definite a 50 hPa, come mostrato nel diagramma della Figura 3a. Non consideriamo questo diagramma come una spiegazione della risposta, ma semplicemente come una descrizione della sua manifestazione. Per il ciclo solare, Kodera e Kuroda (2002) hanno suggerito che il forte gradiente di temperatura latitudinale indotto da Smax porta a un rinforzo dei venti occidentali nella stratosfera superiore a medie latitudini, influenzando le anomalie del vento zonale nelle alte latitudini NH. Speculiamo che questo processo coinvolga l’interazione tra onda e flusso medio attorno al vortice polare nella stratosfera, come mostrato nella Figura 3b. Le anomalie delle alte latitudini NH del massimo solare hanno gli stessi segni delle anomalie QBO-W all’inizio dell’inverno (Figure 3a, b), e quindi entrambi i processi possono quindi lavorare in concerto durante QBO-W/Smax. Questo può, in linea di principio, fornire un meccanismo per rafforzare il vortice polare stratosferico durante QBO-W/Smax. La nostra analisi è limitata fino alla stratosfera superiore a causa del limite superiore dei dati di ri-analisi e della risoluzione verticale grossolana nella mesosfera del nostro modello, anche se Matthes et al. (2013) hanno suggerito che il QBO influenzi inizialmente l’anomalia del ciclo solare nella mesosfera subtropicale inferiore.Per testare il meccanismo proposto, abbiamo analizzato le anomalie QBO-W/Smax nel dataset ERA-Interim. La Figura 4a mostra la sezione latitudine-altitudine dell’anomalia QBO-W/Smax del flusso di Eliassen-Palm (E-P) e della sua divergenza. Vi è una soppressione della propagazione delle onde planetarie che entrano nel vortice polare durante le condizioni QBO-W/Smax rispetto alla climatologia, che è osservata nella stratosfera a medie e alte latitudini come anomalia del flusso E-P verso il basso. Di conseguenza, la convergenza del flusso E-P nella stratosfera è soppressa, come mostrato nell’anomalia di divergenza. Questa anomalia di divergenza determina un’anomalia di velocità residua verso l’alto nella regione polare e un’anomalia di velocità residua verso il basso nelle medie latitudini (Fig. 4b) secondo il principio del controllo verso il basso (Haynes et al. 1991). Queste anomalie di velocità sono coerenti, tramite il riscaldamento adiabatico, con una temperatura anormalmente bassa nella regione polare e una temperatura anormalmente alta nelle medie latitudini. Inoltre, sono coerenti, tramite la relazione del vento termico, con un vortice polare rafforzato durante gli anni QBO-W/Smax (Fig. 4c). Queste relazioni dinamicamente coerenti suggeriscono il mantenimento di un sistema autoregolante di circolazione e anomalie del vortice polare in risposta a QBO-W/Smax. Si noti che tale analisi diagnostica non può fornire una causa di come il vortice sia modulato in primo luogo (ad es., Dunkerton e Baldwin 1991; Watson e Gray 2014); i risultati sopra descritti descrivono solo la coerenza delle anomalie come un sistema autoregolante. Sebbene le anomalie di ERA-Interim nelle Figure 4a–c mostrino livelli di significatività ragionevolmente elevati, potrebbero esserci effetti confondenti dovuti a eruzioni vulcaniche o variazioni delle SST. Pertanto, come conferma, abbiamo analizzato le simulazioni CCM in condizioni di assenza di eruzioni vulcaniche e SST fisse. I risultati dal CCM mostrano anomalie simili di vento zonale, temperatura, flusso E-P, e circolazione meridionale media residua a quelle viste in ERA-Interim attorno al vortice polare stratosferico NH in dicembre, mentre l’estensione verticale dell’anomalia del vento zonale dalla stratosfera alla troposfera non è simulata nel CCM (Figure 4d–f).

