Modi Anulari nella Circolazione Extratropicale. Parte I: Variabilità di Mese in Mese

Modi Anulari nella Circolazione Extratropicale. Parte I: Variabilità di Mese in Mese DAVID W. J. THOMPSON E JOHN M. WALLACE Dipartimento di Scienze Atmosferiche, Università di Washington, Seattle, Washington (Manoscritto ricevuto il 19 ottobre 1998, in forma definitiva il 23 febbraio 1999)

RIASSUNTO I principali modi di variabilità della circolazione extratropicale in entrambi gli emisferi sono caratterizzati da strutture profonde e zonalmente simmetriche o “anulari”, con perturbazioni dell’altezza geopotenziale di segni opposti nella regione del polo e nell’anello zonale circostante centrato vicino alla latitudine di 45°. La struttura e la dinamica del modo anulare dell’Emisfero Sud (SH) sono state ampiamente documentate, mentre l’esistenza di un modo nell’Emisfero Nord (NH), qui denominato Oscillazione Artica (AO), è stata riconosciuta solo di recente. Come il modo SH, l’AO può essere definito come la principale funzione ortogonale empirica del campo della pressione al livello del mare o dei campi della altezza geopotenziale zonalmente simmetrica o del vento zonale. In questo documento, vengono confrontate la struttura e la stagionalità dei modi NH e SH basandosi sui dati del National Centers for Environmental Prediction–National Center for Atmospheric Research e su set di dati supplementari. Le strutture dei modi anulari NH e SH si mostrano notevolmente simili, non solo nei campi della altezza geopotenziale zonalmente mediata e del vento zonale, ma anche nelle circolazioni meridionali medie. Entrambi esistono tutto l’anno nella troposfera, ma si amplificano con l’altezza salendo verso la stratosfera durante quelle stagioni in cui la forza del flusso zonale favorisce una forte interazione tra onda planetaria e flusso medio: in pieno inverno nel NH e a fine primavera nel SH. Durante queste “stagioni attive”, i modi anulari modulano la forza della circolazione media di Lagrange nella stratosfera inferiore, l’ozono totale nella colonna e l’altezza della tropopausa alle medie e alte latitudini, e la forza dei venti alisei dei rispettivi emisferi. Il modo NH contiene anche una firma di onda planetaria incorporata con espressioni nella temperatura dell’aria superficiale, precipitazioni, ozono totale nella colonna e altezza della tropopausa. Si sostiene che l’avvezione orizzontale della temperatura da parte del campo del vento zonale medio perturbato nella troposfera inferiore è determinante nel forzare questo schema. Un articolo complementare documenta la sorprendente somiglianza tra la struttura dei modi anulari e le tendenze climatiche osservate negli ultimi decenni.

Introduzione Le fluttuazioni da mese a mese e da inverno a inverno del vortice polare stratosferico inferiore dell’Emisfero Nord (NH) sono fortemente accoppiate con un modello ondulatorio di anomalie dell’altezza geopotenziale nella troposfera media che ricorda l’Oscillazione Nord Atlantica (NAO). Thompson e Wallace 1998 (d’ora in poi TW98) hanno mostrato che la firma superficiale di questo modello accoppiato corrisponde alla principale funzione ortogonale empirica (EOF) della pressione media mensile al livello del mare (SLP) invernale del NH, dominata da un altalena meridionale zonalmente simmetrica nella massa atmosferica tra l’Artico e le medie latitudini. Per distinguere la principale EOF del campo SLP del NH dal modello più regionale derivato dagli indici mensili della NAO, l’hanno definita come Oscillazione Artica (AO). TW98 ha dimostrato che durante la stagione fredda del NH (novembre-aprile), i modelli di regressione basati su un indice dell’AO mostrano una firma distinta nei campi dell’altezza geopotenziale e della temperatura, caratterizzata da 1) una struttura barotropica equivalente zonalmente simmetrica che si amplifica di un fattore di circa 5 dalla superficie alla stratosfera inferiore, e 2) una firma baroclinica confinata alla troposfera. Gong e Wang (1999) hanno osservato che l’AO presenta almeno una somiglianza superficiale con il modo principale di variabilità a bassa frequenza nella troposfera dell’Emisfero Sud (SH), esistente tutto l’anno e caratterizzato da una struttura barotropica equivalente, zonalmente simmetrica che coinvolge scambi di massa tra le medie e alte latitudini. La somiglianza tra questo modo SH e l’AO è fortuita, o queste “modi anulari” sono riflessioni di processi dinamici la cui comunalità trascende i netti contrasti tra la geometria terra-mare e l’orografia dell’NH e SH? Per rispondere a questa domanda, eseguiremo un confronto lato a lato della struttura e stagionalità dei modi anulari NH e SH basato sui dati medi mensili. La nostra analisi del modo anulare SH estende gli studi precedenti citati sopra documentando il suo accoppiamento variabile stagionalmente con la stratosfera. Il presente lavoro è composto da sette sezioni. La sezione 3 mostra che, come il modo anulare SH, l’AO è una struttura robusta che emerge come il modo primario di variabilità da mese a mese nel campo dell’altezza geopotenziale della troposfera inferiore variabile zonalmente e nella componente zonalmente simmetrica del campo dell’altezza geopotenziale dalla superficie alla stratosfera inferiore. La sezione 4 documenta la stagionalità dei modi anulari. Si dimostra che entrambi i modi NH e SH sono evidenti durante tutto l’anno nella troposfera, e che durante periodi limitati dell’anno quando le onde planetarie riescono a penetrare nella stratosfera, i modi anulari si amplificano in altezza nella stratosfera polare inferiore. Nella sezione 5, le strutture verticali dei modi anulari durante le stagioni attive e inattive della stratosfera sono contrapposte e mostrate essere notevolmente simili nell’NH e SH. La sezione 6 offre prove che suggeriscono che la struttura termica zonalmente variabile della troposfera inferiore associata all’AO corrisponde strettamente al modello di avvezione della temperatura dal flusso zonale medio zonale nella troposfera inferiore, e che il modo SH ha una firma analoga ma più localizzata nella temperatura dell’aria superficiale. Questa sezione documenta anche le firme dei modi anulari nell’ozono totale della colonna. La sezione finale offre una sintesi e un’interpretazione parziale dei risultati. Ulteriori interpretazioni sono offerte nella sezione finale della Parte II (Thompson et al. 2000).

La Tabella 1 elenca i dataset utilizzati in questo studio , indicando il periodo di registrazione e la fonte per ciascun tipo di dati:

1. Surface air temperature (Temperatura superficiale dell’aria):
   • Periodo di registrazione: 1900-97
   • Fonte: CRU (Climatic Research Unit) all’University of East Anglia
   • Riferimenti: Jones 1994; Parker et al. 1995
2. Sea level pressure (Pressione al livello del mare):
   • Periodo di registrazione: 1900-97
   • Fonte: Data Support Section at NCAR (National Center for Atmospheric Research)
   • Riferimenti: Trenberth e Paolino 1980
3. Geopotential height (Altezza geopotenziale):
   • Periodo di registrazione: 1958-97
   • Fonte: Analisi NCEP-NCAR via NOAA CDC (National Oceanic and Atmospheric Administration Climate Data Center)
4. Temperature (Temperatura):
   • Periodo di registrazione: 1958-97
   • Fonte: Analisi NCEP-NCAR via NOAA CDC
5. Total column ozone (Ozono totale della colonna):
   • Periodo di registrazione: Novembre 1978 – Aprile 1993
   • Fonte: Nimbus-7 TOMS via NASA GSFC (Goddard Space Flight Center)
   • Riferimenti: Kalnay et al. 1996
6. MSU-4 temperature (Temperatura MSU-4):
   • Periodo di registrazione: Gennaio 1979 – Agosto 1997
   • Fonte: MSU-4 temperature via NASA MSFC (Marshall Space Flight Center)
   • Riferimenti: Spencer e Christy 1993
7. COADS surface wind (Vento superficiale COADS):
   • Periodo di registrazione: 1958-95
   • Fonte: Data Support Section at NCAR
   • Riferimenti: Woodruff et al. 1987, 1993

Ogni riga rappresenta un diverso set di dati essenziali per la ricerca atmosferica e climatologica, permettendo agli scienziati di analizzare tendenze, variazioni e potenziali cambiamenti nel sistema climatico globale.

