L’impatto dei riscaldamenti stratosferici improvvisi di tipo split e displacement sulla troposfera

L’impatto dei riscaldamenti stratosferici improvvisi di tipo split e displacement sulla troposfera
Ian P. White^1, Chaim I. Garfinkel^1, Judah Cohen^2,3, Martin Jucker^4, e Jian Rao^1
^1Università Ebraica di Gerusalemme, Istituto di Scienze della Terra, Gerusalemme, Israele, ^2Ricerca Ambientale e Atmosferica Inc., Lexington, MA, USA, ^3Massachusetts Institute of Technology, Cambridge, MA, USA, ^4Centro di Ricerca sul Cambiamento Climatico, Università del Nuovo Galles del Sud, Sydney, NSW, Australia

Abstract
Anche se i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) sono noti per migliorare le previsioni meteo a medio e lungo termine, rimane incerto se i due tipi di SSW – displacement e split – influenzino diversamente la superficie terrestre. Questo studio utilizza un modello di media complessità per esplorare la risposta troposferica a lungo termine ai displacement e agli split, introducendo perturbazioni di riscaldamento stratosferico di onda-1 e onda-2 generate da una simulazione di controllo. Si scopre che la risposta troposferica, su periodi più lunghi, non è influenzata né dal numero d’onda né dalla posizione del riscaldamento imposto. Tuttavia, su periodi più brevi, emergono differenze significative tra i displacement e gli split. In particolare, durante gli split nella simulazione di controllo si osserva una risposta barotropica immediata attraverso tutta la stratosfera e la troposfera, mentre i displacement mostrano una risposta vicino alla superficie solo dopo 1-2 settimane. Interessante notare che questa risposta barotropica osservata durante gli split in condizioni di controllo non si verifica negli eventi forzati da onde-2, suggerendo un’accoppiamento specifico tra la circolazione zonale media troposferica e la generazione degli split di onda-2. Inoltre, i displacement tendono a generare anomalie di temperatura più intense nella calotta polare rispetto agli split, ma entrambi provocano risposte troposferiche di intensità comparabile. Di conseguenza, non solo l’intensità del riscaldamento stratosferico determina la risposta alla superficie. In conclusione, la classificazione degli SSW basata sulla morfologia del vortice può essere vantaggiosa per la previsione meteo a breve termine, ma non per quella stagionale.

Riassunto in Lingua Semplice
Il vortice polare – un forte flusso che circonda il Polo stratosferico invernale tra i 10 e i 50 km – è noto per la sua influenza sul clima superficiale. In particolare, quando il vortice polare è fortemente disturbato da eventi noti come riscaldamenti stratosferici improvvisi, si verifica un impatto diretto sulla superficie. Recentemente si è dibattuto se i due tipi di riscaldamento stratosferico improvviso – i displacement, quando il vortice si sposta dal Polo, e gli split, quando il vortice si divide in due – abbiano effetti diversi a livello di superficie. Utilizzando un modello idealizzato, abbiamo esaminato la risposta superficiale a eventi simili a displacement e split stratosferici (asimmetrici longitudinalmente). Abbiamo scoperto che su scale temporali stagionali (ovvero, superiori a 3-4 settimane), la risposta superficiale è insensibile ai displacement e agli split. Tuttavia, su scale temporali più brevi, si notano differenze evidenti: gli split provocano inizialmente una risposta superficiale più marcata, mentre i displacement richiedono 1-2 settimane per manifestare un effetto simile. La variazione della posizione del forcing di tipo displacement o split non altera significativamente la risposta troposferica. Complessivamente, questo studio suggerisce che conoscere il tipo di riscaldamento stratosferico improvviso è utile per prevedere il tempo a medio termine, ma non per migliorare le previsioni stagionali.

1. Introduzione
La notevole variabilità del vortice polare stratosferico è riconosciuta come un influenzatore del tempo meteorologico superficiale attraverso un’accoppiamento verso il basso con il getto zonale eddico troposferico (ad esempio, Baldwin & Dunkerton, 2001; Sigmond et al., 2013). I riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSWs) sono esempi di tale estrema variabilità che possono portare a una fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) o del modo annulare e possono persistere fino a 2 mesi, avendo implicazioni per la previsione meteorologica da sub-stagionale a stagionale. Tuttavia, non tutti gli SSW provocano un impatto verso il basso (ad esempio, Karpechko et al., 2017; Runde et al., 2016).

È stato suggerito che il tipo di SSW, sia esso un evento di displacement o di split, sia importante per la risposta troposferica (Hall et al., 2021; Mitchell et al., 2013; O’Callaghan et al., 2014; Seviour et al., 2013). In particolare, Mitchell et al. (2013), utilizzando la rianalisi ERA-40, hanno scoperto che gli SSW di tipo split portano a una risposta superficiale complessivamente più forte per due mesi dalla data di inizio rispetto ai displacement. Tuttavia, questo risultato non è robusto rispetto alla definizione di SSW, poiché Charlton e Polvani (2007) hanno trovato che non vi è differenza tra i due utilizzando un algoritmo di identificazione alternativo (risultato confermato anche da Jucker, 2016). Al contrario, utilizzando un modello clima-chimica con un ordine di grandezza maggiore di eventi, White et al. (2019) hanno scoperto che invece i displacement hanno una risposta troposferica leggermente più forte e più duratura rispetto agli split. Tuttavia, Maycock e Hitchcock (2015) hanno trovato che le differenze tra split e displacement sono piccole rispetto alla variabilità naturale, tanto che è necessaria una dimensione del campione molto grande per identificare conclusivamente qualsiasi caratteristica saliente. Più recentemente, Hall et al. (2021), utilizzando la rianalisi ERA-Interim, hanno trovato che le differenze tra displacement e split sono evidenti nella temperatura superficiale, ma solo a ritardi vicini alla data di impatto superficiale. Tuttavia, hanno riscontrato differenze insignificanti nella forza e nella durata della NAO a ritardi più lunghi. Nei precedenti studi, quindi, non c’è consenso su se il tipo di SSW giochi un ruolo nell’impatto verso il basso e, in caso affermativo, a quali ritardi durante l’evoluzione degli SSW le differenze siano salienti.

Nell’esaminare la risposta troposferica agli SSW, diversi studi hanno imposto perturbazioni termiche zonalmente simmetriche alla stratosfera (ad esempio, Kushner & Polvani, 2004; Polvani & Kushner, 2002). Tuttavia, questi studi hanno imposto perturbazioni termiche continuamente per esaminare la risposta troposferica climatologica o in evoluzione stagionale. Più recentemente, White et al. (2020) hanno imposto perturbazioni termiche ad alta latitudine solo per pochi giorni al fine di catturare la natura ‘improvvisa’ di un SSW. Nonostante la mancanza di torques del momento di onda planetaria che guidano i veri SSW, hanno scoperto che la risposta troposferica a ritardi più lunghi era sostanzialmente indistinguibile tra SSW liberi e forzati. Hanno concluso che la risposta troposferica è generica a un riscaldamento zonalmente simmetrico nella stratosfera.

Proseguiamo sulla base del lavoro di White et al. (2020) e utilizziamo lo stesso modello idealizzato umido (Jucker & Gerber, 2017) per applicare perturbazioni di riscaldamento zonalmente asimmetriche (onda-1 o onda-2) alla stratosfera per soli pochi giorni centrati su diverse longitudini. Questo ci permette di esaminare se la risposta troposferica a lungo termine dipende dal tipo di SSW (sia esso un displacement o uno split) e dalla posizione del vortice. La risposta a lungo termine è qui definita come circa 3-4 settimane dopo l’inizio degli SSW e è scelta per corrispondere approssimativamente alla scala temporale entro la quale gli split e i displacement nel nostro control run diventano indistinguibili nella stratosfera.

Studi precedenti hanno imposto anomalie stratosferiche zonalmente asimmetriche per esaminare come le anomalie del vortice polare possano influenzare la circolazione troposferica. In particolare, Smy e Scott (2009) hanno esaminato l’influenza stratosferica sulla instabilità baroclinica troposferica e Charlton et al. (2005) hanno esaminato se la risposta troposferica a un SSW di tipo displacement (a 45°E) fosse coerente con un’influenza stratosferica non locale tramite aggiustamento idrostatico e geostrofico (Ambaum & Hoskins, 2002). Tuttavia, per quanto ne sappiamo, non ci sono stati studi che abbiano testato la risposta troposferica al phasing degli SSW di tipo split e displacement.

Ulteriori motivazioni sono fornite da Zhang et al. (2016). Utilizzando dati di rianalisi e simulazioni di modelli, hanno scoperto che il vortice polare si è spostato verso l’Eurasia negli ultimi decenni in risposta alla perdita di ghiaccio marino artico e suggeriscono che tale spostamento abbia avuto un’influenza conseguente sul tempo atmosferico superficiale, con un raffreddamento su Europa e Nord America. I nostri esperimenti mirano a far luce su se un tale spostamento del vortice possa effettivamente produrre differenze a livello di superficie su scale temporali stagionali.

Introduciamo la configurazione del modello e i nostri esperimenti idealizzati nella Sezione 2. Nelle Sezioni 3 e 4 presentiamo i risultati e nella Sezione 5, un breve riassunto.

2. Configurazione del Modello
Utilizziamo il modello di un’atmosfera umida idealizzata (MiMA) sviluppato da Jucker e Gerber (2017). MiMA include un trattamento più completo della radiazione rispetto a un nucleo dinamico secco che è stato ampiamente utilizzato in passato (ad esempio, Domeisen et al., 2013; Polvani & Kushner, 2002) e, quindi, è più adatto a studiare l’interazione tra dinamica e termodinamica. Per quanto riguarda la configurazione del modello, seguiamo Garfinkel et al. (2020b), a cui rimandiamo il lettore, ma con alcune piccole modifiche ai flussi di calore dell’Oceano Pacifico (vedi Testo Supplementare S4 e Tabelle S1-S2). Da notare che il modello utilizzato qui è leggermente diverso da quello usato in White et al. (2020) che seguiva la configurazione di Garfinkel et al. (2020a). Tuttavia, esperimenti di perturbazione (vedi Sezione 2.2) che utilizzano la stessa configurazione di White et al. (2020) producono risultati simili.