Le figure 3a e 3b illustrano le anomalie associate alla circolazione durante il QBO-W e il Smax, rispettivamente, nelle condizioni di dicembre:

Figura 3a: Anomalie durante QBO-W

• Linee solide sottili: indicano un’anomalia di vento occidentale.
• Linee tratteggiate sottili: indicano un’anomalia di vento orientale.
• Linea spessa nera sopra l’equatore: rappresenta la linea critica per la propagazione delle onde planetarie stazionarie, oltre la quale le onde non possono propagarsi efficacemente.
• Linee rosse solide: denotano un’anomalia di alta temperatura.
• Linee blu solide: denotano un’anomalia di bassa temperatura.
• Frecce verdi: indicano un’anomalia nella propagazione delle onde planetarie.
• Aree rosse tratteggiate: rappresentano l’anomalia di divergenza del flusso di Eliassen-Palm (E-P), suggerendo una riduzione nella convergenza di queste onde nella regione, che influisce sulla circolazione.
• Freccia viola: mostra un’anomalia della circolazione meridionale media residua, che influisce sul trasporto di calore e massa nell’atmosfera.

Figura 3b: Anomalie durante Smax

• Le annotazioni sono simili alla Figura 3a, ma specifiche per le condizioni del massimo solare (Smax).
• La figura illustra come le anomalie di temperatura e i pattern di flusso influenzano diversamente la circolazione durante il picco dell’attività solare.

Queste rappresentazioni grafiche sono utilizzate per visualizzare la dinamica complessa dell’atmosfera superiore e come vari fattori come il QBO e l’attività solare possono alterare significativamente il comportamento delle correnti a getto e delle temperature su larga scala.

3.3 Relazione tra il forte vortice polare in dicembre e il vortice polare debole in febbraio-marzo

In questa sottosezione, indaghiamo come il forte vortice polare di dicembre, che si sviluppa in risposta alle condizioni QBO-W/Smax, sia correlato al vortice polare debole trovato in febbraio-marzo sotto le stesse condizioni, che si accompagna a SSW (Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi) più frequenti. Studi precedenti (ad esempio, Kodera et al. 1991; Gray et al. 2004; Matthes et al. 2013) si sono concentrati su questa evoluzione stagionale del vortice polare stratosferico durante le condizioni QBO-W/Smax nel contesto del trasferimento del segnale QBO-solare all’interno della stratosfera/mesosfera, mentre noi ci concentriamo sul ruolo della troposfera nell’evoluzione del segnale QBO-solare.

La colorazione blu nelle Figure 5a e 5b mostra un’anomalia negativa dell’SLP (Pressione al Livello del Mare) ad alta latitudine, con un aumento evidente dell’ampiezza dell’anomalia attorno al Polo Nord in dicembre (Fig. 5a) e gennaio (Fig. 5b) durante QBO-W/Smax. Il centro climatologico della Bassa Islandese si nota nel settore atlantico della regione polare (indicato dai contorni di pressione nelle Fig. 5a, b); quindi, l’aumento di ampiezza dell’anomalia negativa osservata attorno alla Bassa Islandese da dicembre a gennaio implica un rafforzamento della Bassa Islandese, con una significatività statistica del 90% a gennaio. Questa struttura zonalmente asimmetrica dell’anomalia negativa di SLP nella regione polare proietta fortemente sulla Oscillazione Nord Atlantica (NAO).

In effetti, un’intensificazione dell’Alta dell’Azorre è contemporaneamente evidente nella regione nord-atlantica da dicembre a gennaio, con un aumento dell’ampiezza dell’anomalia positiva con una significatività statistica del 95% a gennaio. Di conseguenza, si sviluppa un’anomalia a dipolo nord-sud simile alla NAO da dicembre a gennaio, con contemporanea intensificazione del vento zonale superficiale nel Nord Atlantico durante QBO-W/Smax (Fig. 6). L’intensificazione della risposta simile alla NAO da dicembre a gennaio è anche osservata nelle anomalie dell’altezza geopotenziale a 500 hPa (Z500) (ad esempio, Fig. 5c, d), implicando una struttura barotropica equivalente delle anomalie attraverso il profondo della troposfera. Questa risposta è simile al segnale solare troposferico riportato da Kodera (2002) e Matthes et al. (2006) e al segnale di intensificazione del vortice riportato da Limpasuvan et al. (2005).