2. Dati e tecniche di analisi Le fonti e i periodi di registrazione dei vari set di dati grigliati utilizzati in questo studio sono elencati nella Tabella 1. Il dataset principale è la rianalisi del National Centers for Environmental Prediction–National Center for Atmospheric Research (NCEP–NCAR) (Kalnay et al. 1996) ottenuta dal Climate Diagnostics Center della National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA). I dati sono grigliati su una mesh di 2.5° di latitudine per 2.5° di longitudine. A causa di preoccupazioni riguardo possibili discontinuità nel campo della pressione al livello del mare (SLP) derivato dalla rianalisi NCEP–NCAR, utilizziamo SLP fornito per cortesia dalla sezione di supporto dati del NCAR (Trenberth e Paolino 1980). Nella bassa stratosfera, integriamo la rianalisi NCEP–NCAR con dati di ozono totale della colonna derivati dal Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS versione 7) del Nimbus-7 della National Aeronautics and Space Administration (NASA) Goddard Space Flight Center (GSFC) e dati di temperatura della bassa stratosfera derivati dal Microwave Sounding Unit Channel 4 (MSU-4) del NASA Marshall Space Flight Center (MSFC; Spencer e Christy 1993).

Facciamo ampio uso dell’analisi delle componenti principali (PCA) della matrice di covarianza temporale (non standardizzata) per determinare i modi principali di variabilità da mese a mese in vari campi. In tutti i casi, i dati grigliati mensili sono ponderati per la radice quadrata del coseno della latitudine per garantire che aree uguali ricevano un peso uguale nell’analisi. Piuttosto che mostrare le effettive EOF con le loro funzioni di ponderazione intrinseche, regrediamo i campi delle anomalie medie mensili non ponderate sulla serie temporale principale della componente principale (PC) standardizzata e visualizziamo le covarianze o i coefficienti di regressione risultanti. Le mappe di regressione hanno le stesse unità del campo di anomalie stesso e le ampiezze mostrate corrispondono ai valori di anomalia in quel campo che si verificano in associazione con un’anomalia di una deviazione standard nella serie temporale dell’indice e possono quindi essere considerate ampiezze tipiche.

Il campo dell’altezza geopotenziale della troposfera bassa gioca un ruolo importante nella nostra analisi. Come notato sopra, i risultati per il NH si basano su SLP. Al fine di facilitare il confronto con i campi dell’altezza geopotenziale in quota, esprimiamo i risultati in termini di anomalie equivalenti in altezza geopotenziale a 1000 hPa utilizzando la relazione approssimativa Z1000 = 8(SLP – 1000 hPa), dove Z1000 è l’altezza della superficie a 1000 hPa. Nel SH, utilizziamo l’altezza geopotenziale a 850 hPa Z850 piuttosto che SLP per alleviare parzialmente le ambiguità introdotte dalla riduzione al livello del mare sul terreno elevato dell’Antartide.

3. I modi anulari nel campo dell’altezza geopotenziale Questa sezione presenta evidenze che il modo principale di variabilità da mese a mese nel campo dell’altezza geopotenziale è fondamentalmente zonalmente simmetrico non solo nell’Emisfero Sud (SH), ma anche nell’Emisfero Nord (NH). Come prova, mostriamo che una serie temporale molto simile alla principale componente principale (PC) del campo della pressione al livello del mare (SLP) variabile zonalmente può essere ricavata dall’analisi delle componenti principali (PCA) del campo dell’altezza geopotenziale mediato zonalmente. Le analisi in questa sezione si basano su dati medi mensili per tutti i mesi del calendario dal 1958 al 1997.

La struttura delle anomalie di SLP del NH (a nord del 20°N) regredite sulla loro serie temporale di PC principale (Fig. 1d) è praticamente identica a quella derivata dall’analisi di TW98, che era limitata ai mesi di novembre-aprile. Assomiglia anche strettamente ai risultati di Kutzbach (1970), Trenberth e Paolino (1981), e Wallace e Gutzler (1981). La struttura spaziale delle anomalie dell’altezza geopotenziale a 850 hPa dell’SH (a sud del 20°S) regredite sulla loro serie temporale di PC principale (Fig. 1c) ricorda la principale EOF del campo SLP dell’SH, del campo dell’altezza a 500 hPa, e del campo dell’altezza a 300 hPa. Come documentato nella Tabella 2, entrambi questi modi rappresentano frazioni sostanziali della varianza totale da mese a mese dei rispettivi campi e sono ben separati dalle altre PC secondo il criterio di North et al. (1982).

Le strutture di NH e SH mostrate nei pannelli inferiori della Fig. 1 sono prevalentemente zonalmente simmetriche (la struttura SH lo è un po’ di più) e sono caratterizzate da altalene nord-sud di massa atmosferica tra le alte latitudini e parti delle medie latitudini. I due modi mostrano ampiezze e scale meridionali simili. Le corrispondenti serie temporali di PC standardizzate saranno rispettivamente riferite come gli indici dei modi anulari, ovvero l’AO e il suo corrispettivo SH.

Le strutture verticali delle anomalie del vento zonale zonalmente simmetrico osservate in associazione con i modi anulari, mostrate nei pannelli superiori della Fig. 1, sono molto simili. In entrambi gli emisferi, i modi anulari sono dominati da doppi meridionali con nodi centrati a circa 45°. Il massimo del vento polare dell’AO si amplifica con l’altezza verso l’alto nella stratosfera inferiore, mentre le anomalie del vento più forti nel modo anulare SH sono osservate nella troposfera superiore. Mostreremo nella prossima sezione che l’amplificazione verso l’alto nella stratosfera è in realtà osservata in entrambi i modi, ma solo in determinate stagioni.

La simmetria zonale delle principali EOF della pressione al livello del mare (SLP) (Fig. 1) suggerisce che questi modi contribuiscono significativamente alla varianza del campo dell’altezza geopotenziale mediato zonalmente. Le loro firme sono, infatti, riflesse nei profili meridionali della varianza mensile della SLP mediata zonalmente e del vento geostrofico a 1000 hPa (Fig. 2). La varianza della SLP media mensile, media zonale, non aumenta in modo monotono con la latitudine (come ci si potrebbe aspettare in assenza di un modo di variabilità zonalmente simmetrico): il profilo della varianza mostra spalle ben definite vicino ai 45° di latitudine in entrambi gli emisferi (Fig. 2a). In linea con questa caratteristica, la varianza del campo del vento zonale medio zonale a 1000 hPa mostra massimi distinti a circa 25°-35° e 55°-60° di latitudine in entrambi gli emisferi (Fig. 2b). Queste caratteristiche sono particolarmente notevoli nell’NH durante la stagione invernale da novembre ad aprile (linee tratteggiate).