2.1. Esecuzione di Controllo
Prima, eseguiamo una corsa di controllo (CTRL) per 49 anni (anni di 360 giorni) dopo aver scartato uno spin-up iniziale di 10 anni per permettere all’oceano a strato misto di equilibrarsi. Le integrazioni sono tutte eseguite a una risoluzione orizzontale T42 (2.8° x 2.8°) con 40 livelli verticali fino a circa 0.01 hPa. Notiamo che la climatologia di CTRL e in particolare, le onde stazionarie, sono piuttosto realistiche seguendo Garfinkel et al. (2020a) e Garfinkel et al. (2020b), e sono paragonabili a quelle dei modelli del Coupled Model Intercomparison Project Phase 5 (CMIP5).

Identifichiamo SSW di tipo displacement e split in CTRL per facilitare il confronto con gli SSW termicamente forzati di onda-1 e onda-2 descritti nella Sezione 2.2. Per identificare tali tipi di SSW, utilizziamo l’analisi del momento bidimensionale dell’altezza geopotenziale Z a 10 hPa, descritta da Seviour et al. (2013). La media climatologica di dicembre-marzo di Z è usata per definire il bordo del vortice e i displacement e gli split sono identificati come il 5% più equatoriale delle latitudini dei centroidi giornalieri e il 5% più grande dei rapporti d’aspetto giornalieri, con soglie rispettivamente di 70.45°N e 2.25. Questi rapporti sono leggermente diversi da quelli usati in Seviour et al. (2013) che utilizzavano il 5.7% più equatoriale delle latitudini dei centroidi giornalieri e il 5.2% più grande dei rapporti d’aspetto giornalieri nell’analisi ERA-Interim per approssimare le frequenze osservate di split e displacement in studi precedenti. La scelta delle soglie usando questo metodo è in qualche modo soggettiva e abbiamo testato le nostre conclusioni usando valori diversi. In particolare, abbiamo anche utilizzato soglie di latitudine del centroide e rapporti d’aspetto corrispondenti al 2.5% dei percentili, ottenendo 33 displacement e 32 split. Risultati simili sono stati trovati usando questo sottoinsieme più piccolo di eventi (confronta le Figure 2 e 3 nella Sezione 3 con le Figure S2–S3).

Per aumentare il numero di SSW di ciascun tipo nella nostra analisi, identifichiamo anche SSW in altre quattro corse di controllo di 49 anni che hanno condizioni iniziali leggermente diverse da CTRL. Queste condizioni iniziali consistono in modifiche nei flussi di calore imposti e nell’albedo e nei parametri della namelist per la parametrizzazione delle onde di gravità di cui qui non entriamo nei dettagli. Tuttavia, notiamo che rimuovere questi eventi extra dalle composizioni mostrate nella Sezione 3 non cambia i risultati in essa. Complessivamente, includendo tutte e cinque le corse di controllo, ci sono 67 split e 61 displacement in 245 anni, con una frequenza di 0.52 eventi all’anno che dovrebbe essere confrontata con una frequenza osservata di 0.68 eventi all’anno in Butler et al. (2015) usando la definizione di momenti di Seviour et al. (2013). Questa leggera discrepanza nella frequenza degli SSW è coerente con il forte bias del vortice presente in MiMA rispetto all’analisi ERA-5 (vedi Figura S1). Da notare che nelle Sezioni 3–4, i 67 split e i 61 displacement combinati delle cinque corse di controllo, a differenza del solo sotto-campione di eventi da CTRL, sono confrontati con gli eventi di perturbazione (PTRB) e sono definiti come i displacement e gli split della corsa di controllo.

2.2. Esperimenti di Perturbazione
Estendiamo gli esperimenti di White et al. (2020) imponendo un forcing termico zonalmente asimmetrico nella stratosfera, attivato ogni 1° gennaio nei 49 anni di CTRL (da notare che non utilizziamo le ulteriori quattro corse di controllo in questi esperimenti). In particolare, aggiungiamo il seguente termine di forzatura all’equazione della tendenza della temperatura: una massima tra un componente simmetrico e uno asimmetrico moltiplicato per una funzione lambda.

Nella nostra configurazione, il componente simmetrico è attivo per un numero definito di giorni dal momento in cui è attivato, e poi cessa. Analogamente, il componente asimmetrico segue un profilo temporale simile, attivandosi e disattivandosi dopo un certo numero di giorni. La parte simmetrica della forza è definita in modo che vari linearmente con la latitudine, decrescendo via via che ci si allontana da un valore di latitudine centrale prefissato. La componente asimmetrica varia invece sia con la latitudine che con la longitudine, incrementando fino a un massimo e poi decrescendo, modellando così un’asimmetria zonale basata su una particolare longitudine di riferimento.

Queste forzature sono progettate per studiare l’effetto delle variazioni termiche zonalmente simmetriche e asimmetriche sulla stratosfera e sulla risposta climatica. Nel nostro studio, solo questi parametri vengono variati, anche se la durata del componente asimmetrico è tenuta costante per ragioni specificate nella Sezione 4.1. Tutti gli altri parametri nelle equazioni sono fissi e sono definiti in una tabella riassuntiva. Da notare che le corse con una forzatura puramente zonalmente simmetrica (con il termine asimmetrico impostato a zero) seguono la configurazione usata da White et al. (2020).

La Figura 1 mostra esempi di forzature di onda-1 (k = 1, λ₀ = 225E, in fase con l’onda stazionaria climatologica a 10 hPa di tipo 1) e onda-2 (k = 2, λ₀ = 90E, fuori fase con l’onda stazionaria climatologica a 10 hPa di tipo 2), rispettivamente, con tassi di riscaldamento QS = 3 e QA = 6. Questi tassi di riscaldamento sono scelti per approssimare le anomalie medie, integrate verticalmente e calcolate sull’area del Polo Nord, osservate nei displacement del controllo (vedi la successiva Figura 4 e la discussione correlata). Una lista degli esperimenti utilizzati in questo studio è fornita nella Tabella 2. Si noti che in tutti i nostri esperimenti, il limite inferiore del riscaldamento imposto è definito come pb = 150 hPa, al fine di limitare il riscaldamento alla stratosfera (vedi Tabella 1).

Gli SSW di tipo split e displacement osservati sono associati a un riscaldamento zonalmente simmetrico che comprende il Polo Nord insieme a massimi regionali (ad esempio, vedi Figura 1 di Butler et al., 2017). Per approssimare ciò, includiamo un riscaldamento zonalmente simmetrico in aggiunta alla parte zonalmente asimmetrica del riscaldamento, con quest’ultima scelta per essere il doppio della prima. Rimuoviamo anche il minimo di temperatura del forzante QA (indicato dalla funzione max [0, cos (…)] nell’equazione 5).

In queste corse PTRB, ci concentriamo sulla risposta troposferica a lungo termine al forcing imposto. Queste integrazioni non sono ben adatte a indagare le differenze ai ritardi iniziali tra i displacement e gli split del controllo, ovvero la propagazione iniziale verso il basso verso la troposfera. Questo è in parte dovuto al complicato fattore di aggiustamento di Eliassen (Eliassen, 1951) al forcing termico a ritardi vicini al forcing. Questo aggiustamento si manifesta come una circolazione meridionale che, nel caso del forcing termico, porta a una circolazione meridionale nel senso opposto a quello trovato durante l’inizio degli SSW liberi come nella corsa di controllo (ad esempio, vedi Figura 10 in White et al., 2020). Questo aggiustamento può quindi interferire con la propagazione verso il basso e si deve fare attenzione nel districare il processo attraverso il quale le anomalie si propagano effettivamente verso il basso nella troposfera dall’aggiustamento di Eliassen. Seguendo White et al. (2020), ci concentriamo quindi principalmente sulla risposta a lungo termine (circa 3-4 settimane in poi) nelle corse PTRB. Tuttavia, come si vedrà nella prossima sezione, questo intervallo di tempo di risposta a lungo termine emerge come un intervallo temporale piuttosto naturale negli SSW di controllo.

La Figura 1 illustra l’effetto di combinazioni di riscaldamento termico zonalmente simmetrico e asimmetrico a 10 hPa, specificamente per due configurazioni di onda:

(a) Onda 1, λ₀ = 225E
Questo pannello visualizza una forzatura termica di onda-1 centrata a 225 gradi di longitudine est, che si allinea in fase con l’onda stazionaria climatologica a 10 hPa di tipo 1. Il riscaldamento zonalmente simmetrico (QS) è impostato a 3K al giorno, mentre quello zonalmente asimmetrico (QA) è di 6K al giorno. Il risultato è un pronunciato picco di riscaldamento visibile nella regione specificata, con colorazioni che vanno dal giallo al rosso, indicando intensità di riscaldamento elevate, localizzate principalmente attorno ai 60 gradi di latitudine nord.

(b) Onda 2, λ₀ = 90E
Nel secondo pannello, la forzatura termica di onda-2 è posizionata a 90 gradi di longitudine est, risultando essere fuori fase con l’onda stazionaria climatologica a 10 hPa di tipo 2. Analogamente al primo caso, QS è di 3K al giorno e QA di 6K al giorno. Questa configurazione produce due massimi di riscaldamento simmetrici rispetto al meridiano centrale definito (90E), manifestandosi come due regioni di colore giallo e rosso situati a circa 60 gradi di latitudine nord, segnalando aree di riscaldamento intensificato dovuto alla forzatura asimmetrica.

In entrambi i casi, il riscaldamento diminuisce verso le latitudini inferiori e verso i poli, come indicato dalle aree colorate in blu, che rappresentano zone di riscaldamento minore. La scala di colori a destra varia dal blu (basso riscaldamento) al rosso (alto riscaldamento), fornendo una rappresentazione visiva dell’intensità del riscaldamento nelle diverse regioni.

La Tabella 1 elenca i parametri impiegati negli esperimenti di perturbazione (PTRB), dettagliando sia quelli che sono stati variati che quelli mantenuti fissi per il corso dello studio. Ciascun parametro è accompagnato dalla sua unità di misura e da una descrizione del suo ruolo negli esperimenti.

Parametri Variati in Questo Studio:

1. k: Indica il numero d’onda zonale del riscaldamento.
2. λ₀: Specifica la longitudine del primo picco di riscaldamento a est del meridiano principale.
3. Qs: Rappresenta il tasso di riscaldamento zonalmente simmetrico, misurato in K al giorno.
4. QA: Indica il tasso di riscaldamento zonalmente asimmetrico, anch’esso espresso in K al giorno.
5. Ns: Definisce la durata in giorni durante la quale il riscaldamento simmetrico è attivo.

