L’Oscillazione Estiva Nord Atlantica: Passato, Presente e Futuro

• CHRIS K. FOLLAND AND JEFF KNIGHT
• Met Office Hadley Centre, Exeter, Devon, United Kingdom
• HANS W. LINDERHOLM
• Department of Earth Sciences, University of Gothenburg, Gothenburg, Sweden
• DAVID FEREDAY AND SARAH INESON
• Met Office Hadley Centre, Exeter, Devon, United Kingdom
• JAMES W. HURRELL
• National Center for Atmospheric Research, Boulder, Colorado
• (Manuscript received 31 January 2008, in final form 26 August 2008)

SOMMARIO

Il clima estivo nel settore Nord Atlantico-Europeo possiede un modello principale di variabilità di anno in anno che è parallelo alla ben nota Oscillazione Nord Atlantica in inverno. Questa Oscillazione Estiva Nord Atlantica (SNAO) è qui definita come la prima funzione ortogonale empirica (EOF) della pressione osservata estiva extratropicale del Nord Atlantico a livello del mare. Si dimostra che è caratterizzata da una posizione più a nord e da una scala spaziale più piccola rispetto alla sua controparte invernale. La SNAO viene anche rilevata dall’analisi del cluster e ha una struttura quasi equivalente barotropica su scale temporali giornaliere e mensili. Nonostante la sua ampiezza sia minore rispetto alla sua controparte invernale, la SNAO esercita una forte influenza sulla pioggia, temperatura e nuvolosità del nord Europa attraverso i cambiamenti nella posizione del corso delle tempeste dell’Atlantico Nord. È, quindi, di fondamentale importanza nella generazione di estremi climatici estivi, tra cui inondazioni, siccità e stress da calore nel nord-ovest Europa. Si sa che il fenomeno El Nin˜o-Oscillazione del Sud (ENSO) influisce sul clima estivo europeo; tuttavia, le variazioni interannuali della SNAO sono solo debolmente influenzate da ENSO. Su scale temporali interdecadali, sia i risultati di modellazione che osservazionali indicano che le variazioni della SNAO sono in parte relative all’oscillazione multidecadale dell’Atlantico. Si dimostra che le variazioni della SNAO si estendono molto indietro nel tempo, come dimostrato dalle ricostruzioni delle variazioni della SNAO risalenti al 1706 utilizzando registrazioni degli anelli degli alberi. Registrazioni strumentali molto lunghe, come la temperatura dell’Inghilterra centrale, sono utilizzate per convalidare la ricostruzione. Infine, si dimostra che due modelli climatici simulano la SNAO attuale e prevedono una tendenza verso una fase di indice più positiva in futuro sotto l’aumento delle concentrazioni di gas serra. Ciò implica la probabilità a lungo termine di un aumento della siccità estiva per il nord-ovest Europa.

Introduzione

La variabilità del clima nel settore Nord Atlantico-Europeo è fortemente governata dalla variabilità della circolazione atmosferica. Questo è particolarmente vero in inverno, per il quale il paradigma dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO; vedi Walker 1924) ha fornito un quadro chiaro per molti studi sulla variabilità climatica anno su anno della regione. Tuttavia, c’è meno riconoscimento del ruolo della variabilità della circolazione nel clima estivo europeo, sebbene sia stato notato in un certo numero di studi precedenti, spesso come estensione delle analisi focalizzate sull’inverno. Pertanto, le analisi degli autovettori della pressione media al livello del mare del Nord Atlantico-Europeo di Hurrell e van Loon (1997), Hurrell e Folland (2002) e Hurrell et al. (2003) contengono un modello principale di variabilità della circolazione estiva. Nel quest’ultimo studio, questo modello spiega il 22,1% della varianza della pressione media al livello del mare (MSLP) di giugno-agosto (JJA) nell’Atlantico del Nord extratropicale rispetto al 36,7% per la NAO in inverno. Il modello estivo ha una minore estensione spaziale rispetto alla NAO invernale ed è situato più a nord, con il nodo meridionale sull’Europa nord-occidentale, piuttosto che sulla regione delle Azzorre-Spagna, e un nodo artico di scala minore (Fig. 6 di Hurrell et al. 2003). Un risultato simile appare nell’analisi degli autovettori ruotati dell’altezza geopotenziale a 700 hPa dell’emisfero settentrionale di Barnston e Livezey (1987, di seguito BL87). BL87 mostra quasi identici modelli principali in giugno, luglio e agosto, spiegando una varianza emisferica simile (10%) alla tipica NAO mensile invernale (12%). I risultati di questi studi mostrano che esiste un corrispettivo estivo alla NAO invernale, sebbene con caratteristiche differenti. Per analogia con la stagione invernale, ci riferiamo a questo modello di variabilità come l’Oscillazione Estiva Nord Atlantica (SNAO). Il nostro obiettivo è stabilire più saldamente la SNAO come un paradigma chiave per comprendere la variabilità del clima estivo europeo e per esplorare le sue caratteristiche. Un approccio diverso per caratterizzare il ciclo stagionale della NAO è stato sviluppato da Portis et al. (2001) attraverso il loro concetto della “NAO mobile”. Per ogni mese dell’anno sono stati calcolati i punti di massima anticorrelazione della pressione MSLP dell’analisi del NCEP (National Centers for Environmental Prediction) (Kalnay et al. 1996) tra due regioni (558–808N, 708W–08 e 208–458N, 708W–08). In contrasto con altri studi, per luglio e agosto hanno ottenuto dei dipoli con centri nell’Atlantico occidentale del Nord. Le gamme di longitudine e latitudine permesse dai calcoli di anticorrelazione, tuttavia, impediscono la possibilità di un nodo meridionale più a nord e a est, escludendo la SNAO così come definita sopra. È quindi importante che la variabilità su tutta la regione del Nord Atlantico sia presa in considerazione per stabilire la modalità principale della variabilità estiva.

Un altro metodo per identificare i modelli di circolazione atmosferica regionali è attraverso l’analisi dei cluster. Cassou et al. (2005) hanno effettuato un’analisi dei cluster k-means delle altezze giornaliere di JJA a 500 hPa sulla regione Nord Atlantico-Europea (20°-80°N, 90°W-30°E). Mantenendo solo i giorni identificati come appartenenti allo stesso cluster per 5 giorni consecutivi o più, hanno identificato quattro cluster che spiegano ciascuno circa il 18% della varianza. Uno di questi modelli (che chiamano “summer European blocking pattern”) è simile alla SNAO così come appare in Hurrell e van Loon (1997), Hurrell et al. (2003) o BL87, nonostante sia derivato da dati giornalieri e un livello diverso dell’atmosfera. Nella loro definizione del suo modo positivo, che si adatta a quella degli investigatori sopra citati, le anomalie di alta pressione dominano l’Europa settentrionale.

Horel (1981) ha notato una tendenza per alcuni modelli di teleconnessione a 500 hPa ad avere una scala meridionale minore nell’emisfero settentrionale in estate rispetto all’inverno, che ha in parte attribuito allo spostamento verso nord del percorso delle tempeste tra inverno ed estate. Recentemente, Feldstein (2007) ha analizzato i meccanismi della dinamica NAO di JJA utilizzando l’indice BL87. Il modello a livello di 300 hPa più fortemente correlato all’indice BL87 è spostato un po’ a ovest del modello di superficie BL87. Anche la minore scala dei modelli estivi rispetto a quelli invernali è notata. Ogi et al. (2004, 2005) hanno identificato una modalità annulare estiva basata su dati medi zonali che parallela la modalità annulare invernale di Thompson e Wallace (1998). Questa modalità ha anche una scala meridionale minore rispetto alla modalità annulare invernale corrispondente. La minore scala zonale della SNAO rispetto alla NAO invernale rende meno applicabile una relazione con una modalità annulare. Tuttavia, Ogi et al. (2004) evidenziano che è probabile che una descrizione coerente delle modalità del clima dell’emisfero settentrionale extratropicale attraverso il ciclo stagionale richieda analisi che sono stagionalmente specifiche a causa dei cambiamenti stagionali nella loro scala spaziale.

In questo documento, effettuiamo analisi che confermano che la SNAO è una modalità principale di variabilità del clima nell’estate del Nord Atlantico-Europea. Sebbene abbia caratteristiche diverse rispetto alla NAO invernale, la SNAO fornisce un paradigma simile per comprendere le variazioni anno su anno del clima stagionale. Ci concentriamo sulla stagione “alta estate” di luglio e agosto perché il comportamento temporale della SNAO in questi mesi è significativamente correlato, a differenza di giugno. Tuttavia, come mostrato da BL87, il modello spaziale della SNAO in giugno è abbastanza simile. Come la NAO invernale, l’esistenza della SNAO ha importanti implicazioni per gli estremi climatici come le forti precipitazioni e gli eventi di inondazione (ad esempio, l’estate 2007 del nord Europa). Ci sono, inoltre, implicazioni per lo stress termico causato dalle alte temperature e per la siccità nella fase opposta della SNAO.