Le caratteristiche distintive della circolazione zonalmente simmetrica rivelate nella Fig. 2 emergono come il modo principale di variabilità nella circolazione media zonale dalla superficie verso l’alto nella stratosfera inferiore. La Figura 3 mostra l’altezza geopotenziale della troposfera inferiore e il vento zonale mediato zonalmente regredito sulla serie temporale standardizzata principale delle medie mensili del campo dell’altezza geopotenziale mediata zonalmente da 20° a 90° e da 1000 a 50 hPa in entrambi gli emisferi. Entrambe le PC spiegano grandi frazioni della varianza (45% nell’NH, 47% nell’SH; vedi Tabella 2). La somiglianza tra queste strutture e i corrispondenti modelli derivati dalle principali PC del campo dell’altezza geopotenziale della troposfera inferiore variabile zonalmente (Fig. 1) è sorprendente. Infatti, le serie temporali delle PC utilizzate per costruire le Fig. 1 e 3 sono correlate tra loro con un livello di 0,85 nell’NH e 0,95 nell’SH. Strutture simili emergono nei modelli di regressione basati sulle principali PC del vento zonale medio zonale in ciascun emisfero (ancora da 20° a 90° e da 1000 a 50 hPa). In questi modelli (non mostrati) il centro di azione equatoriale nel campo del vento zonale è leggermente più prominente: le serie temporali principali delle PC del vento zonale medio zonale e dei campi dell’altezza geopotenziale sono correlate tra loro con un livello di 0,81 nell’NH e 0,91 nell’SH.

La Figura 1 mostra i risultati delle analisi relative alle modalità anulari della circolazione atmosferica, basate su dati mensili raccolti tra gennaio 1958 e dicembre 1997. I grafici sono divisi in due parti principali: il vento geostrofico zonale medio e l’altezza geopotenziale della troposfera inferiore.

Dettaglio dei Pannelli:

• Pannelli Superiori (a e b):
  • Vento geostrofico zonale medio.
  • Pannello a: Emisfero Sud (SH).
  • Pannello b: Emisfero Nord (NH).
  • Le unità sono metri al secondo (m s^-1).
  • Gli intervalli di contorno sono 0.5 m s^-1 (con valori di -0.75, -0.25, 0.25), che illustrano la velocità del vento zonale a diverse latitudini dalla superficie fino a 1000 metri di altezza.
• Pannelli Inferiori (c e d):
  • Altezza geopotenziale della troposfera inferiore.
  • Pannello c: Emisfero Sud (SH).
  • Pannello d: Emisfero Nord (NH).
  • Le unità sono metri per deviazione standard (m per std dev) dell’indice temporale corrispondente.
  • Gli intervalli di contorno sono di 10 metri (con valori come -15, -5, 25, …), rappresentando le variazioni di altezza geopotenziale sopra la superficie terrestre.

Interpretazione:

Questi grafici mostrano come le anomalie misurate, regredite sugli indici standardizzati delle modalità anulari (AO per l’Emisfero Nord e il suo equivalente per l’Emisfero Sud), variano in termini geografici e verticali. Utilizzando serie temporali standardizzate, i grafici quantificano l’influenza di queste modalità sulla circolazione atmosferica, fornendo un’indicazione delle deviazioni dalla media in termini di vento e altezza geopotenziale.

L’analisi aiuta a comprendere meglio l’effetto delle Oscillazioni Artiche (AO) e delle loro controparti meridionali sulla distribuzione e variazione dei parametri atmosferici chiave su base mensile e stagionale.

La Tabella 2 mostra la percentuale di varianza spiegata dai modi principali nella espansione delle Funzioni Ortogonali Empiriche (EOF) dei campi medi mensili per la regione a latitudini superiori a 20°, basata su dati raccolti in tutti i mesi del calendario. La tabella è divisa in tre colonne principali, ognuna rappresentante una diversa misura meteorologica.

1. Zonally varying SLP (NH) and Z850 (SH):
   • Questa colonna indica la percentuale di varianza spiegata dai modi principali per la pressione al livello del mare (SLP) nell’Emisfero Nord (NH) e per l’altezza geopotenziale a 850 hPa nell’Emisfero Sud (SH).
   • NH: Il primo modo spiega il 20% della varianza, il secondo e il terzo modo entrambi il 10%.
   • SH: Il primo modo spiega il 27%, il secondo modo il 12%, e il terzo modo il 9%.
2. Zonal-mean geopotential height (1000 to 50 hPa):
   • Rappresenta la percentuale di varianza spiegata dai modi principali per l’altezza geopotenziale media zonale, misurata da 1000 a 50 hPa.
   • NH: Il primo modo spiega il 45% della varianza, il secondo modo il 17%, e il terzo modo il 12%.
   • SH: Il primo modo spiega il 47%, il secondo modo il 27%, e il terzo modo il 10%.
3. Zonal-mean zonal wind (1000 to 50 hPa):
   • Presenta la percentuale di varianza spiegata dai modi principali per il vento zonale medio zonale, misurato da 1000 a 50 hPa.
   • NH: Il primo modo spiega il 35% della varianza, il secondo modo il 24%, e il terzo modo il 12%.
   • SH: Il primo modo spiega il 45%, il secondo modo il 22%, e il terzo modo il 9%.

Interpretazione:

La tabella fornisce una visione chiara della frazione della variabilità totale dei campi meteorologici esaminati che è spiegata dai primi tre modi EOF in ciascun campo, evidenziando come certi modi possano essere più dominanti o influenti in un emisfero rispetto all’altro, o tra diversi campi di misura. Questo tipo di analisi è cruciale per comprendere le principali dinamiche atmosferiche nelle regioni polari del pianeta.

4. Stagionalità

Per documentare la climatologia variabile stagionalmente dei modi anulari, utilizziamo una serie di scatterplot (Fig. 4) costruiti dai dati medi giornalieri della rianalisi NCEP–NCAR nel seguente modo: 1) il ciclo annuale (basato su 40 anni di dati mensili interpolati alla risoluzione giornaliera) è stato rimosso dalla serie temporale in ogni punto della griglia; 2) le anomalie sono state mediate sulla regione del cappuccio polare (65°–90° N/S nella troposfera inferiore; 70°–90° N/S nella stratosfera inferiore) per ogni giorno dal 1 gennaio 1958 al 31 dicembre 1997; 3) le serie temporali per tutti i 40 anni sono state rappresentate insieme come funzione del giorno del calendario. I due pannelli inferiori nella Fig. 4 mostrano queste anomalie giornaliere per il campo dell’altezza a 1000 hPa (NH) e il campo dell’altezza a 850 hPa (SH). In entrambi gli emisferi c’è un ciclo annuale nella varianza, con ampiezze maggiori durante i mesi della stagione fredda (novembre–aprile nell’NH e maggio–ottobre nell’SH). Il ciclo annuale è più pronunciato nell’NH a causa della minore varianza durante la stagione calda. La Figura 5 mostra la struttura dei campi di anomalia dell’altezza media mensile a 1000 hPa dell’NH e a 850 hPa dell’SH regrediti sui PC principali calcolati separatamente per queste stagioni contrastanti. In tutti i casi, il modo principale è unico rispetto agli altri autovettori (Tabella 3). Nell’SH, le strutture spaziali per le stagioni calda e fredda sono entrambe quasi zonalmente simmetriche, con ampiezza e scala meridionale simili, e assomigliano al modo principale di variabilità basato su tutti i mesi del calendario mostrato nelle Fig. 1 e 3. Anche il modo principale dell’NH mostra un alto grado di simmetria zonale durante entrambe le stagioni, ma la sua ampiezza e scala meridionale sono leggermente maggiori durante la stagione fredda. Pertanto, la struttura mostrata nella Fig. 1d è largamente dominata dalla stagione fredda dell’NH. Nonostante la sua scala meridionale più piccola, la serie temporale del PC della stagione calda dell’NH è correlata con la serie temporale del PC basata su tutti i mesi del calendario con un livello di 0,97.