Hitchcock e Simpson (2014) hanno dimostrato che il comportamento di segno opposto, che si osserva verificarsi in seguito a SSW (che sono indebolimenti del vortice, in contrasto con i rafforzamenti trovati in dicembre durante QBO-W/Smax), è indotto in un modello forzato solo dal flusso zonale stratosferico medio anomalo. Hanno inoltre mostrato la risposta simile alla NAO nella troposfera. Pertanto, la risposta asimmetrica zonalmente simile alla NAO è caratteristica della risposta della circolazione troposferica a un vortice stratosferico anomalo, con vortici più forti che inducono un’anomalia NAO positiva, come visto qui.La Figura 7a mostra il campo Z500 del numero d’onda zonale 1 (WN1) climatologico e anomalo. La cresta climatologica con WN1 zonale si trova nell’Atlantico settentrionale a medie latitudini. Le longitudini delle creste climatologiche e anomale si sovrappongono, specialmente intorno ai 50°N, implicando l’interferenza costruttiva precedentemente segnalata da uno studio osservazionale di Garfinkel et al. (2010) e uno studio di modellizzazione di Smith et al. (2010). Poiché il WN1 climatologico di solito propaga verso l’alto, l’interferenza costruttiva delle onde WN1 anomale e climatologiche implica un’anomalia del flusso E-P in salita intorno ai 50°N, che è effettivamente osservata attraverso lo spessore della troposfera fino alla stratosfera (Fig. 8b). Di conseguenza, si osserva una propagazione anomala verso l’alto nella stratosfera a medie e alte latitudini con un potenziamento della convergenza del flusso E-P intorno al vortice polare. Il termine di convergenza del WN1 rappresenta il termine di convergenza totale su tutti i numeri d’onda (Fig. 8a). Pertanto, il termine di convergenza del WN1 è coerente con la diminuzione dell’intensità del vortice polare durante gennaio-febbraio, corrispondente al vortice polare debole in febbraio-marzo (Fig. 2a, b).

Questi risultati suggeriscono quindi che l’anomalia del WN1 che si sviluppa nella troposfera in gennaio in risposta al rafforzamento del vortice stratosferico all’inizio dell’inverno durante le condizioni QBO-W/Smax porta a un indebolimento del vortice polare in febbraio-marzo attraverso l’interferenza costruttiva tra il WN1 climatologico e anomalo, corrispondente a un potenziamento della propagazione verso l’alto del WN1 dalla troposfera alla stratosfera. La Figura 9 mostra la sezione latitudine-altitudine delle anomalie QBO-W/Smax durante dicembre-marzo come nelle Fig. 4a–c. L’evoluzione delle anomalie del vento zonale e della temperatura attorno al vortice polare stratosferico include il movimento verso il polo/verso il basso con cambiamenti nella propagazione delle onde/circolazione ed è simile a quella delle anomalie mostrate dalla modulazione del PJO nella stratosfera (ad es., Kuroda e Kodera 2002). L’aspetto innovativo del nostro studio è il ruolo della troposfera in questa evoluzione, sebbene Kodera e Kuroda (2002) abbiano suggerito che la modulazione del PJO potrebbe non essere correlata a un cambiamento nelle fonti d’onda troposferiche.

La Figura 7b mostra il componente WN2 di Z500. La longitudine della cresta anomala si sovrappone a quella del solco climatologico nell’Atlantico settentrionale intorno ai 50°N, mentre la longitudine del solco anomalo si sovrappone a quella della cresta climatologica intorno ai 70°N nel Mare di Barents. Queste relazioni sono tutte in fuori fase, piuttosto che in fase come con WN1. Tale interferenza distruttiva tra onde climatologiche e anomale (cioè, una diminuzione dell’ampiezza delle onde climatologiche quando le loro fasi sono opposte) sopprime le onde climatologiche WN2 e si manifesta come un’anomalia del flusso E-P verso il basso nella troposfera, con una divergenza anomala del flusso E-P nella troposfera superiore tra i 50°N e 75°N, 200–500 hPa (Fig. 8c).

Il modello climatologico di WN2 nella Figura 7b ha un’inclinazione da nord-ovest a sud-est, indicando il trasporto verso sud del momento occidentale dalla regione polare all’interno della troposfera. Pertanto, il indebolimento di WN2 sotto le condizioni QBO-W/Smax porta a un minor trasporto equatoriale del momento occidentale. Di conseguenza, si verifica un’anomalia del flusso E-P verso sud con divergenza anomala tra i 50°N e 75°N, 200–500 hPa, come mostrato nella Fig. 8c.