Utilizziamo set di dati climatici osservazionali e dati di reanalisi per quantificare l’effetto della SNAO dell’alta estate sulla circolazione di superficie e troposferica, sulla temperatura superficiale, sulla nuvolosità, sulle precipitazioni e sulla posizione del percorso delle tempeste atlantiche. Inoltre, possibili influenze SST e la variabilità temporale nell’era strumentale (dal 1850 in poi) vengono esaminate. Questo è esteso dall’uso di una ricostruzione di dati degli anelli degli alberi, che permette di dedurre il record della SNAO fino al 1706. Infine, mostriamo come la SNAO è rappresentata in due modelli di clima accoppiato, e presentiamo proiezioni del cambiamento della SNAO in simulazioni di CO2 potenziato che sono coerenti con il cambiamento climatico previsto.

2. Definizioni dell’SNAO tramite vettore proprio e cluster

a. Definizione dell’SNAO tramite vettore proprio

Usiamo una definizione dell’NAO dell’alta estate (luglio-agosto, d’ora in poi JA) che coinvolge un’analisi di covarianza della funzione ortogonale empirica (EOF) delle anomalie della pressione media al livello del mare nell’Atlantico settentrionale extratropicale-europeo per il periodo 1881-2003. I dati provengono da un’analisi giornaliera MSLP di Ansell et al. (2006); il primo vettore proprio è definito come l’SNAO (Fig. 1a). Non usiamo dati precedenti, meno accurati risalenti al 1850 per definire il modello SNAO nel caso di distorsione del modello in latitudini alte dove i dati sono scarsi. Creiamo tuttavia serie temporali risalenti al 1850 utilizzando questo modello. Abbiamo testato se ci sono differenze nel modello dell’SNAO quando si utilizzano dati giornalieri, media di 10 giorni o media di luglio e agosto di dati MSLP. I modelli sono quasi identici tra queste scale temporali nel periodo 1881-2003. L’unica differenza apprezzabile risiede nella percentuale di varianza totale spiegata dal modello SNAO su ciascuna scala temporale. Esso spiega il 18,0% della varianza giornaliera, il 22,6% della varianza media di 10 giorni e il 28,3% della varianza media di 2 mesi sull’area di analisi. Per il resto di questo articolo, abbiamo scelto di utilizzare il modello giornaliero in quanto ciò permette di stimare il contributo giorno per giorno dell’SNAO ad un’anomalia stagionale.

Il secondo EOF giornaliero per l’alta estate spiega il 14,5% della varianza ed è un modello più zonale con centri sull’Atlantico centrale settentrionale e sull’Europa nord-occidentale. Il terzo EOF spiega il 12,1% della varianza giornaliera e ha un dipolo nell’Atlantico occidentale settentrionale. Le posizioni dei nodi del dipolo sono ampiamente simili alle posizioni di massima correlazione negativa a 700 hPa tra le latitudini inferiori-medie e superiori della regione atlantica trovate da Portis et al. (2001) nella loro analisi della “NAO mobile” per luglio e agosto. La nostra analisi utilizzando medie di 2 mesi è la più vicina in scala temporale alla loro analisi, quindi la Fig. 1b mostra il modello della media di JA dell’SNAO, ancora EOF1 come sopra, mentre il secondo EOF della media di luglio-agosto è simile al modello di luglio o agosto di Portis et al., spiegando il 19,1% della varianza media di JA. Quindi questa modalità è più prevalente per i dati mediati su due mesi. Concludiamo che la NAO mobile estiva trovata da Portis et al. (2001) è probabilmente simile al secondo modello di circolazione atmosferica estiva più prominente nella regione atlantica settentrionale extratropicale per i dati mediati su due mesi e la terza EOF più prominente su scale temporali giornaliere e di 10 giorni (non mostrate). Notiamo incidentalmente che la durata effettiva degli eventi individuali di SNAO o NAO mobile estiva è per lo più notevolmente più breve di due mesi.

b. Definizione tramite analisi dei cluster

Una versione dell’analisi dei cluster k-means dei dati giornalieri MSLP di luglio e agosto, utilizzando un algoritmo di simulated annealing (Philipp et al. 2007; Fereday et al. 2008) per il periodo 1881-2003, fornisce risultati simili. Qui usiamo k = 10, per il quale due cluster appaiono come modelli di anomalie MSLP quasi opposte (Fig. 1c). Altri valori ragionevoli di k danno risultati simili perché l’SNAO è così prominente. In termini assoluti di MSLP, il cluster positivo appare come una forte estensione dell’alta pressione delle Azzorre su nordovest Europa, mentre il pattern negativo sottolinea una bassa pressione d’Islanda relativamente profonda, spostata verso sud e est. La quasi simmetria dei due insiemi di anomalie dei cluster, a differenza della NAO invernale (Hurrell et al. 2003; Cassou et al. 2004), indica che le rappresentazioni dell’SNAO tramite EOF e cluster danno risultati molto simili. Abbiamo quindi utilizzato l’EOF1 giornaliero in questo articolo preferibilmente ai due cluster SNAO perché è più facile da usare. Infine, notiamo che questi modelli dell’alta estate SNAO sono simili al primo vettore proprio delle anomalie dell’altezza di 500 hPa ricostruite in un’analisi combinata dei vettori propri dell’altezza, temperatura e precipitazioni di 500 hPa per il lungo periodo 1766-2000 creato da Casty et al. (2007). Hanno chiamato questo modello “la modalità di blocco”.

c. Struttura verticale e temporale dell’SNAO

La Figura 2a mostra la regressione della MSLP dal set di dati NCEP rispetto all’indice medio di luglio e agosto dell’SNAO giornaliero per il periodo 1948-2007 per mostrare il modello dell’SNAO su scala artica. La Figura 2b mostra le regressioni della serie temporale quotidiana e media di 2 mesi dell’Oscillazione del Nord Atlantico estiva alta sulla serie temporale dell’altezza NCEP reanalisi di 300 hPa giornaliera e media di 2 mesi per luglio e agosto nel periodo 1948-2003. I modelli di superficie e 300 hPa sono simili, sebbene il nodo artico sia più debole a 300 hPa rispetto alla superficie. I nodi positivi e negativi sono quasi geograficamente coincidenti, quindi il modello può essere descritto come quasi-equivalente barotropico. Tuttavia, i modelli di 300 hPa di 10 giorni (non mostrati) e 2 mesi si estendono un po’ più ad ovest. Tutte e tre le scale temporali mostrano un debole centro secondario sopra il Nord America; quello sulla scala temporale di 2 mesi è relativamente il più forte.

Tre serie temporali di EOF1 sono mostrate nella Figura 3 basate sui modelli di EOF1 di MSLP media giornaliera, media di 10 giorni e media di 2 mesi proiettati sui dati MSLP per il periodo 1850-2007. Le serie temporali sono molto simili, riflettendo i modelli simili di EOF1, con una correlazione di 0,98 tra la serie temporale di 158 anni della media estiva alta di EOF1 giornaliera e la serie temporale della media di EOF1 di 2 mesi. La variabilità multidecadale e interannuale sono molto simili. Le conclusioni nel resto del documento basate su EOF1 giornaliero si applicheranno quindi quasi altrettanto bene alla media di EOF1 di 2 mesi.

FIG. 1. (a) Modello del NAO estivo alto basato sul primo autovalore di covarianza delle anomalie, rispetto ad una media 1881-2003, del set di dati sulla pressione media giornaliera al livello del mare Europeo-Atlantico del Nord (EMSLP) per luglio e agosto 1881-2003 sulla regione 25°-70°N, 70°W-50°E. Viene utilizzata una griglia 5° x 5°, e i dati di MSLP sono ponderati con la radice quadrata di ogni area 5° x 5° durante il calcolo della matrice di covarianza. Le unità (hPa) sono uguali alla deviazione standard locale della serie temporale che è spiegata dall’autovettore. (b) Come in (a), ma per il primo e il secondo EOF della media di pressione a livello del mare di luglio e agosto, 1881-2003, sul dominio dei dati EMSLP. (c) Le fasi positive e negative del NAO estivo alto mostrate da un’analisi dei cluster, 1881-2003, dei dati mensili di pressione a livello del mare di luglio-agosto di Allan e Ansell (2006). Le pressioni assolute sono contornate in nero, e le anomalie rispetto a una climatologia variabile stagionalmente sono colorate. Il 19% di tutti i giorni sono classificati in entrambi i cluster insieme; i cluster sono quasi equiprobabili.

La Tabella 1 mostra le correlazioni interannuali delle serie temporali SNAO giornaliere di giugno, luglio e agosto e luglio-agosto. Qui calcoliamo separatamente i modelli SNAO per giugno, luglio e agosto nello stesso modo di Fig. 1a. I modelli per luglio e agosto sono entrambi EOF1 (18,0% e 19,0% della varianza giornaliera di MSLP, rispettivamente) e quello per giugno è EOF2 (15,1% della varianza giornaliera). L’EOF1 per giugno assomiglia molto al modello estivo di Portis et al. (2001). I tre modelli SNAO sono quasi identici al modello SNAO di luglio-agosto, tranne che il nodo positivo meridionale per giugno si estende debolmente più a ovest-sudovest. La correlazione tra l’indice SNAO dell’alto estate e quello di giugno nel periodo 1850-2007 è solo di 0,11; le correlazioni per luglio e agosto sono rispettivamente di 0,75 e 0,79. Gli indici definiti separatamente per luglio e agosto sono significativamente intercorrelati al livello del 5%, anche se il valore è solo di 0,20 nel periodo 1850-2007, mostrando la grande variabilità interna nelle latitudini extra-tropicali su scala mensile. Tuttavia, le relative intercorrelazioni di giugno, luglio e agosto sono in linea di massima simili nei due sottoperiodi 1850-1928 e 1929-2007 (vedi Tabella 1).