I pannelli centrali nella Fig. 4 mostrano le anomalie giornaliere dell’altezza a 50 hPa mediate sulle regioni del cappuccio polare (d’ora in poi indicate come Z_₅₀), che mostrano stagioni “attive” e “inattive” molto più distinte in entrambi gli emisferi. Nell’NH, la variabilità è maggiore durante gennaio-marzo (JFM), mentre nell’SH è maggiore in primavera da metà ottobre a metà dicembre. La stagione inattiva dell’NH è più tranquilla rispetto alla sua controparte SH. In entrambi gli emisferi, la distribuzione di frequenza di Z_₅₀ è leggermente distorta: positivamente durante la maggior parte della stagione attiva quando i riscaldamenti episodici sono responsabili della maggior parte della variabilità, ma negativamente verso la fine della stagione attiva, quando gran parte della variabilità è conseguenza dei ritardi nel collasso finale del vortice polare.

Mentre la stagione attiva nella stratosfera dell’Emisfero Nord coincide con la stagione fredda in superficie, questa è ritardata di diversi mesi nell’Emisfero Sud. Per esplorare le ragioni di questo ritardo e dell’apparente asimmetria, mostriamo nel pannello superiore della Figura 4 i valori giornalieri di Z₅₀, includendo il ciclo annuale climatologico medio. Poiché l’altezza a 50 hPa nei tropici non si discosta molto dal suo valore medio annuale, indicato dalla linea orizzontale, i punti in questi grafici indicano anche il gradiente meridionale nel campo dell’altezza a 50 hPa nei rispettivi emisferi: i punti sotto la linea indicano un gradiente equatore-polo consistente con un flusso da ovest, e viceversa.

Nell’Emisfero Nord, la varianza di Z₅₀ è maggiore quando il vortice polare occidentale è più forte, mentre nell’Emisfero Sud è maggiore nel momento in cui il vortice è in fase di disgregazione. Quando il vortice è orientale, c’è relativamente poca varianza in Z₅₀. Il cappuccio polare dell’Emisfero Sud è anche tranquillo durante il cuore dell’inverno quando il vortice raggiunge una forza ben superiore al suo omologo dell’Emisfero Nord. In entrambi gli emisferi, quindi, la stagione attiva corrisponde ai mesi in cui il flusso è occidentale nella stratosfera inferiore, ma inferiore ad un certo valore soglia. Se le fluttuazioni in Z₅₀ sono una manifestazione dell’interazione tra onda planetaria e flusso medio, la stagionalità osservata è, per la maggior parte, coerente con le previsioni di Charney e Drazin (1961). Una notevole discrepanza è l’assenza di un picco massimo nell’Emisfero Sud durante aprile-maggio, quando il vortice si sta formando. Infatti, le misurazioni della temperatura del radiosondaggio presentate in Randel e Wu (1999) suggeriscono l’esistenza di un picco in quel periodo.

Sulla base dei risultati presentati nei pannelli superiori della Figura 4, definiamo due tipi di stagioni inattive nella stratosfera inferiore dell’Emisfero Sud: una quando il vortice è forte e occidentale, e l’altra quando il vortice è debole o orientale. Le stagioni scelte per ulteriori analisi della relazione tra stratosfera e troposfera sono le seguenti:

1. Stagioni attive: Emisfero Sud: novembre (N), Emisfero Nord: gennaio–marzo (JFM);
2. Stagione inattiva, vortice occidentale forte: Emisfero Sud: giugno–agosto (JJA), Emisfero Nord: nessuna;
3. Stagione inattiva, vortice debole o orientale: Emisfero Sud: febbraio–marzo (FM), Emisfero Nord: JJA. I mesi di transizione come ottobre e dicembre nell’Emisfero Sud sono omessi per garantire almeno un mese di separazione tra le stagioni. Queste stagioni attive e inattive così definite sono il quadro per l’analisi nelle prossime due sezioni.

Mentre i modi anulari sono presenti tutto l’anno nel campo dell’altezza troposferica inferiore (Tabelle 3 e 4), è solo durante la stagione attiva della stratosfera nei rispettivi emisferi che un modo principale simile alla firma superficiale dei modi anulari è recuperato nel campo dell’altezza a 50 hPa. I pannelli superiori della Figura 6 mostrano il modo principale del campo dell’altezza a 50 hPa per queste stagioni attive (ovvero novembre nell’Emisfero Sud e JFM nell’Emisfero Nord). Questi modi spiegano una grande frazione della varianza nei rispettivi campi (Tabella 5) e sono entrambi quasi zonalmente simmetrici, con scale meridionali comparabili a quelle nelle firme superficiali dei modi anulari. Il modello dell’Emisfero Nord assomiglia alla principale EOF dell’altezza a 50 hPa mostrata in Perlwitz e Graf (1995), Kitoh et al. (1996), Kodera et al. (1996), e TW98 per i mesi della stagione fredda dell’Emisfero Nord, e assomiglia anche al modo principale di accoppiamento con la circolazione troposferica mostrato da Baldwin et al. (1994), Perlwitz e Graf (1995) e Cheng e Dunkerton (1995). Durante queste stagioni attive, le firme superficiali dei modi anulari possono essere recuperate regredendo il campo dell’altezza troposferica inferiore sulla serie temporale PC principale del campo dell’altezza a 50 hPa variabile zonalmente (Z₅₀) nei rispettivi emisferi (Figura 6, pannelli inferiori). Durante le stagioni estive inattive, quando il vortice è debole (o orientale), la scala meridionale del modo principale della variabilità a 50 hPa (non mostrato) è più grande e l’ampiezza di questo modo è molto più debole. Durante la stagione inattiva di mezzo inverno nell’Emisfero Sud (JJA) quando il vortice polare è eccessivamente forte, la varianza mostra la più grande ampiezza in un anello che circonda il polo, piuttosto che sopra il polo stesso.

La Figura 2 presenta due grafici distinti che mostrano la varianza di due parametri meteorologici mediati zonalmente, calcolati dalle anomalie medie mensili per tutti i mesi dell’anno:

Pannello (a) – Varianza della pressione al livello del mare (SLP) zonale media

• Linea continua: Mostra la varianza della SLP zonale media per tutti i mesi dell’anno.
• Linea tratteggiata: Rappresenta la varianza della SLP zonale media per i mesi da novembre ad aprile, evidenziando i mesi invernali.
• Le variazioni sono maggiori ai poli, con picchi significativi intorno ai 60 gradi di latitudine in entrambi gli emisferi, il che indica una maggiore instabilità o variabilità della pressione in queste regioni durante l’anno.

Pannello (b) – Varianza del vento zonale medio a 1000 hPa

• Linea continua: Indica la varianza del vento zonale zonale medio a 1000 hPa per tutti i mesi dell’anno.
• Linea tratteggiata: Mostra la varianza del vento zonale zonale medio a 1000 hPa per i mesi da novembre ad aprile.
• Anche qui, le variazioni sono più pronunciate alle latitudini medie, specialmente intorno ai 30 e 60 gradi, con minimi nei tropici e nei poli. Questo pattern suggerisce fluttuazioni più significative dei venti nelle zone temperate rispetto ai tropici e ai poli.

Interpretazione Generale

Questi grafici sono utili per identificare e confrontare le regioni di maggiore variabilità atmosferica nei diversi periodi dell’anno. La differenziazione tra i mesi invernali e l’intero anno aiuta a comprendere come la variabilità climatica possa essere influenzata stagionalmente. In particolare, evidenziano come le condizioni meteorologiche possono variare notevolmente durante l’inverno, soprattutto nelle latitudini più elevate e medie, rispetto al resto dell’anno.

La Figura 3 presenta una serie di mappe di regressione basate sulla serie temporale della componente principale standardizzata (PC) principale del campo dell’altezza geopotenziale media zonale, che varia da 1000 a 50 hPa e da 20° a 90° di latitudine. Ogni pannello illustra come le anomalie di altezza geopotenziale siano collegate a questo modo dominante di variabilità:

Pannello (a) – SH (Emisfero Sud)

• Mostra le regressioni sul PC principale per l’altezza geopotenziale nell’Emisfero Sud.
• Le linee di contorno indicano variazioni maggiori verso l’equatore, suggerendo un incremento delle anomalie con l’avvicinarsi ai tropici.