Parametri Fissati in Questo Studio:

1. t₀: Momento iniziale in cui il riscaldamento viene attivato, precisamente il 12 gennaio a mezzanotte.
2. NA: Durata, in giorni, del riscaldamento asimmetrico.
3. pₐ: Pressione atmosferica al livello superiore dove si conclude la riduzione lineare del riscaldamento, espressa in hPa.
4. pᵦ: Pressione al livello inferiore dove termina la riduzione lineare del riscaldamento, in hPa.
5. φS: Latitudine a cui il riscaldamento simmetrico raggiunge la metà del suo massimo, espressa in gradi.
6. Δφs: Metà dell’ampiezza latitudinale del riscaldamento simmetrico, in gradi.
7. φₕᵃ: Limite superiore di latitudine per il riscaldamento asimmetrico, in gradi.
8. φₗᵃ: Limite inferiore di latitudine per il riscaldamento asimmetrico, in gradi.

Questi parametri sono essenziali per configurare come il riscaldamento viene distribuito sia geograficamente sia temporalmente negli esperimenti, influenzando significativamente gli studi sulla dinamica atmosferica a diverse scale spaziali e temporali.

La Tabella 2 fornisce un elenco dettagliato degli esperimenti di perturbazione termica (PTRB) utilizzati in questo studio, suddivisi in due principali categorie a seconda del numero d’onda zonale: onda-1 (k = 1) e onda-2 (k = 2). Ogni gruppo comprende diversi esperimenti che variando le magnitudini delle forzature, le loro durate, le longitudini dei primi picchi, e le fasi relative rispetto alle onde stazionarie climatiche a 10 hPa.

Esperimenti di Onda-1 (k = 1):

Questi esperimenti si differenziano nei seguenti modi:

• Forzature: Alcuni esperimenti impiegano solamente riscaldamento asimmetrico (QA = 12 K giorno^-1), mentre altri combinano riscaldamento simmetrico (Qs = 3 K giorno^-1) con asimmetrico (QA = 6 K giorno^-1).
• Durata: Tutti gli esperimenti mantengono una durata di 10 giorni per il riscaldamento asimmetrico.
• Longitudine del primo picco (λ₀): Varia a 45E, 225E e 315E.
• Fase: Descritte come in fase, fuori fase o in quadratura con l’onda stazionaria climatologica a 10 hPa, dove “in fase” indica un allineamento con il picco dell’onda stazionaria, “fuori fase” indica un disallineamento, e “in quadratura” un offset di 90 gradi.

Esperimenti di Onda-2 (k = 2):

Analogamente agli esperimenti di onda-1 ma con configurazioni adeguate per l’onda-2:

• Forzature: Variando da solo QA (8 K giorno^-1 a 12 K giorno^-1) a combinazioni di Qs e QA (Qs = 2 K giorno^-1, QA = 4 K giorno^-1 o Qs = 3 K giorno^-1, QA = 6 K giorno^-1).
• Durata: La durata del riscaldamento asimmetrico è uniformemente mantenuta a 10 giorni.
• Longitudine del primo picco (λ₀): Posizioni selezionate sono 0E, 90E, e 45E.
• Fase: Simile agli esperimenti di onda-1, le configurazioni includono in fase, fuori fase, e in quadratura.

Note Generali:

• Simmetrico e Asimmetrico: Gli esperimenti che combinano Qs e QA sono categorizzati come simmetrici e asimmetrici a seconda del riscaldamento dominante o più influente.
• Fase rispetto alle onde: Le descrizioni di fase si riferiscono alla posizione relativa tra il riscaldamento impostato e l’onda stazionaria climatologica a 10 hPa.

In sintesi, la Tabella 2 sistematicamente organizza le configurazioni sperimentali per esaminare come differenti schemi di riscaldamento influenzano la dinamica atmosferica superiore in relazione alla posizione e fase delle onde stazionarie esistenti.

La Figura 2 mostra i compositi del Northern Annular Mode (NAM) relativi agli eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW) di tipo displacement e split, basati su dati di controllo. La figura è suddivisa in tre pannelli, ognuno dei quali illustra la variazione della NAM in termini di deviazioni standard attraverso il tempo (lag in giorni) e la pressione atmosferica (hPa):

1. (a) 61 Displacement: Il pannello superiore rappresenta i compositi NAM per 61 eventi di displacement. Le anomalie sono rappresentate come deviazioni dalla media, con i colori che indicano l’intensità dell’anomalia: il blu per valori negativi e il rosso per valori positivi. Questo grafico mostra come le anomalie si evolvono nel tempo dopo l’evento SSW, evidenziando l’interazione verticale nella stratosfera e nella troposfera.
2. (b) 67 Split: Il pannello centrale mostra i compositi NAM per 67 eventi di split. Analogamente al pannello superiore, le anomalie sono visualizzate in deviazioni standard e colorate per indicare l’intensità. Questo pannello offre una visione delle differenze nella distribuzione e intensità delle anomalie tra gli eventi di split e quelli di displacement.
3. (b)-(a) 67 Split – 61 Displacement: Il pannello inferiore illustra le differenze significative tra i compositi di split e displacement, ottenute sottraendo le medie dei compositi di displacement da quelli di split. Solo le differenze statisticamente significative al 95% secondo un test t di Student sono evidenziate. Le aree colorate in blu indicano dove gli split presentano valori inferiori rispetto ai displacement, mentre le aree in rosa dove gli split mostrano valori superiori.

In tutti e tre i pannelli, la linea tratteggiata verticale segna il giorno zero, corrispondente al giorno dell’evento SSW. Questa visualizzazione è cruciale per capire come il tempo di lag influenzi la propagazione delle anomalie verticali della NAM successivamente a un evento SSW, e come le differenze tra i tipi di eventi (split vs. displacement) si manifestino nella dinamica atmosferica.

3. Dislocazioni e Separazioni nei Run di Controllo

Iniziamo componendo i 67 eventi di separazione (split) e i 61 eventi di dislocazione (displacement) nei riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) osservati nei vari run di controllo (ossia, nei cinque diversi run di controllo). Per calcolare l’indice del Mode Annulare Nordico (NAM) utilizziamo il metodo basato sull’altezza geopotenziale (Z) di Baldwin e Thompson (2009), dove le anomalie di Z sono calcolate come deviazioni dalla climatologia giornaliera, mediate poi sull’area tra 60° e 87° N, divise per la deviazione standard e moltiplicate per -1.

Vicino alla data di inizio, il NAM mostra una struttura più barotropica durante gli eventi di separazione rispetto agli eventi di dislocazione, estendendosi fino alla superficie (Figure 2a e 2b). Nella stratosfera, questa struttura barotropica è coerente con i risultati di Esler e Scott (2005), mentre l’estensione nella troposfera si accorda con le separazioni identificate nel modello completo di Maycock e Hitchcock (2015). Gli eventi di dislocazione, invece, richiedono circa una settimana prima che sia evidente un segnale NAM negativo nei bassi strati troposferici. Inoltre, le dislocazioni presentano un NAM stratosferico più negativo che persiste fino al giorno di lag 35. Nella troposfera, a lags più estesi, i due tipi di eventi non mostrano differenze significative.

La risposta superficiale a lungo termine in termini di anomalie di velocità zonale (u) a 970 hPa è rappresentata nelle Figure 3c e 3d, mediate sui lags tra 31 e 90. Il lag 31 è stato scelto per focalizzare l’analisi sulla risposta a lungo termine, rappresentando il punto approssimativo in cui la risposta barotropica iniziale del NAM agli eventi di separazione nei SSW si attenua (Figura 2b). I risultati rimangono pressoché invariati variando i lags, ad esempio mediando dal lag 21 in poi. Analogamente al NAM, la risposta superficiale agli eventi di separazione e dislocazione nei run di controllo è simile, con un chiaro spostamento del jet verso l’equatore nell’Atlantico del Nord e una maggiore estensione del jet a valle nel Pacifico centrale/orientale, quest’ultima più accentuata per le dislocazioni. Complessivamente, la risposta superficiale è più simmetrica sul piano zonale nel modello MiMA rispetto ai compositi di SSW osservati (ad esempio, Figura 1 in Hitchcock e Simpson, 2014), che mostrano una struttura di bacino preferenziale. Tuttavia, la risposta superficiale si proietta comunque sul NAM (prima funzione ortogonale empirica; Figura S4).

Come detto in precedenza, la risposta alle dislocazioni e separazioni nei run di controllo diventa indistinguibile statisticamente dopo circa 3-4 settimane nella bassa stratosfera (e anche prima nella troposfera e nella stratosfera medio-alta; Figura 2). A lags precedenti, però, le differenze sono rilevanti e rappresentano la trasmissione iniziale del segnale verso la troposfera. È per questo motivo che il resto del manoscritto si concentra sulla risposta a lungo termine a tali eventi. Per i run PTRB, discussi nella sezione successiva, tale focus a lungo termine permette inoltre di evitare problemi associati all’adattamento di Eliassen al riscaldamento imposto (vedi Sezione 2.2).

4. Esperimenti Idealizzati

Per valutare l’importanza delle asimmetrie zonali nel riscaldamento e il loro impatto a lungo termine sulla superficie, imponiamo nella stratosfera due scenari distinti: (1) un riscaldamento asimmetrico zonale combinato con un riscaldamento simmetrico zonale più debole, oppure (2) un riscaldamento esclusivamente asimmetrico zonale. In entrambi i casi, variamo la fase della componente asimmetrica del riscaldamento. Questo ci consente di determinare se la posizione delle anomalie del vortice influenzi la risposta della superficie.

Va notato che, in questo contesto, le anomalie sono calcolate come deviazioni rispetto alla climatologia giornaliera nei 49 anni di run di controllo (CTRL) dai quali derivano i run PTRB (vedi Sezione 2.2).