Di particolare importanza è il comportamento interdecennale negli ultimi decenni. Baines e Folland (2007) hanno dimostrato che l’indice SNAO dell’alto estate era correlato a molte serie temporali in tutto il mondo, in parte attraverso l’aumento dei valori dell’indice negli anni ’60 e ’70 e la riduzione dei valori a partire da metà degli anni ’80. Entrambi gli indici SNAO di luglio e agosto mostrano questo comportamento più ovviamente rispetto ai valori dell’indice di giugno (non mostrato). Inoltre, le recenti riduzioni moderate negli indici SNAO di luglio e agosto sono simili. Nel complesso, l’indice SNAO di giugno è variato relativamente poco su queste scale temporali negli ultimi decenni.

In conclusione, riteniamo che il comportamento temporale dell’indice di giugno sia sufficientemente diverso da quello di luglio e agosto, e quest’ultimo sia sufficientemente simile, specialmente su scale temporali interdecennali, per concentrarci sulla stagione dell’alto estate.

FIG. 2. (a) Regressione della pressione a livello del mare in ogni punto della griglia utilizzando il set di dati di rianalisi giornalieri NCEP rispetto all’indice medio di luglio e agosto dell’NAO estivo alto giornaliero, 1948-2007, per mostrare il modello Artico del SNAO. Le unità sono hPa (std dev)^-1 della serie temporale SNAO. Il centro positivo è leggermente più forte rispetto al periodo del set di dati EMSLP 1881-2003. (b) Regressione della serie temporale NAO estiva alta media giornaliera (a sinistra) e media su 2 mesi (a destra) in ogni punto della griglia sulla serie temporale globale giornaliera e media su 2 mesi delle rianalisi NCEP di altezza a 300 hPa per luglio e agosto nel periodo 1948-2003. I contorni sono ogni 20 m (std dev)^-1 della serie temporale SNAO eccetto per il primo contorno di 10 m.

FIG. 3. Serie temporali, 1850-2007, della media standardizzata di luglio e agosto della serie temporale giornaliera dell’SNAO alto, della media di luglio e agosto dell’SNAO alto su 10 giorni e dell’SNAO alto di luglio e agosto. Le linee a bassa frequenza dello stesso colore sono filtrate in modo binomiale a passa basso con una mezza ampiezza di 25 anni.

3. L’oscillazione estiva dell’Atlantico del Nord, temperatura, precipitazioni, nuvolosità e rotte delle tempeste

Per il periodo relativamente ben osservato 1900-2006, le correlazioni dell’indice SNAO con la temperatura superficiale mondiale (Brohan et al. 2006) sono mostrate in Fig. 4. Il pannello a sinistra si basa su periodi inferiori a 10 anni, mentre il pannello inferiore illustra le correlazioni per periodi superiori a 10 anni. Una correlazione positiva altamente statisticamente significativa su tutto il nordovest europeo dalla Irlanda al Baltico orientale è evidente per entrambi i range di periodi, sebbene sia leggermente più forte nei periodi più brevi. Tali forti correlazioni positive sono attese poiché la fase positiva dell’SNAO corrisponde a condizioni anticicloniche e quindi soleggiate (vedi sotto) su questa regione, che in estate aumenta la temperatura superficiale attraverso un ulteriore riscaldamento sensibile come discusso ulteriormente sotto in questa sezione. Le correlazioni negative sono evidenti nella regione del Mediterraneo orientale in entrambi i pannelli, suggerendo una maggiore nuvolosità (vedi sotto). C’è anche una correlazione positiva significativa sulla larghezza della regione del Sahel/Sudan in Africa del Nord per periodi inferiori a 10 anni, suggerendo che le condizioni più calde del normale in questa regione del monsone dell’Africa occidentale tendono ad accompagnare l’SNAO positivo. Questo è meno chiaro per periodi superiori a 10 anni, sebbene ciò sia più influenzato dalla scarsità dei dati sulla temperatura del Sahel/Sudan. Entrambi i pannelli mostrano condizioni fredde vicino alla Groenlandia, in linea con le anomalie cicloniche indicate nelle Figg. 1a,c. C’è un accenno di una correlazione positiva nel nord-est del Nord America in entrambi i pannelli; non c’è nessun segnale evidente lì nella MSLP (Fig. 2a) ma c’è un centro di anomalia di altezza positiva a 300 hPa che accompagna l’SNAO estivo positivo (Fig. 2b). Ci sono differenze più sorprendenti nei modelli di correlazione sugli oceani. Per periodi inferiori a 10 anni, ci sono correlazioni moderate con un modello di SST El Niño nel Pacifico Est tropicale. Questo è assente per periodi superiori a 10 anni; tuttavia, l’SNAO sembra essere correlato a un modello di SST quasi globale che ricorda la fase negativa della cosiddetta oscillazione multidecadale dell’Atlantico (AMO; ad esempio, Goldenberg et al. 2001; Knight et al. 2005). L’AMO è piuttosto come EOF3 delle variazioni di SST globali a bassa frequenza in Parker et al. (2007), il modello simile in Folland et al. (1999) e il modello interemisferico in Folland et al. (1986). Sutton e Hodson (2005) e Knight et al. (2006) mostrano in studi di modellazione, e Baines e Folland (2007) mostrano nel loro studio osservazionale, che la pressione superficiale estiva nella regione del nord-ovest europeo è probabile che sia ridotta dal riscaldamento e aumentata dal raffreddamento delle SST sull’Atlantico del Nord nel suo insieme.

Un’analisi della nuvolosità totale non filtrata correlata all’SNAO (Fig. 5) si basa su un database omogeneizzato derivato dai Rapporti Estesi Modificati sulla Nuvolosità da Navi e Stazioni Terrestri in tutto il Globo, 1952-96 (Hahn e Warren 1999) e la Climatologia delle Nuvole per Stazioni Terrestri in tutto il Mondo, 1971-96 (Hahn e Warren 2003), ed è quindi limitata ai decenni recenti. Questo fornisce ulteriori informazioni sui modelli di temperatura nella Fig. 4. Nella fase di indice positivo dell’SNAO, l’Europa nord-occidentale sperimenta una riduzione significativa della nuvolosità coerente con anomalie di temperatura positive, mentre sul Mediterraneo orientale la nuvolosità è significativamente aumentata in questa fase. A sud e ad est della Groenlandia c’è un aumento della nuvolosità come previsto dal segno negativo del modello SNAO (Figg. 1a,c). Alcune delle caratteristiche più sottili dell’SNAO sul Nord America, in particolare un debole riscaldamento per la fase SNAO positiva, sono supportate dalla coerenza fisica con i cambiamenti nella nuvolosità.

Ci sono anticorrelazioni molto forti e significative dell’indice SNAO con le precipitazioni di luglio e agosto (JA) (Mitchell e Jones 2005) sull’Europa nord-occidentale mostrate nella Fig. 6. Queste superano -0,64 su parti delle Isole Britanniche e superano ampiamente -0,48 sull’area dell’Europa nord-occidentale che presenta forti anomalie calde (Fig. 4) e meno nuvole (Fig. 5). La relazione con le precipitazioni in Inghilterra e Galles (Wigley et al. 1984) a luglio e agosto per il periodo 1850-2007 (Fig. 6b) è altamente significativa (correlazione = -0,63; notare che i dati sulle precipitazioni sono invertiti). Sui due periodi indipendenti di lunghezza quasi uguale (1850-1928 e 1929-2007) le correlazioni sono anche individualmente significative a -0,56 e -0,66, rispettivamente, con medie e deviazioni standard simili in ciascun periodo. Inoltre, le variazioni interdecennali di entrambe le quantità si seguono molto da vicino con l’aumento dell’indice SNAO e la diminuzione delle precipitazioni negli anni ’60 e ’70 che è particolarmente prominente, come notato da Baines e Folland (2007) per le precipitazioni del sud-est dell’Inghilterra.

Le precipitazioni nell’Europa meridionale sono significativamente correlate positivamente con l’indice SNAO, con correlazioni fino a 0,3. La regione in cui le precipitazioni sono influenzate si estende più ad ovest rispetto alla regione con correlazioni di temperatura negative. I dati sulla nuvolosità nella Fig. 5 sono in accordo con queste precipitazioni extra.

Sono inoltre di interesse le correlazioni negative delle precipitazioni sull’intera larghezza del Sahel africano, che raggiungono -0,5 in alcuni punti, e le deboli correlazioni positive a sud di esso. Questa caratteristica del dipolo di precipitazione nel Nord Africa è coerente con una zona di convergenza intertropicale del Nord Africa spostata verso sud e possibilmente più intensa (ad esempio, Rowell et al. 1992) quando l’SNAO è nella sua fase di indice positivo. Anche se i dati sulla nuvolosità mostrano solo deboli correlazioni, sono nel senso corretto per associare una minor quantità di pioggia e una temperatura più alta (Fig. 4) all’indice SNAO positivo sul Sahel. Hurrell e Folland (2002) hanno notato una relazione simile con le precipitazioni del Sahel. Infine, le Figg. 4b e 6 sono coerenti con i risultati di Rowell (2003) che ha analizzato le ragioni fisiche di un’influenza delle SST del Mediterraneo sulle precipitazioni del Sahel, soprattutto su scale temporali decennali.