Pannello (b) – NH (Emisfero Nord)

• Analogamente al pannello (a), ma per l’Emisfero Nord.
• Illustra come le anomalie di altezza geopotenziale variano con la latitudine e l’altitudine, con variazioni evidenti verso le latitudini più alte.

Pannello (c) – Z850 SH

• Focalizzato sulla specifica quota di 850 hPa nell’Emisfero Sud.
• Presenta una struttura quasi circolare intorno al polo, con anomalie che indicano deviazioni significative dalla media.

Pannello (d) – Z1000 NH

• Rappresenta l’altezza geopotenziale a 1000 hPa nell’Emisfero Nord.
• Mostra contorni irregolari che riflettono variazioni complesse e significative a questa quota.

Interpretazione Generale

Queste mappe di regressione illustrano l’influenza del modo dominante dell’EOF sulla distribuzione dell’altezza geopotenziale attraverso differenti quote e latitudini nei due emisferi. Le anomalie maggiori osservate suggeriscono una forte interazione tra le onde planetarie e la circolazione media, con impatti notevoli sul clima e le condizioni meteorologiche delle rispettive regioni.

5. Struttura delle modalità annulari durante le stagioni attive e inattive della stratosfera

La struttura verticale media zonale delle modalità annulari è ora esaminata per le stagioni di contrasto attive e inattive nella stratosfera polare inferiore, come definito nella sezione precedente. I risultati sono mostrati come mappe di regressione basate sugli indici definiti nella sezione 3. I segmenti mensili appropriati di queste serie temporali annue sono utilizzati come base per definire la struttura delle modalità annulari NH e SH per le rispettive stagioni. È permesso usare indici annui perché i loro segmenti stagionali sono molto fortemente correlati con le serie temporali dei PC determinate da sottoinsiemi stagionali dei dati a 1000-hPa (NH) e 850-hPa (SH) (sezione 4).

La Figura 4 mostra diversi grafici relativi all’altezza media giornaliera a 50 hPa e ad altezze inferiori nella troposfera, calcolate per i periodi polari nei due emisferi, Sud (SH) e Nord (NH), nel corso di 40 anni dal 1958 al 1997.Spiegazione dei Pannelli:

• Pannello Superiore (top): Mostra l’altezza media giornaliera a 50 hPa nella regione polare (oltre i 70° di latitudine), tracciata come funzione del giorno del calendario. Questo grafico mostra le misure dirette.
• Pannello Medio (middle): Analogamente al pannello superiore, ma con la media climatologica rimossa per evidenziare le anomalie.
• Pannello Inferiore (bottom): Come il pannello medio, ma misura l’altezza nella bassa troposfera a 1000 hPa o 850 hPa.

Dettagli Aggiuntivi:

Marcati: I tick marks sono posti ogni 200 metri per le altezze a 50 hPa e ogni 50 metri per le altezze a 1000 hPa (o 850 hPa).

Linea Orizzontale nel Pannello Superiore: Indica l’altezza media annuale a 50 hPa nei tropici (20°N–20°S). Valori sotto questa linea indicano un gradiente equatore-polo consistente con un flusso di aria da ovest (westerlies), e viceversa.

Mesi Calendari e Indici: I mesi sono indicati sull’asse verticale e sono sfasati di sei mesi tra un emisfero e l’altro, con il ciclo annuale ripetuto.

La Figura 5 mostra le strutture modali principali delle anomalie di pressione a livello del mare (SLP) per l’emisfero nord (NH) e delle anomalie di altezza a 850 hPa per l’emisfero sud (SH), rilevate attraverso le mappe di regressione basate sulle loro serie temporali di componenti principali (PC) standardizzate.Dettagli dei Pannelli:

• Pannello (a) e (c) (SH): Illustrano l’anomalia dell’altezza a 850 hPa nell’emisfero sud. Il pannello (a) copre il periodo Nov–Apr, mentre il pannello (c) il periodo May–Oct.
• Pannello (b) e (d) (NH): Mostrano le principali strutture modali dell’anomalia di pressione a livello del mare (SLP) nell’emisfero nord. Il pannello (b) è per il periodo Nov–Apr e il pannello (d) per May–Oct.

Interpretazione delle Mappe:

• Contorni e Segni: Le linee continue indicano valori positivi delle anomalie, mentre le linee tratteggiate indicano valori negativi. Le mappe utilizzano intervalli di contorno come indicato nella Figura 1.
• Distribuzione delle Anomalie: Le anomalie sono distribuite geograficamente nei rispettivi emisferi e i periodi indicati mostrano come le anomalie cambiano con le stagioni.

Queste mappe di regressione offrono una comprensione visiva dell’impatto stagionale sulle variazioni di pressione e altezza atmosferica, evidenziando i modelli climatici stagionali di ciascun emisfero.

a. Stagioni attive: SH novembre e NH JFM I pannelli superiori della Figura 7 mostrano il vento zonale medio zonale e le circolazioni meridionali medie regresse sui segmenti delle stagioni attive degli indici delle modalità annulari NH e SH per i domini che si estendono dall’equatore al polo e da 1000 a 30 hPa. Il campo del moto verticale non è fornito sopra il livello di 100 hPa nell’analisi NCEP–NCAR, e non è mostrato nemmeno nei Tropici dove le anomalie sono risultate rumorose e soggette a grande variabilità campionaria. La polarità positiva (indice alto) delle modalità annulari è definita come altezze inferiori alla norma sulla regione del cappuccio polare (cioè, come mostrato in Figura 1). Poiché l’analisi è lineare, dobbiamo descrivere ogni mappa solo in termini di polarità positiva. I modelli delle anomalie del vento zonale medio zonale associati alle modalità annulari NH e SH durante le stagioni attive sono notevolmente simili. Entrambi assumono la forma di un doppio meridionale in cui le anomalie del vento mostrano una struttura barotropica equivalente. La polarità positiva è contrassegnata da anomalie di vento orientali nel centro di azione equatoriale e anomalie di vento occidentali nel centro polare. Le anomalie orientali si estendono verso l’equatore nei subtropici vicino alla superficie (in particolare nel NH), mentre mostrano un massimo più stretto a circa 37° al livello di 200 hPa. Le anomalie occidentali si amplificano con l’altezza dalla superficie verso l’alto nella stratosfera inferiore, l’asse inclinando leggermente verso il polo da circa 58° nella troposfera a circa 65° al livello di 50 hPa. Le anomalie della circolazione meridionale media (zonale) associate alle modalità annulari NH e SH assumono entrambe la forma di celle ad alta latitudine e subtropicali accoppiate. Nella polarità positiva, la cella polare è caratterizzata da un moto ascendente anomalo sulle latitudini subpolari e da subsidenza tra circa 40° e 50°. La cella subtropicale più debole circola nel senso opposto. Le celle ad alta latitudine si estendono a livelli leggermente superiori rispetto alle celle subtropicali, e la cella SH si estende chiaramente sopra il livello di 100 hPa. Nel ramo superiore delle celle ad alta latitudine, prevale un flusso equatoriale anomalo attraverso l’asse delle massime anomalie del vento occidentale. La forza di Coriolis che agisce su questo flusso conferisce un’accelerazione orientale che deve essere bilanciata dalla convergenza anomala del flusso di vortici. Allo stesso modo, la forza di Coriolis indotta dal flusso polare anomalo attraverso l’asse delle anomalie del vento orientale nella troposfera alta deve essere bilanciata dalla divergenza anomala del flusso di vortici. Pertanto, come notato in Yoden et al. (1987), Shiotani (1990), Karoly (1990), Kidson e Sinclair (1995), e Hartmann e Lo (1998), le modalità annulari sono accompagnate da un flusso di vortici polare anomalo di momento occidentale nella troposfera alta centrato vicino ai 45° di latitudine che mantiene le anomalie del vento zonale nell’atmosfera libera. Le celle ad alta latitudine anomale, che sono nello stesso senso delle celle Ferrell climatologiche medie, agiscono per mantenere gli occidentali anomali nel subartico contro la dissipazione per attrito. Analogamente, gli orientali anomali in superficie nei subtropici sembrano essere mantenuti dalla forza di Coriolis che agisce sul ramo equatoriale del flusso equatoriale anomalo nella cella subtropicale, che può essere considerato un potenziamento della cella di Hadley.