4.1. Scelta della Magnitudo, Durata e Posizione del Forzante

L’obiettivo degli esperimenti PTRB è quello di imporre un riscaldamento di magnitudo simile a quella osservata durante gli SSW nei run di controllo. Per applicare un forzante di magnitudo corretta, calcoliamo le anomalie di temperatura (T), mediate sull’area del Cappuccio Polare (50°N – 90°N) e integrate verticalmente (pesate in massa da 150 a 1 hPa) per le dislocazioni e le separazioni nei run di controllo nella Figura 4. Le dislocazioni dei run di controllo e gli esperimenti PTRB di onda-1 sono mostrati a sinistra, e le separazioni e gli esperimenti PTRB di onda-2 a destra (SSW dei run di controllo in linee nere solide). Per gli esperimenti PTRB di onda-1, si trova che impostando QS = 3 e QA = 6 si ottengono anomalie di temperatura di magnitudo simile a quelle delle dislocazioni dei run di controllo (linee tratteggiate in rosso e blu nella Figura 4a). La componente asimmetrica è raddoppiata rispetto a quella simmetrica per garantire che la parte simmetrica non sovrasti la parte asimmetrica del riscaldamento, che è il nostro focus. Un forzante asimmetrico equivalente (QA = 12; linee solide in rosso e blu) produce anche anomalie di temperatura T di magnitudo simile a quelle delle dislocazioni dei run di controllo. La magnitudo delle anomalie di temperatura T integrate verticalmente nella Figura 4 può sembrare piuttosto piccola, tuttavia, ciò è risultato della ponderazione in massa che dà maggiore peso alla bassa stratosfera, dove le anomalie di temperatura T sono generalmente più piccole rispetto alla stratosfera media-alta (non mostrato). Inoltre, non ci sono differenze significative tra le varie coppie di esperimenti PTRB (le coppie testate con un test t di Student sono indicate con asterischi nella legenda), eccetto piccole differenze significative durante la fase di recupero a lags superiori a 70. Questo indica che la magnitudo del riscaldamento del Cappuccio Polare è piuttosto generica e non dipende dalla posizione delle creste durante l’evoluzione degli SSW.

È evidente che le dislocazioni nei run di controllo portano a un Cappuccio Polare più caldo rispetto alle separazioni nei run di controllo. Questa è una caratteristica robusta che è presente anche per le dislocazioni e le separazioni nella rianalisi ERA-5 (linee tratteggiate nere) dove gli eventi sono identificati usando gli stessi criteri di Seviour et al. (2013) (ovvero, una latitudine del centroide di 66°N per le dislocazioni, e un rapporto di forma di 2.4 per le separazioni). Si noti che le differenze tra dislocazioni e separazioni sia nel MiMA che nella rianalisi ERA-5 sono significative al 95% fino a circa il lag 15 (non mostrato). In termini di forzante, quindi, un tasso di riscaldamento più appropriato è QS = 2, QA = 4 per il PTRB misto di onda-2 e QS = 0, QA = 8 per il PTRB asimmetrico di onda-2 (Figura 4b). Presenteremo quindi i risultati usando sia il riscaldamento di onda-2 più forte (QS = 3, QA = 6) che quello più debole (QS = 2, QA = 4).

Nei questi esperimenti PTRB, il riscaldamento è programmato per essere attivato per NS = NA = 10 giorni, scelta motivata dall’analisi della morfologia del vortice. In particolare, la Figura 5 mostra che ci vogliono circa 10 giorni affinché il rapporto di forma per le separazioni nei run di controllo scenda al di sotto della soglia degli SSW di 2.25 (Figura 5b) e per la latitudine del centroide delle dislocazioni nei run di controllo di spostarsi a nord della soglia degli SSW di 70.45°N (Figura 5a). Pertanto, questo intervallo di circa 10 giorni rappresenta la durata approssimativa del tempo dopo la data di inizio degli SSW entro cui il vortice non soddisfa più la soglia degli SSW rilevante. Tuttavia, attivare il forzante per un periodo più breve, diciamo NS = NA = 3 giorni come in White et al. (2020) ma mantenendo la stessa magnitudo del forzante complessiva (ovvero, con QS = 10, QA = 20), produce risultati qualitativamente simili a quelli presentati qui (non mostrato).

Ora evidenziamo le varie ubicazioni del forzante asimmetrico zonale nei nostri esperimenti. La Figura 6 mostra le anomalie di Z a 10 hPa mediate sui ritardi da 1 a 3 giorni per i run forzati asimmetricamente zonali con NA = 10 giorni e per le longitudini λ₀ = 45E e λ₀ = 225E dell’onda-1 (6a,b) e le longitudini λ₀ = 0E e λ₀ = 90E dell’onda-2 (6c,d) nei run PTRB. Per l’onda-1, queste longitudini sono scelte in modo da interferire costruttivamente (λ₀ = 225E) o distruttivamente (λ₀ = 45E) con l’onda stazionaria climatologica-1. In termini del primo caso, λ₀ = 225E concorda con la posizione media dell’Alta delle Aleutine dopo l’inizio delle dislocazioni nei run di controllo (circa 227E; Figura 3a), mentre λ₀ = 45E concorda con la posizione più occidentale del massimo dell’Alta delle Aleutine in tutte le 61 dislocazioni dei run di controllo (vedi gli asterischi gialli nella Figura 3a). Si noti che l’esperimento λ₀ = 315E corrisponde approssimativamente alla posizione più orientale del massimo dell’Alta delle Aleutine nelle dislocazioni dei run di controllo. Questi limiti est e ovest del massimo dell’Alta delle Aleutine sono trovati anche se si considera il cerchio di latitudine 60 N (che è la latitudine del centro climatologico dell’Alta delle Aleutine), il che può avere più senso considerando che la circonferenza di un cerchio di latitudine si riduce notevolmente verso il Polo. Per l’onda-2, λ₀ = 0E nei run PTRB concorda meglio con la fase delle creste nelle separazioni dei run di controllo (Figura 3d).

L’influenza del forzante sulla forza del Vortice Polare è esaminata nella Figura 7 che mostra l’indice NAM a 100 hPa per gli esperimenti PTRB dell’onda-1 (a) e dell’onda-2 (b). Tutti i run PTRB mostrano un indebolimento del vortice (ovvero, un NAM negativo) di magnitudo simile tra i vari esperimenti dell’onda-1 e dell’onda-2, una conseguenza del forzante equivalente. Tuttavia, nessuno dei run PTRB produce un NAM tanto negativo quanto nei dislocamenti e nelle separazioni dei run di controllo. Infatti, le dislocazioni e le separazioni nei run di controllo sono approssimativamente della stessa forza nella bassa stratosfera. Al contrario, sopra i 100 hPa, la discrepanza nella forza del vortice e nel riscaldamento tra dislocazioni e separazioni come appare nella Figura 4 diventa più chiara. Ad esempio, u a 60N e 10 hPa mostra chiaramente un vortice più debole per le dislocazioni rispetto alle separazioni, che è anche il caso nella rianalisi ERA-5 (Figura S5 nel materiale supplementare). Tuttavia, il nostro focus qui è sulla bassa stratosfera che è stata dimostrata essere più strettamente collegata alla risposta troposferica (ad esempio, Maycock & Hitchcock, 2015; White et al., 2019).

La Figura 3 mostra composizioni regionali degli eventi nei run di controllo, suddivisi in dislocazioni e separazioni, oltre alla differenza tra questi due tipi di eventi. La figura è organizzata in tre file, ciascuna delle quali rappresenta diverse misure atmosferiche:

• Prima fila (a, c): Rappresenta le anomalie di geopotenziale (Z) a 10 hPa e le anomalie di velocità zonale (u) a 970 hPa per le dislocazioni, mediate nei primi 3 giorni per Z e tra 31 e 90 giorni per u.
• Seconda fila (b, d): Mostra le stesse misurazioni per le separazioni (split).
• Terza fila (b-a, d-c): Illustra la differenza tra le separazioni e le dislocazioni per Z e u, rispettivamente.

Le unità di misura sono geopotenziali (metri) a sinistra e velocità zonale (metri al secondo) a destra. I contorni neri nelle colonne di sinistra indicano il geopotenziale climatologico, mentre quelli a destra rappresentano la u climatologica, evidenziando i livelli standard come 50, 100, 200, 300,… metri per Z e intervalli come 4, 8,… metri al secondo per u.

Le stelle gialle nella figura (a) segnalano le posizioni delle massime anomalie di Z per ciascuna delle 61 dislocazioni, mentre il grande quadrato nero mostra la posizione media di queste anomalie, fornendo un’indicazione visiva di dove queste anomalie tendono a manifestarsi più frequentemente.

Le differenze significative nella fila inferiore sono contrassegnate come nella Figura 2, suggerendo l’uso di test statistici per determinare la significatività di queste differenze.

In sintesi, la Figura 3 è cruciale per capire come le anomalie associate a dislocazioni e separazioni nei run di controllo differiscano e come queste differenze siano distribuite spazialmente nell’atmosfera, con un focus particolare su come il geopotenziale e la velocità zonale rispondono a tali eventi.

4.2. Risposta alla Variazione della Fase del Riscaldamento Simmetrico e Asimmetrico Misto

Ora valutiamo quantitativamente se l’impatto verso il basso sulla troposfera a ritardi più lunghi dipenda dal numero d’onda o dalla fase della perturbazione di temperatura imposta. Come discusso nella Sezione 3, gli SSW liberi nei run di controllo possono essere caratterizzati da un riscaldamento quasi zonalmente simmetrico sopra il Polo insieme a uno o due massimi localizzati (a seconda che lo SSW sia una separazione o una dislocazione; vedi ad esempio le Figure 3a e 3b) più verso l’equatore.

Gli esperimenti sono ora eseguiti con entrambe le parti del riscaldamento, simmetrica e asimmetrica, non uguali a zero. In particolare, impostiamo la parte simmetrica a tre e la parte asimmetrica a sei, entrambi attivati per dieci giorni che, come già accennato, producono anomalie di temperatura di magnitudo simile a quelle delle dislocazioni nei run di controllo (vedi Figura 4).

L’indice NAM e le anomalie di velocità zonale a 970 hPa mediate sui ritardi da 31 a 90 sono mostrate nelle Figure 8a, 8b e 9a, 9b per i run di onda-1 a 45 est e 225 est che sono fuori fase e in fase con l’onda stazionaria climatologica 1, rispettivamente (vedi i contorni neri nelle Figure 6a e 6b). Entrambi i run di onda-1 mostrano una risposta classica simile a NAM con un modello simile a “pittura che cola” nella troposfera come osservato da Baldwin e Dunkerton (2001).