Concludiamo che il modello di correlazione della nuvolosità della regione dell’Atlantico Nord è coerente con i modelli di MSLP, temperatura superficiale e precipitazioni dell’SNAO, con una minore nuvolosità associata a temperature più alte, un riscaldamento sensibile maggiore e condizioni secche, e una nuvolosità maggiore associata a temperature più fresche, un riscaldamento sensibile minore e condizioni più umide, come ci si aspetterebbe in estate. Sembrano esserci anche relazioni distanti tra l’SNAO e il monsone dell’Africa Occidentale su una serie di scale temporali.

Le variazioni dell’SNAO sono associate a cambiamenti nel percorso delle tempeste dell’Atlantico settentrionale (Fig. 7) in modo tale che un indice SNAO positivo (negativo) è associato al suo movimento verso nord (sud) su nordovest Europa e nell’Atlantico orientale. Alla fine del diciannovesimo e all’inizio del ventesimo secolo l’indice SNAO era generalmente più negativo (Fig. 3) rispetto al periodo dopo la metà degli anni ’60. Il percorso delle tempeste si è rafforzato su Islanda e Mare di Norvegia in quest’ultimo periodo e si è indebolito più a sud, in particolare su Europa centro-occidentale. Quindi, i cambiamenti di temperatura e precipitazioni nelle regioni più colpite dai cambiamenti nell’SNAO risultano da una combinazione di effetti termodinamici e dinamici. Prendendo l’Inghilterra come esempio, la fase di indice positivo dell’SNAO corrisponde a venti anomali da est che portano aria calda dall’Europa continentale (implicito dalla Fig. 1a) così come più radiazione solare locale e riscaldamento sensibile della superficie. Questi effetti rafforzano la risposta di temperatura e precipitazioni, facendo dell’SNAO un controllo molto importante sul calore estivo, la siccità e le inondazioni nel nordovest Europa. È meno efficace nel sud Europa poiché le correlazioni con il clima superficiale sono più basse, quindi altri modelli atmosferici estivi sono probabilmente almeno altrettanto importanti (Cassou et al. 2005).

TABELLA 1. Correlazioni interannuali delle serie temporali individuali mensili e dell’alto SNAO estivo. I valori contrassegnati con un asterisco sono statisticamente significativi al livello del 5%. Non c’è alcuna autocorrelazione significativa in nessuna delle serie.

FIG. 4. (a) Correlazione simultanea della temperatura superficiale mondiale della terra (2 m) temperatura dell’aria e della superficie del mare, 1900-2007, con la media di luglio-agosto del SNAO alto quotidiano utilizzando il dataset Hadley Centre Climatic Research Unit versione 3 (HadCRUT3v) (Brohan et al. 2006). I dati di temperatura e SNAO sono filtrati ad alto passaggio per periodi <10 anni. Le croci rappresentano correlazioni localmente significative al livello del 5%. Per calcolare una correlazione, doveva essere presente il 50% dei possibili dati di temperatura. La significatività è valutata utilizzando un test a due code basato sulla correlazione della temperatura in ciascun punto della griglia con 1000 serie temporali, derivate dal riordino casuale e successivo filtraggio appropriato della serie SNAO originale. L’autocorrelazione della serie SNAO originale non è significativamente diversa da quella della serie SNAO riordinate casualmente utilizzate nel test di significatività. (b) Come in (a) ma per periodi >10 anni.

FIG. 5. Correlazione della nuvolosità di luglio-agosto con l’SNAO. Le correlazioni sono moltiplicate per 10 e coprono il periodo 1971-96 sulla terra e 1954-97 sugli oceani. Gli isotopi di correlazione negativa sono tratteggiati e quelli positivi sono solidi. La risoluzione dei dati sulla nuvolosità è 5° x 5° sulla terra ma solo 10° x 10° sugli oceani a sud di 50°N, 10° lat x 20° lon sulla regione oceanica 50°-70°N e 10° x 40° lon tra 70° e 80°N. I valori contrassegnati con un asterisco hanno una significatività locale del 5% o migliore. Sulla terra, questa è misurata dalla correlazione media in un dato box derivata dai valori di correlazione a più stazioni utilizzando la statistica Z di Fishers.

FIG. 6. (a) Correlazione simultanea delle precipitazioni mondiali di luglio e agosto sulla terra con l’alto SNAO, utilizzando i dati sulle precipitazioni di Mitchell e Jones (2005) per il 1900-98. Non è stato effettuato alcun filtraggio. La significatività è valutata in modo simile alla Fig. 4. (b) L’SNAO e le precipitazioni di luglio-agosto in Inghilterra e Galles, 1850-2007. I dati sulle precipitazioni sono stati invertiti nel segno e entrambe le serie sono standardizzate su 1850-2007. Le linee lisce sono filtrate a basso passaggio per periodi >25 anni.

4. Variazioni interannuali e interdecadali dell’SNAO in relazione a ENSO e AMO

a. Scale temporali interannuali e ENSO

Come mostrato in Fig. 4, la SST locale è influenzata dall’SNAO, con anomalie calde associate al nodo meridionale della fase positiva dell’SNAO che si estendono da ovest del Regno Unito attraverso il Mare del Nord fino al Baltico, e anomalie fredde nel Mediterraneo orientale associate a una maggiore nuvolosità (Fig. 5). La regione intorno alla Groenlandia meridionale è fredda in questa fase dell’SNAO a causa delle condizioni cicloniche e nuvolose lì.

Oltre a queste caratteristiche, c’è una debole (correlazione 0.3-0.4) ma diffusa e localmente statisticamente significativa correlazione positiva con la SST nella regione ENSO del Pacifico tropicale. Questo suggerisce, assumendo la linearità, che una fase positiva dell’SNAO è associata a El Niño e una fase negativa dell’SNAO a La Niña. La correlazione diretta dell’SNAO e dell’indice di luglio-agosto Niño-3.4 (5°N-5°S, 170°-120°O) [preso dall’analisi del dataset Hadley Centre Sea Ice and Sea Surface Temperature (HadISST) di Rayner et al. (2003)] nel periodo 1876-2007 è 0.22, che è appena significativo al livello del 5%. Periodi più brevi danno correlazioni simili, coerenti con l’affidabilità di HadISST dal 1876 per analizzare le SST ENSO sul Pacifico tropicale orientale (Folland et al. 2001) e coerenti con l’esistenza di un legame durante tutto il periodo. Per tener conto del possibile ritardo temporale tra i cambiamenti della SST nel Pacifico e gli effetti negli extratropici atlantici, è stata anche investigata la SST di giugno e luglio Niño-3.4, ma questo ha dato correlazioni leggermente inferiori con gli indici SNAO. A periodi di guida più lunghi in questo periodo dell’anno, le anomalie della SST Niño-3.4 stanno in media cambiando rapidamente da valori piccoli e quindi non forniranno ulteriori informazioni predittive.

In Fig. 8, viene esaminata la relazione tra l’indice JA Niño-3.4 derivato da HadISST e i dati JA MSLP dal Second Hadley Centre Sea Level Pressure dataset (HadSLP2) calcolati nel periodo 1876-2006. Esistono significative regressioni positive (Fig. 8a) su gran parte della regione artica che si estende a sud fino alla costa settentrionale della Scozia e a est fino alla Scandinavia settentrionale, con significative regressioni negative nel Pacifico settentrionale.

Il coefficiente di regressione sopra la Scozia settentrionale e la Norvegia nordoccidentale è modesto (circa 0,6 hPa per °C). Notiamo, tuttavia, che i dati MSLP (Allan e Ansell 2006) sono decisamente più scarsi sulle latitudini più alte del Canada e della Groenlandia prima degli anni ’40, il che potrebbe ridurre la varianza lì e quindi diminuire il coefficiente di regressione. Sul nord-est dell’Atlantico e dell’Europa, i dati MSLP dovrebbero essere ragionevolmente affidabili per tutto il periodo.

Le analisi compositive delle Figs. 8b,c mostrano che la relazione di regressione della Fig. 8a è effettivamente lineare in prima approssimazione, con anomalie MSLP largamente opposte in un dato luogo per le condizioni di El Niño e La Niña. La relazione è tale che La Niña (SST Niño-3.4 negative) tende a dare MSLP significativamente più bassa su latitudini europee vicino a 60°-65°N con venti anomali da ovest a sud. El Niño produce l’influenza opposta ma questa è più debole e non significativa sulla regione SNAO. In entrambi i casi, qualsiasi effetto originante nel Pacifico tropicale è dello stesso segno su entrambi i nodi settentrionali e meridionali dell’SNAO; così, le influenze ENSO si proiettano debolmente sull’SNAO. L’effetto principale è dare una debole tendenza a anomalie di vento o cicloniche da ovest e una fase SNAO negativa nelle condizioni di La Niña sull’Europa nordoccidentale. L’effetto sull’SNAO delle condizioni di El Niño è troppo piccolo per essere individuato in questa analisi.

FIG. 7. (a sinistra) Percorsi medi delle tempeste per il periodo 1948-2007 in luglio-agosto mostrati dalla deviazione standard dell’altezza geopotenziale a 300 hPa (m) calcolata dai dati giornalieri e filtrata in banda su scale temporali di 2-8 giorni. (a destra) Correlazione simultanea della deviazione standard di valori simili a 300 hPa filtrati per luglio-agosto, 1948-2007, con l’indice SNAO di luglio-agosto. Le croci rappresentano correlazioni localmente significative al livello del 5% utilizzando un test di significatività a due code al livello del 5% ottenuto correlando 1000 versioni riordinate casualmente della serie temporale SNAO.