Stagioni attive: I pannelli inferiori della Figura 7 mostrano la temperatura media zonale regressa sugli stessi indici. In entrambi gli emisferi, la polarità positiva della modalità annulare è contrassegnata da regioni del cappuccio polare anormalmente fredde, indicative di raffreddamento adiabatico. L’ascesa nella bassa stratosfera sembra essere più pronunciata nell’SH. Anomalie di temperatura positive sono osservate lungo l’intera profondità della troposfera in una fascia centrata vicino ai 45°, coincidente con il ramo discendente della circolazione meridionale anomala. Anomalie di calore superficiali sono anche evidenti in superficie nel NH tra i 55° e 75°N (ma non nell’SH). Questa caratteristica è probabilmente dovuta al riscaldamento zonalmente asimmetrico dell’Eurasia che accompagna la polarità positiva dell’AO, come discusso in TW98 e nella sezione successiva di questo articolo. Le anomalie di temperatura positive nella fascia 40°–50° sono sovrapposte da anomalie negative nella bassa stratosfera, suggerendo un sollevamento della tropopausa all’interno di questa banda di taglio anticiclonico anomalo al livello del flusso a getto. Anomalie di temperatura positive sono anche evidenti in uno strato che si estende verso l’alto e verso l’equatore dalla troposfera delle medie latitudini fino alla tropopausa tropicale.

Per valutare il significato del riscaldamento al livello della tropopausa nei tropici, abbiamo regredito le anomalie del vento zonale e della temperatura della stagione attiva di ciascun emisfero su una serie temporale standardizzata delle anomalie della temperatura della tropopausa tropicale (20°N–20°S), che potrebbe essere vista come una definizione radicalmente diversa delle modalità annulari. I modelli di regressione risultanti (Figura 8) sono qualitativamente simili ai modelli basati sugli indici extratropicali. Illustrano più chiaramente la relazione fuori fase tra le temperature tropicali e polari al livello della tropopausa, indicativa di una modulazione dell’intensità della circolazione meridionale media di Lagrange dalle modalità annulari. Questi risultati sono riproducibili utilizzando, come serie temporale di riferimento, la temperatura media tropicale (20°N–20°S) al livello di 100 hPa, e anche la temperatura derivata dai dati MSU-4 (rappresentativa dello strato 150–50 hPa) per il periodo gennaio 1979–agosto 1997 (non mostrato).

Stagioni inattive: SH FM e NH JJA Le strutture del vento zonale per le stagioni inattive estive, mostrate nei pannelli superiori della Figura 9, sono più confinate alla troposfera. La modalità NH è più debole e le anomalie del vento zonale subpolare sono spostate verso il polo rispetto alla loro posizione invernale. I risultati per la stagione inattiva di metà inverno SH di JJA (non mostrati) sono qualitativamente simili a quelli per la stagione inattiva estiva. In entrambi gli emisferi, le anomalie di temperatura osservate in associazione con la polarità positiva delle modalità annulari (Figura 9, pannelli inferiori) sono simili a quelle delle stagioni attive con una notevole eccezione: le prominenti anomalie fredde nella stratosfera polare sono completamente assenti. La tropopausa equatoriale (circa 100 hPa) rimane anormalmente calda, ma le sezioni di regressione basate sulla temperatura della tropopausa tropicale (non mostrate) non sono robuste come i loro corrispettivi nella Figura 8 per le stagioni attive.

Questi risultati servono a confermare che le modalità annulari esistono tutto l’anno, ma che sono accoppiate con la circolazione stratosferica ad alta latitudine solo durante la stagione attiva nei rispettivi emisferi.

La Tabella 3 mostra la percentuale di varianza spiegata dai modi principali nell’espansione EOF dei campi medi mensili per la regione a nord del 20° parallelo, per le stagioni indicate. Questi dati aiutano a comprendere quanto dei dati osservati sia rappresentato dai primi tre modi EOF, che identificano i principali pattern di variabilità nei dati climatici.

Dettagli della tabella:

• Colonne:
  • Nov–Apr: Dati del periodo da novembre ad aprile.
  • May–Oct: Dati del periodo da maggio a ottobre.
• Righe:
  • NH SLP (Pressione a Livello del Mare dell’Emisfero Nord)
  • SH Z850 (Altezza geopotenziale a 850 hPa dell’Emisfero Sud)

Valori espressi come Modo 1 (Modo 2, Modo 3):

• Per NH SLP:
  • Nov–Apr: Modo 1 spiega il 21% della varianza; Modi 2 e 3 spiegano rispettivamente il 12% e l’11%.
  • May–Oct: Modo 1 spiega il 16%; Modi 2 e 3 spiegano rispettivamente il 9% e l’8%.
• Per SH Z850:
  • Nov–Apr: Modo 1 spiega il 28%; Modi 2 e 3 spiegano rispettivamente il 10% e il 9%.
  • May–Oct: Modo 1 spiega il 27%; Modi 2 e 3 spiegano rispettivamente il 15% e il 10%.

Questa tabella illustra l’importante contributo dei diversi modi alla varianza nei campi climatici, evidenziando variazioni stagionali significative nella loro influenza.

La Tabella 4 fornisce le statistiche per le principali Funzioni Ortogonali Empiriche (EOF) di selezionati campi medi mensili e stagioni. Queste statistiche includono la correlazione spaziale con l’EOF 1 mostrata nella Figura 1 e la percentuale di varianza spiegata dai primi tre modi EOF.

Dettagli della tabella:

• Colonne:
  • Spatial correlation with EOF 1 in Fig. 1: Indica la correlazione spaziale di ogni campo con l’EOF 1.
  • Variance explained: mode 1 (2, 3): Mostra la percentuale di varianza spiegata dal modo 1, e tra parentesi quella dei modi 2 e 3.

Righe e dati specifici:

• SH Z850 Feb–Mar:
  • Correlazione spaziale: 0.96
  • Varianza spiegata: 32% (Modo 1), 10% (Modo 2), 7% (Modo 3)
• SH Z850 Nov:
  • Correlazione spaziale: 0.92
  • Varianza spiegata: 26% (Modo 1), 13% (Modo 2), 10% (Modo 3)
• NH SLP Jan–Mar:
  • Correlazione spaziale: 0.99
  • Varianza spiegata: 26% (Modo 1), 13% (Modo 2), 10% (Modo 3)
• NH SLP Jun–Aug:
  • Correlazione spaziale: 0.82
  • Varianza spiegata: 19% (Modo 1), 8% (Modo 2), 7% (Modo 3)

Questa tabella evidenzia l’importanza dei modelli EOF nei diversi campi e stagioni analizzati, mostrando come si correlano con il primo modo visualizzato in un’altra figura e quanto della varianza dei dati climatici essi spiegano.

La Figura 6 presenta mappe di regressione che mostrano le strutture modali principali delle anomalie di altezza a 50 hPa e livelli più bassi, basate sui tempi standardizzati delle serie di componenti principali (PC) per specifici mesi nelle regioni polari di ciascun emisfero.