In entrambi i run, le anomalie nella bassa stratosfera persistono fino a quattro mesi, sebbene si attenuino notevolmente dopo due mesi. I tempi più lunghi di NAM nella bassa stratosfera concordano con gli esperimenti di forzamento termico puramente zonalmente simmetrico eseguiti da White et al. (2020) che hanno scoperto che ciò era una conseguenza della risoluzione relativamente grossolana. Infatti, i modelli a risoluzione più grossa tendono a mostrare una variabilità del modo annulare più persistente (Gerber et al., 2008). Nel complesso, non ci sono differenze significative tra i due esperimenti di onda-1 indicando che in presenza di un riscaldamento di fondo più debole, la risposta troposferica al riscaldamento asimmetrico è insensibile alla posizione del vortice. Applicare il riscaldamento vicino alla posizione più orientale dell’Alta delle Aleutine nelle dislocazioni dei run di controllo mostrate nella Figura 3a produce anche risultati quantitativamente simili (non mostrato). Nei run di onda-2 a 0 est e 90 est (che sono in fase e fuori fase con l’onda stazionaria climatologica 2, rispettivamente; vedi i contorni neri nelle Figure 6c e 6d) mostrati nelle Figure 8c, 8d e 9c, 9d, c’è anche poca differenza nella risposta troposferica alla posizione del forzante. Variare la posizione a 45 est produce differenze insignificanti rispetto ai run presentati (non mostrato).

Inoltre, la temperatura vicino alla superficie, come illustrato nella Figura S6 del materiale supplementare, mostra poche differenze tra i vari esperimenti di onda-1 e onda-2, con un raffreddamento sull’Eurasia e un riscaldamento sull’America del Nord Est e il Mediterraneo, come osservato in altre ricerche (ad esempio, Hitchcock & Simpson, 2014). Si osserva che il riscaldamento di onda-2 applicato in questo caso è barotropico nella stratosfera, tuttavia, interessantemente, non si trova una struttura del Modo Annulare del Nord (NAM) barotropica vicino alla data di inizio, come nei casi di separazione nei run di controllo (Figura 2a). Questo fornisce evidenza che il meccanismo di crescita dell’onda-2 (probabilmente tramite la risonanza delle onde che genera una modalità barotropica; Esler & Scott, 2005) prima della separazione è importante per il segnale barotropico osservato subito dopo l’inizio.

Per determinare se ci sono differenze nella risposta troposferica a ritardi lunghi al riscaldamento di onda-1 e onda-2, ovvero per vedere se ci sono differenze tra dislocazioni e separazioni degli SSW come nella Sezione 3, si calcolano le differenze composite tra vari esperimenti di onda-1 e onda-2. I pannelli in basso a sinistra nelle Figure 8 e 9 mostrano le differenze dell’indice NAM e le anomalie della velocità zonale a 970 hPa tra i run di onda-1 simmetrici e asimmetrici a 45 est e onda-2 a 0 est con i parametri impostati su tre e sei attivati per dieci giorni, mentre il pannello centrale in basso mostra lo stesso per il run di onda-1 misto a 225 est e onda-2 a 90 est. Il pannello in basso a destra corrisponde meglio alle dislocazioni e separazioni libere in termini di anomalie di Z (vedi Figure 3a e 3b), mostrando la differenza tra i run misti di onda-1 a 225 est e onda-2 a 0 est. A parte leggermente più marcate anomalie negative della velocità zonale sull’Africa del Nord/Europa meridionale in tutti e tre i run di onda-2 rispetto ai run di onda-1, indicando uno spostamento del getto leggermente più forte in questi ultimi, c’è poco altro che sia significativamente diverso. Questo indica che la risposta troposferica è insensibile alla posizione dei vortici figli nella stratosfera quando è presente anche un riscaldamento di fondo più debole.

Per confrontare meglio le magnitudini della risposta superficiale tra i vari esperimenti, la Figura 10a mostra le anomalie medie zonali del vento zonale a 970 hPa calcolate su ritardi da 31 a 90 per gli esperimenti di onda-1 e le dislocazioni nei run di controllo e la Figura 10b mostra lo stesso eccetto per onda-2 e le separazioni nei run di controllo. È chiaro che i run simmetrici e asimmetrici si proiettano sul NAM troposferico con un dipolo che attraversa il massimo climatologico del getto. Tuttavia, le anomalie sono più forti rispetto alle dislocazioni e separazioni nei run di controllo, particolarmente sul fianco verso il polo del getto, indicando che anche se le anomalie di temperatura stratosferica integrate sono approssimativamente uguali tra gli esperimenti e gli eventi di controllo, c’è qualche altro fattore aggiuntivo che governa la forza della risposta troposferica. I due esperimenti misti producono risposte di magnitudo simile, statisticamente non significative in termini di velocità zonale sia per onda-1 che onda-2, indicando che in un setup di riscaldamento più realistico con un riscaldamento di fondo oltre al riscaldamento asimmetrico più forte, la risposta troposferica è insensibile alla fase del vortice.

Qui documentiamo anche le differenze nelle anomalie di velocità zonale a 970 hPa tra i vari esperimenti misti ai ritardi da 21 a 30 nella Figura 11. La Figura S9 nel materiale supplementare mostra le anomalie regionali di velocità zonale a 970 hPa in questi ritardi, simili a quelle mostrate per i ritardi da 31 a 90 nella Figura 9 qui. Nei run di controllo, sia le dislocazioni che le separazioni si proiettano sul NAM troposferico con un dipolo simile a quello trovato ai ritardi da 31 a 90 ma con le dislocazioni che portano a uno spostamento del getto leggermente più forte rispetto alle separazioni. Ai ritardi precedenti, le separazioni hanno uno spostamento del getto maggiore in accordo con l’indice NAM nella Figura 2. Tuttavia, per i PTRB di onda-1 e onda-2, non c’è una chiara proiezione sul NAM troposferico.

Per esempio, per l’onda-1, i run a 225 est portano più a una struttura a doppio picco con anomalie di velocità zonale a zero a 40 N e 60 N mentre i run a 45 est portano a un dipolo che è troppo verso il polo rispetto a quello atteso per una proiezione sul NAM troposferico, con una differenza significativa tra i due run. Regionalmente, il run misto di onda-1 a 225 est non si proietta sul NAM troposferico sull’Atlantico del Nord a differenza del run a 45 est. Ci sono differenze simili per i PTRB di onda-2, con una mancanza generale di una proiezione consistente sul modello canonico del NAM. I due run misti di onda-2, sia a 0 est che a 90 est, per esempio, mostrano dei dipoli che sono posizionati troppo verso il polo, con l’anomalia massima di velocità zonale che si verifica vicino al massimo del getto climatologico e il minimo che si verifica a nord del 75°N. Tuttavia, si noti che le differenze tra le varie coppie di esperimenti sono generalmente insignificanti.

Può sorprendere che ai ritardi da 21 a 30, la risposta troposferica varia così tanto tra i vari esperimenti PTRB, specialmente considerando la somiglianza tra i ritardi da 11 a 20 e da 21 a 90 nelle anomalie di velocità zonale trovate negli esperimenti di forzamento zonalmente simmetrico di White et al. (2020). Questo è probabilmente dovuto a due motivi: il forzante in White et al. (2020) non aveva eterogeneità zonali a differenza di qui, e il forzamento termico era attivato per 3 giorni in White et al. (2020), mentre qui è attivato per 10 giorni. L’adattamento di Eliassen durante la fase di forzamento e la successiva ristrutturazione della circolazione stratosferica e troposferica impiegano più tempo quando il forzante ha una durata più lunga. A causa di ciò, è difficile determinare se queste anomalie ai ritardi vicini al forzamento negli esperimenti PTRB siano significative in termini di trasmissione verso il basso delle anomalie del NAM.

La Figura 4 presenta le serie temporali delle anomalie di temperatura medie in un’area che va dal 50°N al 90°N, con integrazioni verticali tra 150 e 1 hPa. A sinistra, vengono mostrate le dislocazioni nei run di controllo e vari esperimenti PTRB di onda-1, mentre a destra sono visualizzate le separazioni nei run di controllo e vari esperimenti PTRB di onda-2.

Le porzioni spesse delle linee colorate indicano differenze statisticamente significative al 95% tra le coppie di esperimenti, come determinato tramite un test t di Student (le coppie sono indicate dallo stesso numero di asterischi tra parentesi). L’ombreggiatura grigia mostra le linee nere, rappresentanti gli eventi nei run di controllo, più o meno una deviazione standard. I dettagli degli esperimenti PTRB mostrati sono specificati nella legenda.

Inoltre, sono rappresentate anche le dislocazioni e le separazioni secondo i dati di ERA-5 tra il 1979 e il 2018, definiti utilizzando gli stessi criteri di Seviour et al. (2013). Le dislocazioni sono identificate quando la latitudine del centroide si sposta più a sud del 66°N, mentre le separazioni sono definite quando il rapporto di forma è maggiore di 2.4. Si sottolinea che l’elenco degli eventi in ERA-5 corrisponde a quello del periodo di sovrapposizione (1979–2009) menzionato in Seviour et al. (2013).

Questa figura è cruciale per visualizzare e confrontare le dinamiche e l’intensità delle anomalie di temperatura nel tempo tra diversi tipi di eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), sia nei run di controllo che negli esperimenti PTRB. Le significative anomalie di temperatura osservate riflettono variazioni importanti nelle dinamiche atmosferiche che possono influenzare la circolazione del vento e il clima nelle regioni interessate.

La Figura 5 illustra le serie temporali dei parametri chiave usati per analizzare i riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW): le latitudini dei centroidi e i rapporti di aspetto. I grafici si basano sui dati compositi relativi a due tipologie di SSW: le dislocazioni e le separazioni.

Panoramica dei Pannelli:

1. Pannello superiore: Mostra la serie temporale delle latitudini dei centroidi per le dislocazioni. Questa latitudine rappresenta la posizione media, in termini di latitudine, del vortice polare nella stratosfera. Il grafico mostra come questa posizione cambia nel tempo rispetto al giorno dello SSW, che è indicato come giorno zero.
2. Pannello inferiore: Presenta la serie temporale dei rapporti di aspetto per le separazioni. Il rapporto di aspetto è una misura della forma del vortice polare, con valori più alti che indicano una forma più allungata ed ellittica.