FIG. 8. Relazione ENSO con MSLP JA. (in alto a sinistra) Regressione di JA Nin˜o-3.4 contro la pressione JA al livello medio del mare nel periodo 1876-2007 in hPa per °C (colori). I contorni mostrano il bordo delle regioni in cui le regressioni sono significative al livello del 95% di un test t a due code. (in alto a destra) Anomalia composita MSLP (rispetto alla media del periodo 1901-2000) per il 20% delle stagioni JA Nin˜o-3.4 più fresche (caso La Nin˜a, con Nin˜o-3.4 inferiore a -0,598°C). Le linee nere in grassetto mostrano il bordo delle regioni in cui la MSLP media La Nin˜a è statisticamente diversa dal resto dei casi al livello del 95%. Le unità sono in hPa. (in basso) Come in (in alto a destra), ma per il 20% delle stagioni JA Nin˜o-3.4 più calde (caso El Nin˜o, Nin˜o-3.4 maggiore di 0,448°C).

b. Scale temporali interdecadali e l’AMO

Su scale temporali interdecadali, Baines e Folland (2007) suggeriscono un legame tra l’SNAO e il modello delle SST dell’AMO a livello globale. Si ritiene che l’AMO sia in parte correlato a cambiamenti naturali nella circolazione termoalina (Knight et al. 2005, 2006). Una parte importante di questo modello si trova nell’Atlantico del Nord (Delworth e Mann 2000; Enfield et al. 2001; Sutton e Hodson 2005; Knight et al. 2005) tale che quando l’AMO è nella sua fase calda dell’Atlantico del Nord, l’SNAO tende a essere nella sua fase negativa. Il modello delle SST dell’AMO può variare naturalmente (Trenberth e Shea 2006) o in tempi recenti potrebbe essere stato influenzato dagli aerosol antropogenici (Rotstayn e Lohman 2002; Mann e Emanuel 2006). Sutton e Hodson (2005) hanno mostrato in un’analisi del modello utilizzando il terzo modello atmosferico del Hadley Centre (HadAM3; Pope et al. 2000) che la pressione nell’area dell’Europa nord-occidentale tende ad essere più bassa nella fase positiva dell’AMO, corrispondendo quindi a una tendenza a un SNAO negativo. Knight et al. (2006) hanno mostrato risultati simili in estate da una simulazione di controllo di 500 anni del terzo modello accoppiato del Hadley Centre (HadCM3), che simula l’AMO come parte della sua variabilità intrinseca. Mostrano anche che la temperatura simulata del centro dell’Inghilterra (CET; Manley 1974; Parker et al. 1992; Parker e Horton 2005) è significativamente modulata su scale temporali decennali.

La correlazione del CET modellato di giugno-agosto è molto significativa, a 0,50 con l’AMO modellato. Un confronto delle serie temporali osservate di AMO e SNAO è mostrato in Fig. 9, dove l’AMO è invertito di segno e entrambe le serie temporali sono state filtrate a bassa passa. L’AMO è preso da una nuova analisi di Parker et al. (2007); questo mostra un leggero aumento recente rispetto al modello AMO di Baines e Folland, anche se ha ancora un modello AMO con la maggior parte del peso nell’Atlantico del Nord extratropicale. L’SNAO e l’AMO si seguono abbastanza da vicino, sebbene sembri esserci una tendenza generale nella serie SNAO a valori più positivi rispetto alla serie AMO. Questa tendenza relativa all’aumento dell’SNAO riduce la grandezza della correlazione negativa da -0,60 (1850-2007) se le serie sono detrendizzate a -0,44 se non detrendizzate. Il forte filtraggio non consente di stimare la significatività statistica. Il componente di tendenza all’aumento relativo dell’SNAO è ulteriormente commentato nelle sezioni 6 e 7. In secondo luogo, la Fig. 9 mostra anche un’analisi dell’SNAO da un insieme di 6 esperimenti HadAM3 dal 1871 al 2002 (vedere ulteriori discussioni sulla modellazione dell’SNAO nella sezione 7). In questo insieme, il modello è stato forzato con SST osservate (da HadISST) così come con tutte le principali forzature antropogeniche (Johns et al. 2003). Le variazioni dell’SNAO simulate sono piuttosto diverse da quelle osservate: il forte aumento dell’indice SNAO osservato negli anni ’60 e ’70 non viene visto, sebbene il modello indichi un ritardo ma un aumento minore negli anni ’80, e la correlazione generale con l’AMO è solo -0,19. Tuttavia, il modello cattura la tendenza osservata a valori dell’indice SNAO più elevati quando l’AMO è nella sua fase negativa.

FIG. 9. L’indice SST dell’AMO invertito (blu) (dopo Parker et al. 2007) e l’SNAO osservato ad alto livello compresa una versione detrendizzata. L’SNAO modellato basato sulla media di un insieme di sei corsi è mostrato in verde. Tutti i dati sono filtrati a bassa passa con una mezza ampiezza di circa 25 anni per evidenziare le relazioni dell’SNAO con l’AMO, e standardizzati nel periodo dei dati del modello, 1871-2002. L’AMO è quindi filtrato più fortemente che in Parker et al. (2007).

Ricostruzione dell’Oscillazione Nord Atlantica estiva fino al 1706

a. Ricostruzione della SNAO

Dai dati strumentali possiamo ricostruire i comportamenti della SNAO degli ultimi 150 anni. Tuttavia, è di notevole interesse determinare se la variabilità pluri-decennale osservata esistesse anche in tempi ancora più remoti. In particolare, i valori elevati sostenuti dell’indice SNAO degli ultimi decenni si sono verificati prima? Utilizzando i registri degli anelli degli alberi, abbiamo esteso l’indice SNAO di altri 150 anni nel passato.

Gli alberi, in particolare le conifere, che crescono vicino ai loro limiti di distribuzione nella regione del nodo meridionale della SNAO, sono sensibili al clima durante la stagione di crescita, cioè l’estate, (ad esempio, Briffa et al. 2004). C’è una vasta gamma di risposte di crescita degli alberi al clima nel nord-ovest Europa, a seconda dell’ambiente di crescita degli alberi (altitudine, suoli, pendenza ecc). In generale, a causa della vicinanza dell’Oceano Atlantico del Nord, il principale fattore limitante la crescita è le alte temperature estive, soprattutto a latitudini e altitudini più elevate: le precipitazioni sono generalmente abbondanti durante la stagione di crescita, mentre le estati sono relativamente miti e di breve durata. Tuttavia, è possibile che gli alberi che crescono in ambienti asciutti, più continentali possano sperimentare la siccità durante anni eccezionalmente caldi o secchi, e grandi quantità di neve durante l’inverno possono influenzare la crescita dell’anno successivo (ad esempio, Vaganov et al. 1999). I dati sugli anelli degli alberi della regione (soprattutto dalla Scandinavia) sono stati utilizzati principalmente per ricostruire le temperature, ma anche le precipitazioni, degli ultimi centinaia a migliaia di anni (ad esempio, Briffa et al. 2004; Helama e Lindholm 2003; Gouirand et al. 2007). Il potenziale per utilizzare i dati degli anelli degli alberi per ricostruire le caratteristiche atmosferiche su larga scala è stato precedentemente mostrato, ad esempio, per la modalità invernale della NAO (Cook et al. 1998, 2002). Poiché la SNAO è associata a variazioni climatiche interannuali marcate in questa regione, si prevede un collegamento tra la variabilità della SNAO e i modelli di crescita degli alberi.

Abbiamo analizzato oltre 100 serie di anelli di alberi (ampiezze degli anelli degli alberi così come la massima densità del legno tardivo) dalla regione per accertare la loro associazione con la SNAO osservata. Abbiamo utilizzato dati di anelli di alberi standardizzati, dove le esponenziali negative o le linee di pendenza zero o negativa vengono utilizzate su singole serie di anelli di alberi per rimuovere gli effetti dell’età e preservare il segnale a bassa frequenza (Fritts 1976). Correlazioni altamente significative tra la crescita degli alberi e la SNAO sono state trovate nel nord della Gran Bretagna e nel centro e nord della Norvegia, con correlazioni positive in Gran Bretagna e nella Norvegia interna e correlazioni negative sulla costa occidentale norvegese, come ci si aspetterebbe dai modelli di correlazione mostrati nelle Figure 4a e 6a. Inoltre, le correlazioni più forti (> 0.4) sono state trovate sulla Gran Bretagna. Insieme, circa 20 cronologie hanno indicato forti associazioni con la SNAO, sebbene la durata delle singole cronologie variava da 130 a oltre 1000 anni. Poiché il nostro obiettivo era ricostruire la SNAO per gli ultimi tre secoli, quelle sette cronologie che risalgono o vanno oltre il 1700 sono state selezionate per ulteriori analisi (Tabella 2). L’analisi dei componenti principali è stata eseguita nel periodo 1706-1976 e utilizzata per definire la varianza comune a tutte le cronologie. Per ricostruire l’indice SNAO, è stato utilizzato un modello di regressione lineare, con la SNAO osservata come predictand e i componenti principali degli anelli degli alberi significativi come predittori. Il modello è stato inizialmente calibrato utilizzando metà dei dati strumentali disponibili, trattenendo i dati rimanenti per la verifica. Di conseguenza, il periodo 1850-1912 è stato utilizzato prima per la calibrazione e il periodo 1913-76 per la verifica. La procedura è stata poi invertita. Il modello finale, derivato dalla regressione sull’intero periodo 1850-1976, è stato utilizzato per ricostruire l’indice SNAO fino al 1706 (Tabella 3).