L’effetto delle onde WN2 è quantitativamente importante rispetto all’effetto delle onde sinottiche per l’anomalia del vento zonale durante gli anni QBO-W/Smax, anche se le onde sinottiche sono importanti per il mantenimento della posizione del getto (Lorenz e Hartmann 2003). L’anomalia della divergenza del flusso E-P corrisponde a un’anomalia del vento occidentale nella troposfera, indicando il mantenimento dell’anomalia del vento occidentale troposferico attraverso l’interazione tra le onde WN2 e il vento occidentale medio. Questi risultati suggeriscono che mentre le onde WN2 non giocano un ruolo diretto nel forzare l’evoluzione del vortice stratosferico, la loro risposta troposferica alle condizioni QBO-W/Smax all’inizio dell’inverno sembra essere correlata al mantenimento dell’anomalia del vento occidentale simile alla NAO nella troposfera ad alta latitudine.

L’intensificazione della risposta simile alla NAO da dicembre a gennaio non è stata simulata nell’esperimento CNTL (non mostrato). Eyring et al. (2010) e Morgenstern et al. (2010a) hanno anche segnalato la mancanza della risposta troposferica al forte vortice polare nel nostro modello. Suggeriamo che ciò possa essere dovuto alla risoluzione grossolana del modello all’interno della troposfera. È interessante notare che il modello non mostra un vortice stratosferico indebolito in febbraio-marzo in relazione alla piccola anomalia del flusso E-P verso l’alto rispetto all’ERA-Interim. Pertanto, la mancanza di un vortice stratosferico indebolito alla fine dell’inverno nel modello sotto le condizioni QBO-W/Smax è coerente con il risultato osservativo che la troposfera gioca un ruolo cruciale nella risposta stratosferica di fine inverno.

Abbiamo analizzato le risposte negli anni QBO-E/Smin e abbiamo trovato una risposta quasi opposta agli anni QBO-W/Smax da dicembre ad aprile (non mostrato). Le risposte negli altri casi (QBO-E/Smax, QBO-W/Smin) erano piccole.

La Figura 4 illustra le anomalie osservate durante il mese di dicembre per le condizioni QBO-W/Smax, utilizzando dati sia dal dataset ERA-Interim che dall’esperimento di controllo (CNTL). Ecco una spiegazione dettagliata di ciascun pannello:

(a) Anomalie di flusso di Eliassen-Palm (E-P) e sua divergenza

• Questo pannello presenta una sezione longitudine-altitudine delle anomalie composite per QBO-W/Smax, mostrando sia il flusso di E-P (rappresentato come vettori) che la sua divergenza (rappresentata con ombreggiatura). Le unità della divergenza sono in metri al secondo per giorno. L’ombreggiatura indica aree di convergenza o divergenza del flusso, cruciali per comprendere le modifiche nella circolazione atmosferica.

(b) Anomalie della circolazione meridionale media residua e temperatura

• Illustra le anomalie della circolazione meridionale media residua (rappresentata come vettori) e della temperatura (rappresentata con ombreggiatura, unità in Kelvin). Questo pannello aiuta a comprendere come la circolazione e la temperatura variano in risposta alle condizioni QBO-W/Smax, influenzando la distribuzione del calore e la dinamica atmosferica.

(c) Anomalie del vento zonale medio zonale

• Mostra le anomalie del vento zonale medio zonale (ombreggiatura, unità in metri al secondo) con la climatologia del vento zonale (contorni grigi). L’intervallo dei contorni è di 5 metri al secondo. Le aree tratteggiate indicano la significatività statistica delle anomalie per il flusso E-P, la temperatura e il vento zonale, con gradazioni che denotano il 80%, 85%, 90% e 95% di significatività.

(d–f) Corrispondenze dei pannelli (a–c) ma per l’esperimento CNTL

• Questi pannelli replicano l’analisi di (a)-(c) ma per l’esperimento CNTL, mostrando come le condizioni controllate differiscano o corrispondano ai risultati ottenuti dai dati ERA-Interim. L’analisi nel contesto CNTL aiuta a identificare i pattern che sono meno influenzati da variazioni esterne o specifiche condizioni sperimentali, fornendo un controllo per i risultati osservati.