Linee Orizzontali tratteggiate:

• Nel pannello superiore, una linea tratteggiata orizzontale mostra la soglia di 70.45 gradi nord. Questa soglia è usata per identificare un evento di dislocazione, che avviene quando la latitudine del centroide del vortice scende al di sotto di questo valore.
• Nel pannello inferiore, una linea tratteggiata orizzontale rappresenta il valore di 2.25. Questo è il valore limite per identificare un evento di separazione, che si verifica quando il vortice assume una forma sufficientemente ellittica.

Osservazioni chiave:

• Dislocazioni: La latitudine del centroide generalmente scende sotto la soglia indicata intorno al giorno dello SSW, mostrando l’occorrenza delle dislocazioni, e poi gradualmente risale, indicando il movimento del vortice verso il polo.
• Separazioni: Il rapporto di aspetto evidenzia un picco evidente, superando la soglia indicata, proprio attorno al giorno dello SSW, segnalando la separazione del vortice in due o più parti distinte.

Questi grafici sono fondamentali per comprendere la dinamica e le caratteristiche temporali degli SSW, mettendo in luce le differenze nei comportamenti tra dislocazioni e separazioni.

4.3. Risposta alla Variazione della Fase del Riscaldamento Asimmetrico

Nella sezione precedente, i run di forzante misto, sia zonalmente simmetrico che asimmetrico, hanno prodotto una risposta simile del NAM troposferico rispetto agli SSW nei run di controllo. Questi esperimenti misti sono progettati per imitare gli SSW liberi che presentano anomalie calde che coprono il Cappuccio Polare a nord di circa 70°N−75°N, con una componente asimmetrica più verso l’equatore (ad esempio, vedi Figure 3a e 3b). Tuttavia, non è noto l’importanza relativa della parte simmetrica, più verso il polo, del riscaldamento, e della parte asimmetrica, più verso l’equatore, del riscaldamento, per la risposta del NAM vicino alla superficie. Molti studi hanno scoperto che un forzante stratosferico zonalmente simmetrico che copre il Cappuccio Polare si proietta sul NAM troposferico, ma è meno noto se un forzante asimmetrico, cioè la componente delle onde, produca anche una risposta simile al NAM troposferico.

È importante notare che, nei run asimmetrici presentati in questa sezione, rimuovendo i minimi del riscaldamento, il riscaldamento asimmetrico si proietta ancora sulla media zonale e quindi produce un riscaldamento netto. Questo può essere visto più chiaramente nella Figura 4, dove sia i run misti simmetrici-asimmetrici che i run asimmetrici producono anomalie di temperatura del Cappuccio Polare approssimativamente equivalenti.

Ora imponiamo un riscaldamento zonalmente asimmetrico per isolare l’importanza della parte delle onde 1 o 2 del SSW nella risposta troposferica. La magnitudine degli esperimenti asimmetrici presentati è scelta per essere equivalente ai run misti presentati nella sezione precedente, producendo anomalie di temperatura del Cappuccio Polare di magnitudine simile come mostrato nella Figura 4. Una durata del forzante di 10 giorni è nuovamente scelta per approssimare il lasso di tempo entro il quale le dislocazioni e le separazioni nei run di controllo non soddisfano più i criteri rilevanti degli SSW, come mostrato nella Figura 5.

Le Figure 8e e 8f e le Figure 9e e 9f mostrano l’indice NAM e le anomalie di velocità zonale a 970 hPa mediate sui ritardi da 31 a 90 per i run PTRB di onda-1 a 45 est e 225 est, con il riscaldamento attivato per 10 giorni. In generale, questi run asimmetrici zonalmente producono indici NAM e anomalie di velocità zonale qualitativamente simili al forzante misto simmetrico-asimmetrico descritto nella Sezione 4.2, ma con magnitudini più deboli, in particolare nella risposta troposferica. Anche se generalmente non significative, ci sono differenze tra i due run di onda-1, con il run a 45 est che produce una risposta troposferica leggermente più forte che è significativamente diversa sopra l’Oceano Pacifico Occidentale e alle latitudini più alte. Lo stesso vale per i run PTRB di onda-2 a 0 est e 90 est, con il riscaldamento fuori fase con l’onda stazionaria-2 a 90 est, che produce uno spostamento più forte del getto sull’Atlantico del Nord così come anomalie più forti sul Pacifico del Nord.

Nonostante la mancanza di differenze tra i vari esperimenti di onda-1 e onda-2, è importante notare che la risposta vicino alla superficie a questi esperimenti PTRB non è identica a quella delle dislocazioni e delle separazioni nei run di controllo. In particolare, le anomalie nell’Atlantico del Nord/Canada sono più robuste e forti in tutti i run rispetto alle anomalie nel bacino del Pacifico del Nord. Questo non era il caso negli eventi dei run di controllo che producevano anomalie simili nelle due regioni. Il motivo di ciò sembra essere dovuto alle asimmetrie nelle anomalie di Z a ritardi più lunghi, con picchi sopra l’Atlantico del Nord/Canada. Questo modello qualitativo è evidente anche ai livelli sotto i 100 hPa. Tali anomalie sono in accordo con le argomentazioni di Ambaum e Hoskins che suggerivano che la compressione della colonna d’aria sotto il vortice è responsabile del NAM troposferico negativo. Tuttavia, si dovrebbe essere cauti nel trarre conclusioni poiché le anomalie di Z qui sono di un ordine di grandezza maggiore rispetto alle anomalie corrispondenti negli eventi di controllo. Attualmente stiamo intraprendendo ulteriori lavori utilizzando questi esperimenti per valutare meglio quanto siano importanti queste argomentazioni per la risposta superficiale. Complessivamente, quindi, la parte asimmetrica del riscaldamento produce una proiezione sia sul NAM stratosferico che troposferico, indicando che la parte delle onde del riscaldamento è sufficiente per generare una risposta del NAM troposferico a lungo termine. Pertanto, con le magnitudini del forzante usate in questa sezione, la posizione del riscaldamento non sembra avere importanza per la magnitudine della risposta vicino alla superficie.

La Figura 6 presenta le anomalie di geopotenziale a 10 hPa, mostrate tramite colorazioni che variano dal blu al rosso, per indicare anomalie negative e positive rispettivamente. Queste anomalie sono mediate nei primi tre giorni per diversi esperimenti di riscaldamento asimmetrico.

Dettagli dei Pannelli:

• Pannelli superiori (a) e (b):
  • Illustrano le anomalie per gli esperimenti di riscaldamento localizzati a 45 gradi est e 225 gradi est rispettivamente.
  • I contorni neri in questi pannelli rappresentano la climatologia tipica per l’onda atmosferica-1, che aiuta a visualizzare come il riscaldamento introdotto modifica la configurazione standard dell’atmosfera a questi livelli.
• Pannelli inferiori (c) e (d):
  • Mostrano le anomalie per gli esperimenti di riscaldamento localizzati a 90 gradi est e al primo meridiano (0 gradi).
  • Analogamente ai pannelli superiori, i contorni neri rappresentano la climatologia per l’onda atmosferica-2, offrendo una vista su come il riscaldamento influenzi la struttura atmosferica rispetto al comportamento medio.

Interpretazione:

• Le anomalie positive indicano un rafforzamento o un innalzamento del geopotenziale, tipico di un riscaldamento stratosferico, mentre le anomalie negative indicano una depressione del geopotenziale, tipica di un raffreddamento.
• Questi grafici sono essenziali per valutare l’impatto del posizionamento del riscaldamento sulla distribuzione delle anomalie di geopotenziale e per capire come questi cambiamenti possano influenzare la dinamica atmosferica sopra il Cappuccio Polare e le regioni adiacenti.

Queste visualizzazioni aiutano a comprendere le dinamiche specifiche attivate dai diversi schemi di forzamento nella stratosfera e il loro potenziale impatto sul clima regionale.

La Figura 7 illustra le serie temporali dell’indice del Modo Annuale Nordico (NAM) a 100 hPa, un indicatore chiave per analizzare la variabilità climatica nell’emisfero settentrionale, specialmente in relazione alla circolazione del vento e all’atmosfera polare.

Dettagli dei Pannelli:

• Pannello (a): Mostra le serie temporali per le dislocazioni nei run di controllo e per gli esperimenti PTRB di onda-1.
• Pannello (b): Presenta le serie temporali per le separazioni nei run di controllo e per gli esperimenti PTRB di onda-2.

Interpretazione dei Dati:

• Linee Colorate: Rappresentano l’indice NAM per i diversi esperimenti PTRB, ognuno caratterizzato da una specifica configurazione di riscaldamento.
• Linee Nere: Indicano l’indice NAM per gli eventi nei run di controllo, servendo come benchmark per confrontare gli impatti degli esperimenti PTRB sulla dinamica atmosferica.
• Porzioni Spesse delle Linee Colorate: Indicano dove le differenze nell’indice NAM tra le coppie di esperimenti sono statisticamente significative al 95%, come validato da un test t di Student.
• Ombreggiatura Grigia: Visualizza la variabilità dell’indice NAM nei run di controllo rispetto alle medie, mostrando le linee nere più o meno una deviazione standard.

Significato dei Grafici:

Questi grafici sono cruciali per valutare come diverse configurazioni di riscaldamento stratosferico influenzino l’indice NAM, offrendo intuizioni significative sulla dinamica atmosferica legata ai cambiamenti climatici e meteorologici. L’indice NAM a questa quota è particolarmente rilevante poiché riflette le condizioni nella bassa stratosfera, le quali possono avere impatti diretti sulle condizioni meteorologiche al livello del suolo.

In sintesi, la Figura 7 fornisce una visione approfondita di come le modifiche specifiche nel riscaldamento stratosferico alterino il comportamento dell’indice NAM, aiutando gli scienziati a comprendere meglio la connessione tra i fenomeni stratosferici e la più ampia circolazione atmosferica.

La Figura 8 presenta diverse configurazioni di esperimenti PTRB, visualizzando l’indice del Modo Annuale Nordico (NAM) attraverso diverse serie di dati compositi. Queste serie temporali mostrano le variazioni dell’indice NAM nel tempo per differenti schemi di riscaldamento stratosferico.

Dettagli dei Pannelli:

• Prima e seconda fila:
  • Mostrano l’indice NAM per gli esperimenti PTRB con un mix di forzante simmetrico e asimmetrico per le configurazioni di onda-1 e onda-2 rispettivamente, posizionate a diverse longitudini est.
• Terza e quarta fila:
  • Illustrano l’indice NAM per gli esperimenti PTRB che utilizzano unicamente un riscaldamento asimmetrico, seguendo le stesse configurazioni longitudinali delle prime due file.
• Colonna a destra per le prime quattro file:
  • Presenta le differenze compositive tra le configurazioni di riscaldamento mostrate, evidenziando le variazioni significative dell’indice NAM tra queste.
• Ultima fila:
  • Mostra le differenze composite tra specifiche configurazioni degli esperimenti delle file superiori, focalizzandosi sulle differenze statisticamente significative tra le varie configurazioni di riscaldamento.