L’indice SNAO ricostruito si confronta bene con quello osservato (Fig. 10), anche se non riesce a catturare l’ampiezza della variabilità ad alta frequenza osservata. C’è una leggera associazione più forte tra gli indici SNAO ricostruiti e osservati su scale temporali interannuali (r = 0.61) rispetto a quelle decennali e interdecennali (r = 0.51), ma in generale l’evoluzione della SNAO dal 1850 è ben rappresentata. Un’analisi più dettagliata (non mostrata) suggerisce che la ricostruzione è effettivamente più scarsa per periodi vicini a 10 anni, ed è migliore su periodi multidecadali > 25 anni. La ricostruzione completa (Fig. 10b) mostra una chiara variabilità multidecadale nel periodo 1706-1976, e una tendenza a valori più positivi della SNAO nella parte finale del record.

b. Confronto tra l’Oscillazione Estiva dell’Atlantico Nord ricostruita, la temperatura del centro dell’Inghilterra, e le precipitazioni dell’Inghilterra e del Galles

Confrontiamo la ricostruzione dell’indice SNAO con quella della media di luglio e agosto della temperatura del CET (Centro dell’Inghilterra) (Manley 1974; Parker et al. 1992; Parker e Horton 2005). Il CET è la serie di temperature superficiali strumentali mensili più lunga al mondo e ben omogeneizzata. Fornisce quindi un’opportunità unica per confrontare la SNAO con la temperatura su tre secoli, con quasi 150 anni di dati indipendenti dal periodo di calibrazione e verifica della SNAO proxy. La figura 11 mostra, come atteso dalla discussione precedente, una forte correlazione della SNAO con la temperatura superficiale nel centro dell’Inghilterra nel periodo 1850-2006. In questo diagramma entrambe le serie sono individualmente standardizzate per tenere conto del fatto che la deviazione standard della SNAO ricostruita è troppo piccola. La regione rappresentata dal CET non si sovrappone a quella delle ricostruzioni degli anelli degli alberi nella sezione precedente, ma si trova centralmente all’interno della parte meridionale del dipolo SNAO. Quindi è ragionevole chiedersi se si veda una forte relazione tra il CET e i dati SNAO ricostruiti prima del 1850.

Nel periodo compreso tra il 1706 e il 1976, la correlazione tra la temperatura del CET di luglio e agosto e la SNAO è di 0.55, significativamente superiore al livello dello 0.1%. Nel periodo di calibrazione e verifica combinato 1850-1976 il valore è più alto (0.66) come previsto. Tuttavia, nel periodo totalmente indipendente 1706-1849 la relazione rimane generalmente forte (r = 0.47) e significativa al livello dello 0.1%. C’è una certa perdita relativa di varianza nel XVIII secolo rispetto al XIX secolo (Fig. 11) ma con una piccola perdita relativa di correlazione (r = 0.47 nel XVIII secolo). Ciò nonostante un periodo, 1790-1810, in cui la relazione sembra fallire, sebbene non vi sia una evidente perdita extra nella variabilità della ricostruzione dei dati proxy. Relazioni simili (ma meno forti) si vedono tra l’indice SNAO e le temperature di Stoccolma risalenti al 1756 (non mostrato), con correlazioni per il periodo 1756-1976 (0.39), simili al periodo 1756-1849 (0.36) e al periodo 1850-1976 (0.47; tutte significative oltre il livello dello 0.1%). Come per il CET, c’è anche una perdita di coerenza tra questi due record centrati intorno al 1800, quando l’indice SNAO ricostruito è in una fase fortemente negativa. Greatbatch e Rong (2006) hanno notato un periodo di perdita di correlazione tra la loro versione molto simile di una SNAO di luglio-agosto e il CET intorno al 1915-25. Questo è evidente nella Fig. 11. Hanno attribuito questa perdita di correlazione all’influenza dominante sul CET dell’alta estate in questo periodo di un diverso schema di circolazione atmosferica. Questo ha creato condizioni anomale anticicloniche o cicloniche sull’Europa nord-occidentale che non presentavano la struttura est-ovest estesa del nodo anticiclonico meridionale della SNAO; quest’ultimo tende a potenziare gli effetti delle differenze locali di nuvolosità sul CET mediante effetti advettivi come sopra notato. A sostegno di ciò, i due cluster corrispondenti alle fasi opposte della SNAO (Fig. 1c) sono anche entrambi leggermente meno comuni nel periodo 1915-25. Alcuni degli altri cluster diventano quindi più comuni per compensare, ma nessun singolo schema domina.

Una caratteristica sorprendente della Figura 11 è un aumento generale dell’indice SNAO su scale temporali di molte decadi fino a un massimo negli anni ’70, fine dei dati. Dato che questo livello più alto è stato quasi mantenuto, sembra non esserci alcun periodo risalente al 1706 in cui per decenni la SNAO fosse così alta. Prima del 1850 c’è una fluttuazione su scala di tempo di un secolo, ma nessun valore di SNAO sostenuto superiore a quello del XIX secolo. Il CET tende a seguire bene l’indice SNAO sulla scala temporale a bassa frequenza dalla fine del XIX secolo come previsto, ma prima di allora il CET tende ad essere relativamente più alto, in particolare nel XVIII secolo. È probabile che vi sia un pregiudizio caldo nei dati strumentali ed inferiti dell’alta estate del XVIII e dell’inizio del XIX secolo a causa della cattiva esposizione dei termometri (P. Jones 2008, comunicazione personale); alcuni dei primi dati del CET del XVIII secolo non sono nemmeno strettamente strumentali (Manley 1974). Anche se non sufficientemente affidabile da sola per quantificare questo pregiudizio, la Figura 11 suggerisce che il pregiudizio potrebbe essere dell’ordine di una unità standardizzata o circa 1°C nei mesi di alta estate del XVIII secolo rispetto agli stessi mesi del XX secolo. Pertanto, il CET estivo potrebbe ancora contenere inomogeneità che tenderebbero a causare una sottostima del riscaldamento del clima estivo del Regno Unito negli ultimi 300 anni.

La precipitazione in Inghilterra e Galles (EWP) è meno affidabile nei decenni precedenti rispetto al CET e la pioggia è meno correlata spazialmente rispetto alla temperatura. L’EWP inizia anche solo nel 1766. Quindi ci si aspetterebbe una relazione generalmente più povera con la SNAO. Nel periodo di calibrazione e verifica dell’indice SNAO, la correlazione dell’EWP con l’indice SNAO è -0.56 ed è altamente significativa. Nel periodo indipendente 1766-1849 la correlazione è ancora negativa ma solo -0.15 e non significativa, sebbene sia più alta alla fine del XVIII secolo (1766-1800) a -0.30.

TAVOLA 2. Cronologie degli anelli degli alberi selezionati per la ricostruzione della SNAO. Le prime due colonne indicano il nome e il paese del sito in cui sono stati campionati gli anelli degli alberi; la latitudine e la longitudine delle cronologie sono date nelle colonne tre e quattro; la quinta colonna indica il tipo di dati degli anelli degli alberi utilizzati: larghezza degli anelli degli alberi (TRW) o densità massima del legno tardivo (MXD); i periodi di tempo delle cronologie sono mostrati nella colonna sei. I dati indicati con a e c sono stati ottenuti dal International Tree-Ring Data Bank, International Geosphere-Biosphere Programme (IGBP) Past Global Changes (PAGES)/World Data Center for Paleoclimatology, National Oceanic and Atmospheric Administration/National Climatic Data Center (NOAA/NCDC) Paleoclimatology Program, Boulder, Colorado.

TAVOLA 3. Statistiche di calibrazione e verifica rispetto alla SNAO osservata: r = coefficiente di correlazione, r² = varianza spiegata, RE = riduzione dell’errore, CE = coefficiente di efficienza, e DW = statistiche di Durbin–Watson.

FIGURA 10. (a) SNAO ricostruita (in rosso) rispetto alla SNAO osservata (in nero) 1850-1976. Le linee spesse rappresentano la variabilità a bassa frequenza corrispondente a una media mobile di 10 anni (filtro gaussiano con s = 3). (b) La SNAO 1706-1976 ricostruita dai dati degli anelli degli alberi britannici e fennoscandinavi. I dati sono mostrati come interannuali (linea sottile rossa) e levigati (filtro gaussiano), evidenziando la variabilità su scale temporali più lunghe di 10 anni (linea spessa rossa). L’incertezza nella SNAO ricostruita (basata sulle statistiche del periodo di calibrazione) è illustrata da ±2 errori standard su scale temporali decennali (grigio, linea spessa). È inclusa anche la SNAO osservata (linee nere), dove la varianza della serie temporale (interannuale = linea sottile; decennale = linea spessa) è stata adeguata a quella della ricostruzione per scopi di confronto.