In sintesi, la Figura 4 fornisce un confronto approfondito tra le caratteristiche atmosferiche osservate nei dati ERA-Interim e quelle simulate nell’esperimento CNTL, concentrando l’attenzione sulle anomalie specifiche legate al QBO-W/Smax e alla loro rilevanza statistica, essenziale per capire le dinamiche stratosferiche e troposferiche in condizioni specifiche.

La Figura 5 illustra le condizioni climatiche e le anomalie associate a QBO-W/Smax per il livello di pressione al livello del mare (SLP) e l’altezza geopotenziale a 500 hPa (Z500), utilizzando dati ERA-Interim per i mesi di dicembre e gennaio. Ecco un dettaglio di ciascun pannello:

(a) e (b) SLP in Dicembre e Gennaio

• SLP in Dicembre (a) e SLP in Gennaio (b) mostrano la climatologia (contorni solidi, intervallo: 4 hPa) e le anomalie specifiche per QBO-W/Smax (contorni tratteggiati con ombreggiatura, intervallo: 2 hPa).
• L’ombreggiatura indica le zone di pressione più bassa o più alta rispetto alla media, essenziale per capire come la configurazione del QBO e il massimo solare influenzino la pressione atmosferica durante questi mesi.
• Il punteggiato grigio e nero indica dove le anomalie raggiungono una significatività statistica del 90% e del 95%, rispettivamente, suggerendo che le variazioni mostrate sono statisticamente significative e probabilmente legate a dinamiche atmosferiche legate al QBO-W/Smax.

(c) e (d) Z500 in Dicembre e Gennaio

• Z500 in Dicembre (c) e Z500 in Gennaio (d) seguono lo stesso formato di (a) e (b), mostrando la climatologia (contorni solidi, intervallo: 50 m) e le anomalie (contorni tratteggiati con ombreggiatura, intervallo: 20 m).
• Questi pannelli forniscono una rappresentazione dell’altezza geopotenziale a 500 hPa, che è un indicatore chiave della posizione e dell’intensità delle principali strutture della circolazione atmosferica come creste e avvallamenti.
• L’analisi di Z500 è particolarmente utile per interpretare i pattern di circolazione a grande scala e per comprendere come variazioni nel QBO e nella solarità possano modificare la dinamica atmosferica tra dicembre e gennaio.

In sintesi, la Figura 5 fornisce una visione comparativa della variabilità climatica normale e delle deviazioni causate da specifiche configurazioni atmosferiche durante il periodo invernale, evidenziando come le anomalie legate al QBO-W/Smax si manifestano sia a livello di superficie (SLP) che nella troposfera media (Z500).

La Figura 6 rappresenta la variazione stagionale del vento zonale a 10 metri sopra il livello del mare nell’Atlantico del Nord, specificamente tra le longitudini di 0°W e 60°W e le latitudini di 50°N e 70°N. I dati sono estratti dal dataset ERA-Interim e riguardano l’altezza di 10 metri (U10m). Ecco i dettagli principali della figura:

• Il grafico mostra l’andamento del vento zonale da ottobre a maggio, permettendo di osservare come il vento varia nel corso delle stagioni in questa specifica regione dell’Atlantico del Nord.
• La linea continua rappresenta i dati medi del vento zonale, che indicano la direzione e l’intensità del vento lungo la direzione est-ovest.
• Il grafico evidenzia alcuni picchi e cali significativi nell’intensità del vento, con un picco evidente verso dicembre e un calo nei mesi di marzo e aprile.
• L’asse delle y mostra la velocità del vento in metri al secondo (m/s), che varia da -3 m/s a 9 m/s, indicando la presenza di venti sia occidentali (positivi) che orientali (negativi).

Questa rappresentazione è utile per analizzare i pattern stagionali del vento zonale e per comprendere come queste dinamiche possano influenzare le condizioni meteorologiche e oceanografiche nell’area studiata. Inoltre, offre informazioni essenziali per la ricerca climatica e per la pianificazione di attività marittime e aeree nella regione.