Descrizione dei Pannelli:

• Pannello (a) SH-November e (b) NH-JFM:
  • Illustrano le anomalie di altezza a 50 hPa per novembre nell’Emisfero Sud (SH) e da gennaio a marzo nell’Emisfero Nord (NH).
  • Le mappe evidenziano anomalie significative con contorni che indicano variazioni rispetto alla media, con intervalli di contorno di 40 m (260, 220, 20, …).
• Pannello (c) SH e (d) NH:
  • Mostrano le anomalie di altezza a 850 hPa per SH e a 1000 hPa per NH, collegate ai modelli di altezza a 50 hPa dei pannelli superiori.
  • Anomalie positive e negative sono rappresentate con linee continue e tratteggiate, con intervalli di contorno come specificato in Figura 1.

Interpretazione:

• Le mappe di regressione illustrano correlazioni spaziali tra le anomalie a diversi livelli atmosferici, evidenziando l’influenza delle variazioni stratosferiche sulle regioni troposferiche inferiori.
• I modelli differiscono significativamente tra gli emisferi e le stagioni, riflettendo variazioni dinamiche atmosferiche in risposta a cambiamenti stagionali e geografici.

Questa analisi delle mappe di regressione fornisce una comprensione approfondita dei processi dinamici atmosferici e delle loro variazioni stagionali tra gli emisferi, utili per studi climatologici e meteorologici avanzati.

La Tabella 5 mostra la percentuale di varianza spiegata dai modi principali nella decomposizione di dati climatici per la regione a nord del 20° parallelo durante i mesi specificati.

Dettagli della tabella:

• Per l’Emisfero Nord, nei mesi di gennaio a marzo, il primo modo principale spiega il 54% della varianza totale, mentre i successivi due modi spiegano rispettivamente il 13% e l’8%.
• Per l’Emisfero Sud, nel mese di novembre, il primo modo principale spiega il 56% della varianza totale, con i successivi due modi che spiegano rispettivamente il 14% e l’11%.

Questa tabella evidenzia quanto efficacemente i primi tre modi possono rappresentare la variabilità dei dati climatici per i periodi e le regioni specificati, con un’enfasi particolare sul primo modo che detiene la maggiore parte della spiegazione della varianza.

La Figura 7 illustra le regressioni del flusso zonale medio e delle temperature medie regresse sui modi annulari per le stagioni attive, utilizzando dati mensili dal 1958 al 1997.

Dettagli dei Pannelli:

Pannelli superiori (a) SH-Novembre e (b) NH-Gennaio-Marzo:

• Mostrano il flusso zonale medio (contorni) e la circolazione meridionale media (vettori), regrediti sui tempi standardizzati delle serie dei modi annulari.
• I contorni indicano la velocità del vento zonale, con intervalli di 0.5 m/s.
• I vettori rappresentano le componenti del vento meridionale e verticale, mostrando la direzione e l’intensità del movimento dell’aria.

Pannelli inferiori (c) SH-Novembre e (d) NH-Gennaio-Marzo:

• Simili ai pannelli superiori, ma i contorni rappresentano la temperatura media zonale, con intervalli di 0.2 K.
• Questi contorni aiutano a visualizzare le variazioni di temperatura attraverso le diverse altitudini.

Interpretazione:

• Le mappe mostrano l’impatto dei modi annulari sul flusso atmosferico e sulla temperatura, particolarmente nelle regioni polari durante le stagioni attive.
• L’ombreggiatura indica aree di forte correlazione (r > 0.4) tra i dati osservati e i modelli, evidenziando dove i modi annulari hanno un impatto maggiore.
• Queste visualizzazioni forniscono una comprensione dettagliata di come variazioni nei modi annulari influenzino il clima e i flussi di vento nelle regioni polari, essenziali per studi avanzati sul clima.

Questa interpretazione sintetizza le informazioni chiave della Figura 7, mettendo in risalto come i modelli climatici e i flussi di vento siano modulati dai modi annulari nelle stagioni critiche.

La Figura 8 mostra le regressioni del vento zonale medio e delle temperature basate sulla temperatura media della tropopausa tropicale, durante i mesi specificati per l’Emisfero Sud (SH) e l’Emisfero Nord (NH).

Dettagli e interpretazione dei pannelli:

Pannelli superiori (a) SH-Novembre e (b) NH-Gennaio-Marzo – Vento Zonale:

• (a) e (b) illustrano come il vento zonale medio varia con l’altitudine, mostrando zone di vento più forte o più debole.

Pannelli inferiori (c) SH-Novembre e (d) NH-Gennaio-Marzo – Temperatura:

• (c) e (d) mostrano le variazioni di temperatura attraverso l’atmosfera, evidenziando zone di temperatura più alta o più bassa.

Interpretazione Generale:

• Queste mappe evidenziano l’influenza delle variazioni di temperatura nella tropopausa tropicale sul flusso zonale di vento e le distribuzioni di temperatura a latitudini superiori.
• I contorni aiutano a identificare modelli significativi e correlazioni tra la temperatura della tropopausa e i comportamenti atmosferici, facilitando la comprensione delle dinamiche climatiche.

In sintesi, la Figura 8 mette in luce le importanti interazioni tra la temperatura della tropopausa tropicale e i modelli atmosferici regionali, fornendo dati essenziali per studi avanzati su clima e meteorologia.

Strutture variabili zonalmente incorporate nei modi annulari

a. Temperatura della bassa troposfera

TW98 sosteneva che l’AO è essenzialmente un modo annulare, la cui struttura termica zonalmente asimmetrica è indotta dalla distribuzione terra-mare. Una firma termica quasi identica a quella identificata può essere ottenuta analizzando le variazioni della temperatura dell’aria superficiale (SAT) del nord emisfero nei mesi di gennaio, febbraio e marzo rispetto all’indice AO standardizzato per il periodo 1958–97. La polarità positiva dell’AO in questi mesi è collegata ad un aumento della temperatura in gran parte dell’alta latitudine dell’Eurasia e del Nord America, e una diminuzione nell’estremo est del Canada, Nord Africa e Medio Oriente. Questo modello di variazioni di temperatura, che differisce in base alle zone geografiche, è evidente durante tutto l’anno eccetto che nei mesi estivi dell’emisfero nord.

I dati mostrati evidenziano che il trasporto orizzontale della temperatura svolge un ruolo chiave nel mantenere queste variazioni di temperatura. L’analisi del movimento del vento mediato verticalmente tra 925 e 500 hPa, in relazione all’indice AO per i mesi invernali, è sovrapposto ai dati di temperatura media per lo stesso strato. Un’analisi simile utilizzando gli indici dell’NAO è stata pubblicata in Xie et al. (1999). Confermando quanto osservato in altre sezioni dello studio, la polarità positiva dell’AO è correlata con venti occidentali al di sopra di circa 40°N e venti orientali a sud di quella latitudine. Si nota che il movimento del vento nelle alte latitudini del nord emisfero attraversa il gradiente di temperatura normale, spostandosi dal lato est al lato ovest dei continenti ad alta latitudine.

Il movimento anomalo del vento ha un impatto diretto sul trasporto di temperatura, risultando in un trasporto di aria più calda sopra l’Europa settentrionale, la Siberia e il centro-nord del Nord America, e di aria più fredda sopra l’Atlantico nord-occidentale e la Siberia orientale. Questa distribuzione del trasporto di temperatura corrisponde alla variazione dello spessore dell’aria nella bassa troposfera osservata nelle analisi, con regioni più fredde dove si osservano riduzioni dello spessore dell’aria, e viceversa. Questa correlazione supporta l’idea che il trasporto di temperatura causato dai movimenti del vento sia cruciale per formare e mantenere le configurazioni delle onde stazionarie associate all’AO.