6. Simulazioni e proiezioni della SNAO

Abbiamo utilizzato una simulazione di controllo di 500 anni dell’HadCM3 (Gordon et al. 2000) e una simulazione di 240 anni del Hadley Centre Global Environmental Model versione 1 (HadGEM1; Johns et al. 2006) per esaminare la variabilità interna estiva dell’Atlantico del Nord-Europa. Il primo obiettivo è testare se questi modelli riproducono il pattern e l’ampiezza osservati della SNAO in modalità di controllo. La Figura 12 mostra i pattern di variabilità interna simulata contenuti nei primi due EOF di JA MSLP. Per HadCM3, il primo EOF assomiglia fortemente alla SNAO osservata (Fig. 2b), nonostante abbia centri leggermente spostati verso sud-ovest e sia leggermente più allungato zonalmente. È chiaramente distinto da un pattern tipo NAO invernale, con centri più settentrionali, come osservato. La variabilità di picco di circa 2 hPa è simile alle osservazioni, così come la frazione di varianza spiegata (23,2% rispetto al 28,3% nelle osservazioni). È mostrato anche il pattern del secondo EOF (con il 14,2% della varianza spiegata), che è anche molto simile al secondo EOF osservato (19,1%). L’analisi mostra che l’HadCM3 produce una SNAO realistica come la modalità principale di variabilità estiva nel settore Atlantico del Nord-Europa. Il primo EOF per HadGEM1 (che rappresenta il 26,8% della varianza interannuale) non corrisponde però alla SNAO osservata, ma è molto simile al secondo EOF sia nelle osservazioni che in HadCM3. Piuttosto, è il secondo EOF di HadGEM1 (con il 18,0% della varianza) che è molto simile alla SNAO osservata, forse anche più dell’EOF1 in HadCM3. Il modello HadGEM1, quindi, produce una variabilità della circolazione estiva realistica, tranne che sotto-rappresenta la prominenza della variabilità della SNAO.

Per indagare possibili cambiamenti futuri nella SNAO, abbiamo utilizzato ulteriori simulazioni di HadCM3 e HadGEM1 che erano identiche agli esperimenti di controllo, tranne per i livelli crescenti di CO2 atmosferica. Nella simulazione transitoria di HadCM3, la CO2 è stata aumentata del 2% all’anno per 70 anni, e nella simulazione di HadGEM1 è stata aumentata dell’1% all’anno per 140 anni. In entrambi gli esperimenti, un livello di 4 volte la concentrazione iniziale preindustriale di CO2 di 285 ppmv è stato raggiunto dopo questo tempo e è stato mantenuto costante per 100 anni in seguito. Analizziamo gli ultimi 50 anni degli esperimenti per assicurarci che il clima si sia stabilizzato e per minimizzare l’influenza della differenza nei tassi iniziali di aumento della CO2. Si pensa che questi esperimenti siano un utile, se estremo, analogo del cambiamento climatico futuro, per il quale l’aumento della CO2 sarà probabilmente il driver dominante.

La differenza tra la media di JA MSLP degli ultimi 50 anni della fase di CO2 stabile 4x della simulazione transitoria e la parte equivalente della simulazione di controllo è mostrata nella Figura 13. Si scopre che ci sono grandi riorientamenti di massa atmosferica nel clima alterato di entrambi i modelli, ma particolarmente in HadCM3. Questi tendono ad aumentare la MSLP sull’oceano Pacifico tropicale e dell’emisfero meridionale e a diminuire la MSLP sull’emisfero settentrionale, specialmente nel settore eurasiatico. Poiché ci si aspetta che questi cambiamenti a scale molto grandi siano indipendenti dai cambiamenti sinottici qui indagati, sottraiamo la MSLP media nella regione a nord di 30°N da tutti i punti griglia a livello globale prima di continuare l’analisi.

I modelli risultanti di cambiamento della MSLP sono mostrati anche nella Figura 13 e rivelano cambiamenti statisticamente significativi nella circolazione. In HadCM3, ci sono diminuzioni della MSLP di oltre 6 hPa sulla Groenlandia e aumenti di oltre 3 hPa a ovest delle Isole Britanniche. HadGEM1 rivela cambiamenti simili, sebbene più piccoli, con una diminuzione di 1 hPa sulla Groenlandia e un aumento di 2-3 hPa sul Mar del Nord settentrionale. Questi modelli, che somigliano a quelli trovati nelle valutazioni multimodello del futuro cambiamento della MSLP (Meehl et al. 2007; Giorgi e Coppola 2007), hanno forti somiglianze con il modello SNAO di ciascun modello rispettivo (Figura 12). I modelli mostrano inoltre altri cambiamenti della MSLP che non corrispondono al modello SNAO, ad esempio sull’Europa meridionale che si estende in Asia centrale. Questo è da aspettarsi in quanto la SNAO è una caratteristica regionale e altre risposte potrebbero verificarsi in altre regioni. I cambiamenti nell’Europa meridionale si vedono anche in altri modelli e sembrano essere collegati al segnale di asciugatura robusto simulato su questa regione. Sull’Europa settentrionale, le simulazioni suggeriscono che il cambiamento nella circolazione sarà equivalente a una fase sempre più positiva della SNAO.

Per mostrare ulteriormente ciò, presentiamo anche una serie temporale del cambiamento nella SNAO definito proiettando il modello SNAO di ciascun modello (EOF1 per HadCM3 e EOF2 per HadGEM1) sui dati di controllo e transitori della MSLP (Figura 13). Troviamo che per entrambi i modelli la SNAO si sposta verso valori più positivi, raggiungendo livelli medi nel periodo 50-100 anni dopo la stabilizzazione della CO2 di 1,22 ± 0,53 (quest’ultimo valore è due errori standard) e 0,53 ± 0,38 deviazioni standard della variabilità interannuale nelle simulazioni di controllo per HadCM3 e HadGEM1. I cambiamenti della SNAO sono altamente significativi ben oltre il livello del 5%. Questi spostamenti implicano che le stagioni di JA con valori dell’indice SNAO inferiori alla media di controllo sono rare nelle condizioni di 4x CO2 in HadCM3 e ancora sostanzialmente meno comuni (15 nei 50 anni usati nei pannelli superiori della Figura 13) in HadGEM1. Nota che l’incremento dell’indice SNAO in entrambi i modelli sembra rispecchiare la serie temporale dell’incremento e della stabilizzazione dell’incremento della concentrazione di CO2.

FIG. 11. Confronto tra la temperatura standardizzata del centro dell’Inghilterra e la SNAO ricostruita standardizzata utilizzando dati proxy come in Fig. 10. Entrambe le serie sono standardizzate nel periodo 1706-1976, il periodo dei dati ricostruiti per mostrare chiaramente le relazioni. Il periodo di calibrazione e test per la SNAO è stato 1850-1976. Le linee levigate sono i dati filtrati a bassa passa per periodi superiori a 25 anni.

FIG. 12. I primi due schemi EOF della MSLP media di JA nei simulazioni di controllo di (a sinistra) HadCM3 e (a destra) HadGEM1. Gli EOF di HadCM3 derivano da una simulazione di 500 anni e gli EOF di HadGEM1 derivano da una simulazione di 240 anni. Si esegue un’analisi EOF ponderata per l’area per la regione 25°-70°N, 70°W-50°E, e il componente principale standardizzato risultante è regredito sui dati MSLP emisferici. I colori indicano il pattern EOF in hPa, mentre i contorni mostrano la MSLP media climatologica in hPa. (in alto) L’EOF1 rappresenta il 23,2% della varianza totale in HadCM3 e il 26,8% in HadGEM1. (in basso) L’EOF2 rappresenta il 14,2% della varianza in HadCM3 e il 18,0% in HadGEM1. Le unità sono in hPa.

Sembra che la SNAO possa essere sensibile a grandi cambiamenti nella forzatura dei gas serra, sebbene non sappiamo se i meccanismi siano gli stessi di quelli coinvolti nella variabilità non forzata. Al minimo, i risultati implicano che la risposta al cambiamento climatico proietta sulla SNAO. Un tipico scenario di emissioni “business as usual” potrebbe quindi portare ad un aumento della frequenza delle condizioni positive della SNAO e quindi a estati più calde e secche nel nord-ovest europeo. In HadCM3, ci sono infatti riduzioni estreme delle precipitazioni di JA in tutta Europa, con un picco superiore all’80% sull’ovest della Francia per il periodo di 50 anni utilizzato nella Fig. 12. Sulle Isole Britanniche, dove la SNAO di HadCM3 ha il maggior effetto, sono previste riduzioni tra il 20% e l’80%. Rowell e Jones (2006) mostrano segnali di essiccazione simili, sebbene minori, in quasi tutta Europa in una simulazione con una versione di HadCM3 ad alta risoluzione per il periodo 2071-2100 utilizzando gli Special Report on Emissions Scenarios (SRES A2, che ha proiezioni di concentrazioni di CO2 di circa 2,5 volte i livelli preindustriali). Anche in HadGEM1 si osserva un forte essiccamento, ma come per la risposta MSLP, l’entità è minore rispetto a HadCM3. Sono previste riduzioni massime delle precipitazioni del 60%-80% sul sud della Francia e sul nord della Spagna, con riduzioni sulle Isole Britanniche del 20%-60%. I cambiamenti nel sud e nel centro Europa potrebbero anche derivare da spostamenti nella posizione e nell’intensità dell’anticiclone subtropicale, ma è improbabile che ciò influenzi direttamente il nord Europa. Piuttosto, è probabile un contributo da una SNAO più positiva. Un supporto a questa idea è fornito da Rowell e Jones (2006), che sono stati in grado di separare i cambiamenti climatici europei derivanti da grandi cambiamenti atmosferici generati a distanza da quelli derivanti dal riscaldamento climatico intrinseco, creando un dominio europeo isolato all’interno del loro modello. Hanno scoperto che il fattore più importante nelle riduzioni simulate delle precipitazioni nel sud e nel centro Europa è il riscaldamento climatico e l’essiccamento dei suoli, mentre per il nord e l’ovest Europa (che corrisponde al nodo meridionale della SNAO), i fattori legati alla circolazione svolgono un ruolo più importante. I nostri risultati e quelli in Rowell e Jones (2006) indicano che il cambiamento climatico è probabile che provochi un drammatico aumento delle siccità e dell’incidenza dello stress termico in quasi tutta l’Europa per una combinazione di motivi. I cambiamenti climatici legati alla circolazione sono oltre al riscaldamento indipendente dalla circolazione previsto dagli aumenti dei gas serra.