La Figura 7 mostra l’altezza geopotenziale a 500 hPa (Z500) per i mesi di gennaio, focalizzandosi specificamente sulle componenti del primo e del secondo numero d’onda zonale (WN1 e WN2). Questi grafici sono utili per analizzare i pattern atmosferici a grande scala che influenzano il clima durante l’inverno. Ecco i dettagli delle due parti della figura:

(a) Z500, WN1 in Gennaio

• Questo pannello illustra la climatologia (contorni pieni e tratteggiati) e l’anomalia (contorni puntinati con ombreggiatura) per la componente WN1.
• Le aree rosse e blu mostrano rispettivamente le anomalie positive e negative relative alla climatologia media, indicando zone di alta e bassa pressione rispetto alla norma.
• I contorni pieni rappresentano le aree di pressione standard mentre quelli tratteggiati e puntinati indicano variazioni da queste condizioni standard, offrendo una visione dettagliata della distribuzione di pressione associata a WN1.

(b) Z500, WN2 in Gennaio

• Simile al pannello (a), ma focalizzato sulla componente WN2 del vento zonale.
• Mostra anch’esso la climatologia e le anomalie associate a WN2, con contorni che delineano la norma e le deviazioni da essa.
• Anche qui, le aree rosse indicano anomalie di alta pressione e le aree blu anomalie di bassa pressione, rivelando come la componente WN2 influenzi diversamente la circolazione atmosferica rispetto a WN1.

Entrambi i pannelli aiutano a comprendere come le diverse componenti di numero d’onda zonale modellano la circolazione atmosferica sopra l’Atlantico del Nord durante il mese di gennaio, evidenziando le differenze nella distribuzione delle altezze geopotenziali che possono avere impatto significativo sul tempo e sul clima dell’area studiata. Questi dati sono essenziali per i meteorologi e i climatologi che studiano le dinamiche atmosferiche e le loro variazioni stagionali.

4. Riepilogo

Questo studio ha indagato le influenze combinate delle condizioni QBO-W e Smax sulla circolazione extratropicale dell’emisfero nordico (NH) durante l’inverno, attraverso l’analisi di compositi utilizzando la rianalisi ERA-Interim e i risultati dei modelli degli esperimenti del CCSR/NIES CCM. Le analisi di composito per i dati ERA-Interim hanno indicato un rafforzamento del vortice polare stratosferico a dicembre, seguito da un indebolimento del vortice polare con eventi SSW più frequenti in febbraio-marzo in risposta alle condizioni QBO-W/Smax. La relazione osservata in febbraio-marzo potrebbe non essere specifica per le condizioni QBO-W/Smax, ma potrebbe semplicemente necessitare di un vortice iniziale d’inverno più forte, che è più probabile in QBO-W/Smax. Si nota che le risposte negli anni QBO-E/Smin si sono dimostrate quasi opposte a quelle degli anni QBO-W/Smax.

Il meccanismo sottostante l’influenza combinata delle condizioni QBO-W e Smax sul vortice polare NH a dicembre è stato spiegato come segue: QBO-W e Smax producono anomalie simili nel vento zonale, nella temperatura, nel flusso E-P, e nella circolazione meridionale media residua nella stratosfera di media e alta latitudine NH a dicembre. Pertanto, entrambe le anomalie agiscono congiuntamente per indurre un vortice polare stratosferico superiore più forte in QBO-W/Smax rispetto alla climatologia. L’analisi dei dati ERA-Interim ha fornito prove di queste anomalie a dicembre, con relazioni dinamicamente coerenti. Risultati simili sono stati derivati dalle simulazioni CCM senza gli effetti potenzialmente confondenti delle eruzioni vulcaniche o della variabilità delle SST, consolidando ulteriormente la validità dell’influenza combinata di QBO-W/Smax nell’inverno precoce.