Interpretazione:

Questa figura è fondamentale per valutare l’effetto del tipo di riscaldamento (simmetrico rispetto a asimmetrico) e della sua posizione longitudinale nell’influenzare l’indice NAM nella bassa stratosfera. Le differenze significative visualizzate nei pannelli di destra e nell’ultima fila sono cruciali per identificare quali configurazioni di riscaldamento hanno un impatto più marcato sul clima, specialmente riguardo come il riscaldamento stratosferico possa influenzare la circolazione atmosferica nei mesi successivi all’applicazione del forzante.

4.4 Applicazione delle Forzature Differenziali delle Onde-1 e Onde-2

Nella Figura 4, si è osservato che le divisioni nel controllo sono legate a anomalie di temperatura più deboli nella calotta polare stratosferica rispetto agli spostamenti nel controllo, nonostante entrambe presentino risposte quasi indistinguibili nella troposfera a ritardi prolungati. Nelle Sezioni 4.2-4.3, è stata applicata una forzatura di eguale magnitudine che ha generato anomalie di temperatura simili a quelle negli spostamenti del controllo. In questa sezione, analizziamo la risposta troposferica al riscaldamento differenziale mantenendo il riscaldamento dell’onda-1 delle sezioni precedenti, ma riducendo quello dell’onda-2 in modo da ottenere anomalie totali simili a quelle delle divisioni nel controllo, come illustrato dalle linee rosa e verde nella Figura 4b.

La Figura 12 mostra le anomalie di vento zonale a 970 hPa, mediate tra i giorni 31 e 90, per i cicli misti dell’onda-1 a est 45 e est 225 (prima riga) e per l’onda-2 a est 0 e est 90 (seconda riga). In quest’ultimo caso, la forzatura dell’onda-2 è più debole rispetto a quella dell’onda-1. Come nei cicli dell’onda-2 più intensi della sezione precedente (Figura 9), questi cicli influenzano la Oscillazione Artica di superficie, sebbene con una proiezione leggermente più marcata nel ciclo a est 90. Questo si riflette anche nelle anomalie del vento zonale a 970 hPa nella Figura 10b, dove si osservano anomalie notevolmente più intense a nord del 70°N per est 90 rispetto a est 0.

Per i cicli con forzatura asimmetrica più debole dell’onda-2 (quarta riga), scelti per avere una forzatura equivalente a quella mista, si osserva un’influenza sulla Oscillazione Artica, ancora una volta con una proiezione più forte per est 90, estendendosi robustamente sull’Atlantico Nord/Canada. Non è chiaro il motivo per cui i cicli più deboli a est 90 generano una risposta più forte rispetto a est 0, un fenomeno assente nelle versioni più forti di questi cicli. Questo potrebbe essere dovuto a non linearità nel faseggiamento del riscaldamento e delle onde stazionarie climatologiche. Questa relazione è attualmente oggetto di indagini e sarà pubblicata in seguito.

Confrontando i cicli misti dell’onda-1 e onda-2 (ultima riga della Figura 12), emergono differenze significative nella magnitudine della risposta superficiale. In particolare, i cicli dell’onda-2 producono una risposta troposferica significativamente più debole rispetto ai cicli dell’onda-1, particolarmente evidente confrontando i compositi dell’onda-2 a est 0 meno l’onda-1 a est 45 e a est 225. Quest’ultima differenza è strettamente associata ai luoghi degli spostamenti e delle divisioni nel controllo.

La risposta superficiale più debole alla forzatura dell’onda-2, seppur attesa, evidenzia che la risposta troposferica non è guidata esclusivamente dalla magnitudine delle anomalie stratosferiche, ma implica ulteriori fattori.

La Figura 9 presenta le anomalie di velocità del vento zonale a 970 hPa, calcolate come medie nei periodi di tempo che vanno dai 31 ai 90 giorni. Ogni pannello rappresenta differenti configurazioni di forzatura e posizionamento geografico, utilizzando una gamma di colori dove il blu indica valori negativi, il rosso valori positivi e il bianco valori neutrali. Le linee nere delineano i contorni standard o importanti dal punto di vista meteorologico.

Ecco una descrizione dettagliata dei pannelli:

• Pannelli (a), (b), (k), e (l): Questi pannelli mostrano le risposte alle forzature dell’onda-1 in diverse posizioni longitudinali (est 45 e est 225). Dimostrano come varia la risposta atmosferica in base alla posizione della forzatura.
• Pannelli (c) e (d): Illustrano le differenze rispetto ai pannelli (k) e (a), e (l) e (b) rispettivamente, con un aumento della magnitudine delle differenze per facilitarne la visualizzazione.
• Pannelli (e), (f), (g), e (h): Similmente ai pannelli per l’onda-1, ma per l’onda-2 in posizioni longitudinali est 0 e est 90. Sono utili per confrontare le differenze nella risposta del vento zonale tra le forzature dell’onda-1 e dell’onda-2.
• Pannelli (i) e (j): Mostrano le differenze tra le anomalie dei pannelli (g) e (e), e (h) e (f) rispettivamente, anche in questo caso con la magnitudine delle differenze raddoppiata.

Questi pannelli sono essenziali per analizzare le interazioni tra le forzature atmosferiche e la risposta climatica regionale, evidenziando come diverse configurazioni influenzano la circolazione atmosferica a medie e alte latitudini. La scelta di raddoppiare la magnitudine delle differenze aiuta a isolare gli effetti più significativi e a identificare i modelli di risposta atmosferica più evidenti.

5. Riassunto e Discussione

In questo studio abbiamo esplorato l’impatto a lungo termine delle SSW di tipo spostamento e divisione sulla troposfera, utilizzando un modello idealizzato. Abbiamo condotto una serie di esperimenti PRTB transitori, derivati da un controllo autonomo (CTRL), applicando una forzatura termica asimmetrica per un periodo limitato. Per capire se il tipo di SSW (sia essa una divisione o uno spostamento) e la posizione del vortice siano determinanti per la risposta troposferica, abbiamo variato la longitudine del riscaldamento asimmetrico nei test sia dell’onda-1 che dell’onda-2. Dagli esperimenti di controllo è emerso che, a distanze temporali superiori a circa 3-4 settimane, le risposte troposferiche sono indistinguibili (Figure 2 e 3). Pertanto, l’asimmetria iniziale del vortice all’indomani dell’inizio degli SSW non influisce sulla risposta a lungo termine (ossia su scala stagionale). Tuttavia, a intervalli più prossimi all’inizio (su scala sub-stagionale), si notano differenze significative: le divisioni sono associate a una struttura del NAM più barotropica che penetra profondamente nella troposfera (riscontrato anche in un modello completo da Maycock & Hitchcock, 2015), mentre gli spostamenti sono collegati a una propagazione più graduale verso il basso nell’arco di circa 10-15 giorni (Seviour et al., 2016). Questo contraddice quanto trovato da Mitchell et al. (2013), i quali osservarono che gli SSW di tipo divisione avevano una risposta superficiale più marcata e duratura rispetto a quelle di tipo spostamento. D’altra parte, questo risulta in accordo con Maycock e Hitchcock (2015) che hanno dimostrato che spostamenti e divisioni non presentano differenze rilevanti a meno che non si considerino campioni sufficientemente grandi. Concorda anche con Hall et al. (2021) che hanno trovato differenze notevoli nella risposta della temperatura troposferica solo a ritardi relativamente prossimi alla loro data definita di impatto superficiale, ma non a ritardi più estesi.

Nello studio sono stati effettuati due set di esperimenti PRTB. Il primo comprendeva sia una componente termica simmetrica zonale che asimmetrica zonale (definiti nel complesso come esperimenti misti). Questi sono stati condotti per cercare di simulare il più fedelmente possibile gli spostamenti e le divisioni del controllo, che mostravano un riscaldamento simmetrico sopra la Calotta Polare e un riscaldamento asimmetrico di maggiore entità più verso l’equatore (Figura 3). Il secondo tipo di forzatura era asimmetrico zonale (equivalente ai PRTB misti in termini di forzatura applicata complessiva), eseguito per determinare se la parte di eddy della struttura SSW fosse sufficiente a elicere una risposta troposferica simile a quella del NAM. In entrambi i PRTB simmetrico-asimmetrici misti e i PRTB asimmetrici, si è osservata una proiezione evidente sul NAM stratosferico e troposferico (Figure 7-10, 12), con una proiezione più forte e più robusta sul NAM troposferico sopra l’Atlantico Nord/Canada rispetto al Pacifico Nord.

Si noti che la proiezione delle corse asimmetriche sulla NAM non dovrebbe sorprendere, poiché la forzatura si proietta sull’onda-0, risultando in un riscaldamento netto, grazie alla rimozione della depressione nel profilo di forzatura stesso (vedi Sezione 4.3). In generale, nei nostri esperimenti PTRB, sono state trovate poche differenze tra gli spostamenti indotti dall’onda-1 e le divisioni indotte dall’onda-2 con forzature equivalenti (Figure 7–10). In particolare, variare la longitudine della forzatura dell’onda-1 o dell’onda-2 non produce differenze significative in superficie. Allo stesso modo, il confronto tra gli esperimenti dell’onda-1 e dell’onda-2 non rivela differenze significative, indicando che il tipo di SSW è relativamente irrilevante per determinare qualitativamente la risposta troposferica a ritardi lunghi. Questi esperimenti quindi confermano le differenze trovate negli spostamenti e nelle divisioni del control-run. Pertanto, considerato che la conoscenza degli SSW ha il potenziale per migliorare la prevedibilità meteorologica, questo studio suggerisce che la classificazione degli SSW come divisione o spostamento non sarebbe sufficiente per determinare la magnitudine dell’impatto in superficie a ritardi lunghi.