FIG. 13. Cambiamenti della pressione atmosferica al livello del mare (MSLP) in risposta a un forzante di CO2 4 volte superiore nei modelli (a sinistra) HadCM3 e (a destra) HadGEM1. (in alto) Le differenze grezze dei modelli per gli ultimi 50 anni di dati a partire da 50 anni dopo la stabilizzazione della CO2 sono mostrate rispetto al periodo equivalente nella simulazione di controllo. (in alto al centro) Le differenze con la differenza media di MSLP a nord di 30°N sottratta ovunque sul globo sono mostrate nel tentativo di rimuovere il segnale di cambio climatico estivo emisferico medio di MSLP ridotta. Le unità sono in hPa. (al centro in basso) L’indice SNAO definito come la proiezione sull’area SNAO (50°-80°N, 60°W-30°E) del primo (per HadCM3) o secondo (per HadGEM1) EOF del modello (calcolato su 25°-70°N, 70°W-50°E) per le simulazioni di controllo (nero) e transitorie (rosso). Le proiezioni sono normalizzate rispetto alla deviazione standard di controllo. Le proiezioni filtrate a bassa passata sono denotate dalle curve spesse. (in basso) Le curve a bassa frequenza sono riprodotte, insieme a curve scalate che mostrano gli aumenti di CO2 dei modelli al di sopra del livello preindustriale.

Conclusioni

L’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) è la modalità singola più importante per interpretare la variabilità del clima invernale nel settore europeo dell’Atlantico Nord. Si manifesta come cambiamenti nei venti occidentali sulla regione dell’Atlantico Nord e di conseguenza è il principale determinante delle temperature e delle tempeste in inverno in Europa. Poiché i mesi invernali sono dinamicamente i più attivi, la maggior parte dell’attenzione è stata precedentemente rivolta alla NAO invernale. Qui abbiamo dimostrato che esiste un modello di variabilità che chiamiamo l’Oscillazione Nord Atlantica Estiva (SNAO), che è il parallelo estivo della NAO invernale. È in grado di spiegare le principali variazioni del clima estivo nel nord Europa, comprese le temperature medie, le precipitazioni e la nuvolosità. Mentre in precedenza sono stati identificati modelli simili alla SNAO (BL87; Hurrell e van Loon 1997; Hurrell e Folland 2002; Hurrell et al. 2003; Cassou et al. 2005), qui viene fornita per la prima volta un’analisi definitiva. Questa mancanza ha portato a disaccordi nella letteratura scientifica sul modello della principale modalità estiva nel settore dell’Atlantico Nord. Una parte importante di questa confusione nasce dalla posizione più settentrionale e dalla minore estensione spaziale della SNAO rispetto al suo corrispettivo invernale.

La SNAO è definita come il primo autovettore dell’MSLP giornaliera dell’Atlantico Nord-Europeo extra-tropicale durante l’alta estate (luglio-agosto; Fig. 1a e 2a). Questi due mesi sono stati scelti per l’analisi perché le serie temporali di luglio e agosto del modello SNAO variano in modo ampiamente simile, soprattutto su scala temporale interdecennale, mentre giugno varia in modo diverso. Tuttavia, la firma spaziale del modello SNAO di giugno è abbastanza simile a quella degli altri mesi di alta estate. La SNAO risultante è un modello temporalmente stabile su scale di tempo giornaliere a bimensili (Fig. 3a), spiegando il 18% (giornaliero) al 28% (media di 2 mesi) della varianza di un’analisi del componente principale sul dominio di analisi.

Inoltre, la SNAO ha una struttura quasi barotropica equivalente. La fase positiva della SNAO è associata a condizioni calde, secche e relativamente prive di nuvole nel nord-ovest dell’Europa, in particolare nel Regno Unito e in gran parte della Scandinavia, e, più debolmente, a condizioni più fresche, umide e nuvolose nell’Europa meridionale e nel Mediterraneo, soprattutto a est (Fig. 4, 5, e 6a). Alcune correlazioni localmente significative si trovano nel nord-est del Nord America, dove temperature superiori alla norma sono correlate alla fase positiva della SNAO. Le prove di una circolazione atmosferica anomala associata a questa caratteristica sono leggere in superficie, ma sono più evidenti a 300 hPa e su una scala temporale di 2 mesi.

Alcune correlazioni negative significative con le precipitazioni e la nuvolosità, e correlazioni positive con la temperatura sulla regione del Sahel africano suggeriscono relazioni distanti tra la SNAO e il monsone dell’Africa occidentale in luglio e agosto. Queste relazioni sono coerenti con i legami tra le variazioni multidecadali e interannuali delle SST dell’Atlantico Nord (e le variazioni associate delle SST altrove) e il clima in varie parti del settore dell’Atlantico Nord, come precedentemente riportato da, ad esempio, Folland et al. (1986), Rowell et al. (1995), Delworth e Mann (2000), Sutton e Hodson (2005), Knight et al. (2006). Infatti, per periodi superiori a 10 anni, la SNAO sembra essere significativamente collegata all’oscillazione multidecadale dell’Atlantico (AMO) in entrambi i modelli (ad esempio, Knight et al. 2006) e alle osservazioni mostrate in questo documento. Qui la fase calda e fredda dell’Atlantico dell’AMO corrisponde rispettivamente a una fase negativa e positiva della SNAO. Questo è particolarmente evidente negli ultimi decenni, come notato da Baines e Folland (2007)

Su scale temporali interannuali, piccole ma significative correlazioni con un pattern di SST La Niña nell’Est Pacifico compaiono in alta estate. Un’analisi dei pattern atmosferici associati alle condizioni di El Niño in alta estate non mostra alcun segnale significativo con la SNAO.

La SNAO è stata ricostruita fino al 1706 utilizzando dati di anelli d’albero dal Regno Unito e dalla Scandinavia occidentale. La ricostruzione spiega quasi il 40% della varianza nella SNAO osservata in un periodo di test. La sua fase di ricostruzione, considerando una certa perdita di ampiezza interannuale, è in buon accordo con i lunghi record meteorologici dal Regno Unito e dalla Scandinavia. Questo può essere visto come una misura della stabilità temporale della ricostruzione. Prendendo insieme i dati strumentali, gli alti valori dell’indice positivo della SNAO raggiunti nel periodo intorno al 1970-95 non hanno riscontro nei tre secoli passati. Emerge anche una tendenza a una fase più positiva della SNAO rispetto alle variazioni dell’AMO.

Le simulazioni di possibili future variazioni della SNAO utilizzando i modelli HadCM3 e HadGEM1, in cui il CO2 atmosferico è stato aumentato dai livelli preindustriali fino alla stabilizzazione a 4 volte le concentrazioni preindustriali, suggeriscono che il cambiamento di circolazione associato sarà effettivamente equivalente a una fase SNAO sempre più positiva. Questo risultato è in accordo qualitativo con il pattern di cambiamento previsto dal Third Coupled Model Intercomparison Project (CMIP3) multimodel ensemble sotto condizioni di CO2 raddoppiato. Questi risultati indicano un aumento del rischio a lungo termine di siccità nel nord-ovest dell’Europa. Guardando avanti di un paio di decenni, intorno al 2030, l’AMO, o almeno la componente legata alle variazioni nella circolazione meridionale dell’Atlantico, potrebbe essere diminuita sia naturalmente (Knight et al. 2005) che a causa dell’aumento dei gas serra (Meehl et al. 2007). Questo potrebbe causare un cambio verso una SNAO più positiva, con un aumento delle siccità e delle ondate di calore sul nord-ovest dell’Europa a partire da quel periodo.

Ringraziamenti. Gli autori del Met Office sono stati sostenuti dal Programma congiunto Defra e MoD, (Defra) GA01101 (MoD) CBC/2B/0417_Annex C5. Hans Linderholm è stato sostenuto dal Consiglio di Ricerca Svedese (VR). Il documento contribuisce al Progetto Internazionale CLIVAR Climate of the Twentieth Century e al progetto EMULATE dell’Unione Europea. Gli autori ringraziano Ryan Eastman per aver fornito la Fig. 5 e Adam Scaife e Dave Rowell per le utili discussioni. Due revisori anonimi hanno migliorato il documento.