Per indagare la relazione tra il vortice polare rafforzato a dicembre e il vortice polare indebolito in febbraio-marzo, abbiamo utilizzato il dataset ERA-Interim, dato che il CCM non mostra un vortice indebolito in febbraio-marzo. Sotto QBO-W/Smax, si sono sviluppate anomalie a dipolo nord-sud simili alla NAO da dicembre a gennaio. Questo è coerente con lo sviluppo di anomalie NAO negative a seguito degli SSW, che Hitchcock e Simpson (2014) hanno mostrato avere un segnale simile derivante da una perturbazione puramente stratosferica e zonalmente simmetrica. Le anomalie a dipolo osservate sotto QBO-W/Smax presentano una componente zonale WN1, con le ubicazioni del crinale climatologico e del crinale anomalo che si sovrappongono. Questo implica un’interferenza costruttiva e un’amplificazione delle onde zonali WN1, portando a una propagazione ascendente potenziata delle onde zonali WN1 dalla troposfera alla stratosfera. Questo corrisponde al vortice polare indebolito in febbraio-marzo. Considerato insieme, questo meccanismo può spiegare la risposta complessa e di segno opposto del vortice polare a QBO-W/Smax tra l’inizio e la fine dell’inverno. La risposta di segno opposto è simile all’evoluzione del PJO nella stratosfera (es. Kuroda e Kodera 2002). Il contributo innovativo del nostro studio è la chiarificazione del ruolo della troposfera in questa evoluzione. Il mancato riscontro della risposta osservata a fine inverno nel CCM a QBO-W/Smax è plausibilmente spiegato dalla sua incapacità di produrre la risposta troposferica osservata al rafforzamento del vortice iniziale d’inverno, attribuita alla sua grossolana risoluzione troposferica.

Abbiamo inoltre scoperto che le onde WN2 nella troposfera, le cui anomalie interferivano distruttivamente con le onde climatologiche (a differenza delle WN1) e quindi non erano coinvolte nell’indebolimento del vortice stratosferico, erano responsabili della deposizione anomala di momento westerly nell’alta latitudine della troposfera, dove si osserva l’anomalia del vento forte westerly correlata alla NAO. Pertanto, WN2 sembra svolgere un ruolo cruciale nella risposta troposferica alle condizioni QBO-W/Smax.

Suggeriamo quindi che il vortice polare stratosferico rafforzato all’inizio dell’inverno, che si verifica in risposta alle condizioni QBO-W/Smax, influenzi sia lo sviluppo della NAO a gennaio sia il vortice polare stratosferico indebolito in febbraio-marzo attraverso l’interazione onda-flusso medio tra la troposfera e la stratosfera. Questi risultati possono chiarire l’evoluzione stagionale delle anomalie del vortice polare nell’emisfero nordico durante l’inverno nelle condizioni QBO-W/Smax e il ruolo della troposfera in questa evoluzione.

Ringraziamenti

Gli autori ringraziano Katja Matthes e un revisore anonimo per i numerosi commenti utili. Questo lavoro è stato supportato dal Fondo per la Ricerca e lo Sviluppo Tecnologico Ambientale (2-1303) del Ministero dell’Ambiente, Giappone e da un contributo in aiuto per le borse di studio post-dottorato della Japan Society for the Promotion of Science (JSPS) per la ricerca all’estero. I calcoli CCM sono stati eseguiti utilizzando un sistema supercomputer (NEC SX8R/128M16) presso il Centro per la Ricerca Ambientale Globale (CGER), Istituto Nazionale di Studi Ambientali (NIES). Il dataset ERA-Interim utilizzato in questo studio può essere accesso dal sito web dell’ECMWF (http://www.ecmwf.int/). I Generic Mapping Tools (GMT) e il Grid Analysis and Display System (GrADS) sono stati utilizzati per disegnare le figure.

Appendice: Stima della significatività statistica con il metodo bootstrap

Gli anni surrogati QBO-W/Smax e gli anni surrogati climatologici sono stati scelti casualmente dall’intero periodo di analisi, e è stata calcolata un’anomalia composita surrogata, definita come la differenza tra il composito surrogato QBO-W/Smax e la climatologia surrogata. Questa procedura è stata ripetuta 1000 volte per derivare la funzione di distribuzione di probabilità dell’anomalia composita surrogata. Il livello di significatività della differenza tra il composito QBO-W/Smax e la climatologia è stato determinato con (100 – α) % per l’entità dell’anomalia che ci si aspetterebbe si verificasse α % delle volte sotto l’ipotesi nulla che la differenza tra il composito QBO-W/Smax e la climatologia sia zero.