La mancanza di differenze significative trovate variando la posizione della forzatura dell’onda-1 suggerisce anche che lo spostamento osservato del vortice polare negli ultimi decenni potrebbe essere meno importante per il tempo meteorologico in superficie di quanto suggerito dagli studi precedenti. In particolare, è stato osservato che la tendenza del vortice polare a spostarsi verso l’Eurasia negli ultimi decenni potrebbe aver causato anomalie di temperatura fredda sull’Eurasia e il Nord America. Tuttavia, i nostri esperimenti, che sono molto più forti degli spostamenti considerati nello studio di Zhang et al., indicano che uno spostamento del vortice polare fino a 180° non risulta in anomalie di temperatura in superficie qualitativamente o quantitativamente diverse su scale temporali stagionali. Pertanto, è possibile che lo spostamento del vortice osservato nello studio di Zhang abbia un impatto superficiale trascurabile. Tuttavia, è importante considerare le diverse scale temporali nei nostri studi rispetto a quelli di Zhang e collaboratori.

Un aspetto interessante nei control-run degli SSW è che gli spostamenti producono un vortice polare stratosferico medio-alto più debole e più caldo rispetto alle divisioni dei control-run (Figura 4 e Figura S5). Risultati simili sono stati trovati anche nella ri-analisi ERA-5, anche se nella stratosfera inferiore, gli indici NAM avevano magnitudini simili sia in MiMA che in ERA-5 (Figura 7). Nonostante ciò, si è riscontrato che la magnitudine della risposta in superficie era indistinguibile tra i due tipi di SSW (Figure 2 e 3). Tuttavia, applicare una forzatura dell’onda-1 più forte rispetto a quella dell’onda-2 ha prodotto chiare differenze nella magnitudine (Figura 12); ossia, una forzatura termica più forte, indipendentemente dal fatto che sia onda-1 o onda-2, provoca una risposta troposferica più intensa. Questo suggerisce che la magnitudine del riscaldamento stratosferico non è l’unico fattore determinante per la risposta troposferica, ma piuttosto qualche altra anomalia della circolazione legata alla crescita e/o evoluzione degli SSW gioca un ruolo. Inoltre, suggerisce l’importanza delle anomalie nella stratosfera inferiore rispetto a quelle nella stratosfera media e alta per la risposta troposferica (come suggerito in, ad esempio, Maycock & Hitchcock, 2015).

I nostri risultati forniscono prove di un accoppiamento tra la circolazione troposferica media zonale e la generazione delle divisioni dell’onda-2. In particolare, le divisioni libere nei run di controllo mostrano un segnale barotropico forte che penetra profondamente nella troposfera all’inizio (Figura 2). Tuttavia, nonostante i nostri esperimenti PTRB dell’onda-2 abbiano una struttura barotropica nella stratosfera (eccetto nella stratosfera inferiore dove la forzatura diminuisce linearmente vicino alla tropopausa), non si trova un segnale NAM barotropico (Figura 8). Questo suggerisce che il segnale NAM barotropico trovato nelle divisioni che si evolvono liberamente è probabilmente associato al meccanismo di crescita dell’onda-2 stesso. Studi teorici hanno mostrato che la crescita dell’onda-2 nella stratosfera può verificarsi quando un’onda libera stratosferica entra in risonanza con un’onda stazionaria forzata, producendo una modalità barotropica che dà origine alla divisione (vortice dell’onda-2) (ad esempio, Esler & Scott, 2005; Plumb, 1981). Il nostro lavoro suggerisce anche che la circolazione troposferica può giocare un ruolo in questo. Tuttavia, questo è lasciato al lavoro futuro.

È degno di nota che altri fattori (ad esempio, le temperature della superficie del mare o l’oscillazione di Madden-Julian) possono mediare la trasmissione verso il basso degli eventi di vortice debole alla troposfera e spiegare le differenze tra spostamento e divisione viste in Mitchell et al. (2013), Seviour et al. (2016) e Hall et al. (2021) così come a breve termine più comunemente mentre durante una fase orientale, gli spostamenti sono più prevalenti. Le anomalie di temperatura di media latitudine associate a ciascuna fase del QBO possono quindi avere anche un’influenza sulla troposfera. Tuttavia, tali fattori esterni, sebbene sia possibile valutarli utilizzando MiMA (poiché un QBO è generato spontaneamente), sono al di fuori dell’ambito di questo studio e non ci siamo addentrati in questo.

Sebbene in questo documento ci siamo concentrati principalmente sulla risposta a ritardi più lunghi, prevedere la risposta troposferica a ritardi più vicini alla data di inizio degli SSW fornirebbe anche informazioni importanti e azionabili su scale temporali sub-stagionali dato che, ad esempio, durante le divisioni, la risposta barotropica immediata dura circa 10-14 giorni. Infatti, ci sono differenze tra i vari esperimenti PTRB a ritardi più brevi (Figura 11 e Figura S9) che potrebbero essere coinvolti nella trasmissione iniziale verso il basso del segnale stratosferico alla troposfera e ulteriori lavori sono necessari per comprendere questo. Questo studio mostra quindi che su scale temporali sub-stagionali, la morfologia del vortice è importante per determinare la risposta troposferica, mentre su scale temporali stagionali, è relativamente irrilevante.

La Figura 10 illustra i profili latitudinali delle anomalie del vento zonale medio zonale uuu a 970 hPa, calcolate come medie nei periodi dal 31° al 90° giorno. I risultati sono divisi in due pannelli:

• Pannello (a) – Onda 1: Mostra i risultati di vari esperimenti PTRB per l’onda-1, insieme agli spostamenti del control-run.
• Pannello (b) – Onda 2: Presenta i risultati degli esperimenti PTRB per l’onda-2, insieme alle divisioni del control-run.

Nelle figure, le linee colorate rappresentano gli esperimenti PTRB e le linee nere indicano gli SSW del control-run. Le diverse configurazioni sperimentali sono rappresentate con colori e stili di linea vari, come specificato nella legenda.

La linea verticale nera spessa in entrambi i pannelli segnala la posizione del massimo climatologico del vento uuu nei mesi di dicembre-febbraio. Le sezioni spesse delle linee colorate indicano dove le differenze tra le coppie di esperimenti (indicate da un ugual numero di asterischi nelle legende) sono statisticamente significative al 95%, confermate tramite un test t di Student.

Nel pannello (a), si osserva che le variazioni tra gli esperimenti PTRB dell’onda-1 sono generalmente minori e più consistenti rispetto agli spostamenti dei control-run, mostrando una risposta più omogenea a questa configurazione di forzatura.

Nel pannello (b), le anomalie del vento zonale degli esperimenti PTRB dell’onda-2 dimostrano una maggiore variabilità, con alcune configurazioni che evidenziano differenze significative rispetto al controllo delle divisioni, suggerendo un impatto più variabile della forzatura dell’onda-2 sulla circolazione atmosferica a queste latitudini.

Questi grafici sono cruciali per valutare l’impatto delle diverse configurazioni di forzatura sperimentale sulla dinamica atmosferica e per approfondire la comprensione di come vari fattori sperimentali possano influenzare la risposta atmosferica in termini di venti zonali.

La Figura 11 illustra i profili latitudinali delle anomalie del vento zonale medio zonale uuu a 970 hPa, calcolate come medie per i ritardi dai giorni 21 al 30. La struttura dei grafici è analoga a quella della Figura 10, ma riflette le dinamiche in una fase temporale differente, permettendo osservazioni sulle variazioni atmosferiche più precoci rispetto ai ritardi più lunghi precedentemente esaminati.

Dettagli dei pannelli:

• Pannello (a) – Onda 1: Presenta i risultati di vari esperimenti PTRB per l’onda-1 insieme agli spostamenti dei control-run. Le linee colorate indicano gli esperimenti PTRB, mentre la linea nera rappresenta gli SSW dei control-run.
• Pannello (b) – Onda 2: Analogamente al pannello (a), mostra i risultati per gli esperimenti PTRB dell’onda-2 e le divisioni dei control-run. Le linee colorate rappresentano i vari esperimenti PTRB, e la linea nera le divisioni dei control-run.

In entrambi i pannelli, la linea verticale tratteggiata nera segnala la posizione del massimo climatologico del vento uuu nei mesi di dicembre-febbraio. Le sezioni più spesse delle linee colorate denotano aree dove le differenze tra le coppie di esperimenti sono statisticamente significative al 95% secondo un test t di Student. Questo indica che le differenze osservate sono affidabili e rilevanti, non casuali.

Il confronto tra i profili in questa figura e quelli della Figura 10 può rivelare come la dinamica del vento zonale cambia tra le fasi iniziali (giorni 21-30) e quelle più tarde (giorni 31-90) degli esperimenti. Questa analisi è cruciale per capire l’evoluzione temporale delle risposte atmosferiche alle forzature sperimentali, mostrando come queste risposte possano variare non solo in base alla configurazione della forzatura, ma anche nel tempo.

La Figura 12 è una rappresentazione grafica che mostra le anomalie del vento zonale a 970 hPa, simile alla Figura 9, ma con una variazione specifica negli esperimenti per l’onda-2. In questa figura, gli esperimenti per l’onda-2 sono stati sostituiti con una forzatura mista simmetrico-asimmetrica più debole e una forzatura asimmetrica più debole che corrisponde a due terzi della magnitudine di riscaldamento degli esperimenti dell’onda-1. Gli esperimenti per l’onda-1 rimangono invariati rispetto alla Figura 9.

• Prime due file: Mostrano gli esperimenti per l’onda-1, già presentati nella Figura 9, visualizzati per confronto e completezza. Mostrano le anomalie del vento zonale per diverse configurazioni di longitudine.
• Terza e quarta fila: Introducono i nuovi esperimenti per l’onda-2 con la forzatura più debole. Queste configurazioni includono diverse combinazioni di longitudine e mostrano come le risposte cambiano con un livello di forzatura ridotto.
• Ultima fila: Presenta le differenze tra l’onda-2 e l’onda-1 calcolate in base ai pannelli di questa figura. Questi pannelli sono cruciali per visualizzare come le modifiche alla forzatura influenzino direttamente le differenze tra i due tipi di onde.

In tutti i pannelli, le anomalie di vento sono rappresentate con colori che indicano l’intensità delle anomalie rispetto alla media: i toni di blu indicano valori negativi, i toni di rosso indicano valori positivi, e il bianco indica valori prossimi allo zero. La scala di colore a fianco di ogni pannello mostra l’intensità delle anomalie, aiutando a interpretare l’efficacia della forzatura e le sue implicazioni sulla dinamica atmosferica alle latitudini considerate.