La Figura 8 illustra le anomalie del flusso di Eliassen-Palm (E-P flux) e del vento zonale medio zonale per il mese di gennaio, relative alle condizioni QBO-W/Smax, utilizzando i dati ERA-Interim.

1. Pannello (a) Jan. All:
   • Mostra l’anomalia complessiva del flusso di Eliassen-Palm per gennaio.
   • Le frecce rappresentano la direzione e l’intensità del flusso, indicando il trasporto di energia e momento attraverso latitudini e altitudini.
   • Le aree colorate in rosso indicano anomalie positive, suggerendo un aumento del trasporto verso l’alto e verso nord, mentre le aree colorate in blu mostrano anomalie negative.
2. Pannello (b) Jan. WN1:
   • Specifico per la componente WN1 dell’onda, il grafico esamina come questa componente influenzi il flusso di Eliassen-Palm.
   • La componente WN1 corrisponde a modi di onda con un singolo picco e una singola valle per ogni giro completo di longitudine.
3. Pannello (c) Jan. WN2:
   • Concentrato sulla componente WN2, mostra il flusso di Eliassen-Palm specifico per questa componente.
   • La componente WN2 si caratterizza per modi di onda con due picchi e due valli per ogni giro completo di longitudine.
4. Pannello (d) Jan. U:
   • Illustra le anomalie del vento zonale medio zonale per gennaio.
   • Le zone rosse indicano un aumento del vento zonale medio (più westerly), mentre le zone blu indicano una diminuzione.

Questi grafici forniscono una visione dettagliata su come diverse componenti del flusso atmosferico e le loro anomalie influenzino la dinamica atmosferica durante il periodo invernale sotto le condizioni di QBO-W/Smax, che comprende una configurazione particolare dell’Oscillazione Quadrimestrale di Bali combinata con un massimo solare (Smax).

La Figura 9 presenta una serie di grafici che illustrano le anomalie del flusso di Eliassen-Palm (E-P flux) e del vento zonale medio zonale per i mesi di dicembre, gennaio, febbraio e marzo, correlate alle condizioni QBO-W/Smax utilizzando i dati ERA-Interim. Ogni riga di grafici corrisponde a un diverso mese, evidenziando l’evoluzione stagionale di queste anomalie.

1. Pannelli (a-c) Dicembre:
   • (a) Rappresenta l’anomalia complessiva del flusso di Eliassen-Palm per dicembre.
   • (b) Concentrato sulla componente WN1 dell’onda.
   • (c) Focalizzato sulla componente WN2 dell’onda.
2. Pannelli (d-f) Gennaio:
   • (d) Mostra l’anomalia del flusso di Eliassen-Palm per gennaio, complessiva.
   • (e) Specifico per la componente WN1.
   • (f) Dedicato alla componente WN2.
3. Pannelli (g-i) Febbraio:
   • (g) Illustra l’anomalia del flusso di Eliassen-Palm per febbraio, complessiva.
   • (h) Focalizzato sulla componente WN1.
   • (i) Riguardante la componente WN2.
4. Pannelli (j-l) Marzo:
   • (j) Visualizza l’anomalia del flusso di Eliassen-Palm per marzo, complessiva.
   • (k) Relativa alla componente WN1.
   • (l) Concernente la componente WN2.

Ciascun pannello comprende grafici del flusso di Eliassen-Palm, con frecce che indicano la direzione e l’intensità del flusso, e contorni colorati che rappresentano le anomalie del vento zonale medio zonale. Le anomalie positive (zone rosse) suggeriscono un incremento del trasporto di energia e momento verso l’alto e verso nord, mentre le anomalie negative (zone blu) indicano il contrario.

Questi grafici sono fondamentali per analizzare come le diverse componenti del flusso atmosferico influenzino la circolazione stratosferica e troposferica durante l’inverno sotto le condizioni di QBO-W/Smax. Questo tipo di analisi è cruciale per una migliore comprensione dell’interazione tra la dinamica della stratosfera e quella della troposfera, essenziale nell’interpretazione e previsione dei cambiamenti climatici e meteorologici stagionali.

https://www.jstage.jst.go.jp/article/jmsj/93/6/93_2015-054/_article