L’assenza di dati completi per le alte latitudini dell’emisfero sud limita l’analisi dettagliata dei modelli di variazione della temperatura associati con il modo annulare in quella regione. Invece, viene mostrata solo l’analisi dei coefficienti per i punti dati disponibili per 200 dei 480 mesi possibili durante il periodo 1958–97. Le correlazioni in questi punti sono tutte statisticamente significative. La polarità positiva del modo annulare del sud emisfero è collegata a temperature più basse nella maggior parte dell’Antartide, coerentemente con la sua struttura generale. Una notevole eccezione è la penisola antartica, dove i venti occidentali più forti portano aria oceanica più calda sul territorio freddo, una caratteristica osservata durante tutto l’anno nelle variazioni di temperatura, ma non visibile nell’analisi dello spessore dell’aria nella bassa troposfera nelle rianalisi NCEP-NCAR.

La figura 9 illustra come i modi annulari influenzano vento zonale e temperatura durante le stagioni meno attive in entrambi gli emisferi.

• Pannello (a) SH-FM: Visualizza le regressioni per il vento zonale nell’emisfero sud durante febbraio e marzo. I contorni indicano un aumento della velocità del vento, riflettendo un rinforzo dei venti occidentali tipici di queste latitudini.
• Pannello (b) NH-JJA: Mostra le regressioni per il vento zonale nell’emisfero nord durante i mesi estivi di giugno, luglio e agosto. I contorni mostrano variazioni nella velocità del vento, evidenziando cambiamenti nei pattern dei venti durante l’estate.
• Pannello (c) SH-FM: Presenta le regressioni della temperatura nell’emisfero sud durante febbraio e marzo. I contorni rappresentano variazioni di temperatura, con valori positivi che indicano un riscaldamento e valori negativi un raffreddamento.
• Pannello (d) NH-JJA: Illustra le regressioni della temperatura nell’emisfero nord durante i mesi estivi. Similmente al pannello (c), mostra i cambiamenti nella distribuzione delle temperature.

Questa analisi evidenzia come i modi annulari siano cruciali nel modellare la dinamica atmosferica globale, influenzando significativamente i venti e le temperature in specifiche stagioni e regioni.

La figura 10 illustra le regressioni della temperatura dell’aria superficiale (SAT) in relazione agli indici dei modi annulari per l’emisfero nord (NH) e sud (SH) in periodi specifici.

• Pannello (a) SH: Mostra le variazioni della SAT per tutti i mesi dell’anno nell’emisfero sud. I valori negativi (es. -0.8, -0.7) indicano che un aumento dell’indice del modo annulare è associato a una diminuzione della temperatura, mentre i valori positivi (es. +0.6, +0.5) indicano un aumento della temperatura correlato ad un aumento dell’indice. Questo grafico puntiforme rivela come specifiche regioni dell’emisfero sud reagiscano ai cambiamenti nel modo annulare.
• Pannello (b) NH-JFM: Rappresenta le regressioni della SAT durante i mesi di gennaio, febbraio e marzo (JFM) sull’indice del modo annulare dell’emisfero nord. Le linee di contorno, con intervalli di 0,5 K, mostrano zone con forti anomalie positive della temperatura, specialmente in Eurasia, indicando regioni dove un aumento dell’indice AO è fortemente correlato con un aumento significativo della temperatura.

In entrambi i pannelli, la figura 10 evidenzia come i modi annulari influenzino significativamente la temperatura dell’aria superficiale, mostrando la distribuzione e l’intensità delle anomalie termiche in maniera specifica per ciascun emisfero e periodo dell’anno.

La figura 11 illustra l’impatto dell’Oscillazione Artica (AO) sulle dinamiche atmosferiche durante i mesi attivi di gennaio-marzo, attraverso tre differenti pannelli:

• Pannello superiore: Mostra le anomalie del vento orizzontale mediato verticalmente tra 925 e 500 hPa, correlate con l’indice AO standardizzato. I vettori rappresentano direzione e intensità del vento, mentre i contorni delineano il campo medio climatologico della temperatura. Questo pannello aiuta a visualizzare l’effetto dell’AO sulla distribuzione dei venti e delle temperature medie.
• Pannello centrale: Rappresenta l’advezione orizzontale della temperatura da parte della componente zonale media del flusso. I contorni mettono in evidenza le aree di advezione di calore e di freddo, dimostrando come le dinamiche dell’AO modulino la distribuzione termica attraverso il trasporto di masse d’aria.
• Pannello inferiore: Illustra la regressione dello spessore atmosferico tra 500 e 1000 hPa sull’indice AO, con i contorni che indicano le variazioni di spessore. Questo pannello mostra le zone dove lo spessore dell’atmosfera varia in risposta alle oscillazioni dell’AO, influenzando la formazione di sistemi di alta e bassa pressione.

In sintesi, la figura 11 fornisce una visione chiara di come l’AO modelli le condizioni meteorologiche invernali influenzando il vento, la temperatura e la struttura verticale dell’atmosfera.

La figura 12 illustra come i modi annulari influenzino la concentrazione di ozono nella colonna totale dell’atmosfera durante i mesi attivi di marzo per l’emisfero nord (NH) e novembre per l’emisfero sud (SH).

• Pannello (a) SH: Visualizza la regressione dell’ozono totale nella colonna atmosferica per novembre nell’emisfero sud. I contorni, intervallati di 5 unità Dobson, indicano variazioni significative nella concentrazione di ozono. Ad esempio, il valore “+25” mostra un aumento dell’ozono correlato alle variazioni del modo annulare.
• Pannello (b) NH: Mostra la regressione dell’ozono per marzo nell’emisfero nord. Similmente al pannello (a), i contorni evidenziano un incremento fino a “+30 unità Dobson”, indicando un forte aumento dell’ozono in specifiche regioni a causa delle fluttuazioni dell’indice del modo annulare.

Questi pannelli dimostrano l’importante impatto dei modi annulari sulla distribuzione dell’ozono stratosferico, sottolineando come le dinamiche climatiche possano influenzare la composizione chimica dell’atmosfera in periodi e regioni specifici.

b. Ozono totale nella colonna

La firma dei modi annulari nell’ozono totale della colonna è stata esaminata utilizzando i dati TOMS durante il periodo di attività del satellite Nimbus-7 (novembre 1978–aprile 1993), concentrando l’attenzione sulle stagioni attive quando i modi annulari si amplificano verso l’alta stratosfera. L’analisi per l’emisfero nord (NH) è confinata a marzo, l’unico mese con sufficiente esposizione solare per consentire misurazioni affidabili. L’analisi si basa su 15 campioni temporali (novembre 1978–92 per l’SH; marzo 1979–93 per l’NH). La corrispondenza tra l’ozono totale e la pressione della tropopausa, ottenibile dalle rianalisi NCEP–NCAR, consente di confermare i risultati basandosi su un record più lungo che comprende anche i dati NH per gennaio e febbraio oltre a marzo. I modelli osservati sono risultati altamente riproducibili nel record proxy. Le relazioni per la stagione inattiva (non mostrate) sono molto più deboli.

La figura 12 illustra l’ozono totale nella colonna regresso sugli indici standardizzati di novembre per l’SH e di marzo per l’NH. Il modello NH presenta asimmetrie zonali che tendono a specchiare le anomalie di spessore nella bassa troposfera: un massimo relativo di ozono è osservato sopra il Mar di Labrador, dove la bassa troposfera è insolitamente fredda durante la polarità ‘alta’ dell’AO, e un minimo è centrato sulla Siberia, dove la bassa troposfera è insolitamente calda. Sopra a queste caratteristiche asimmetriche prevale una predominanza di anomalie negative di ozono sull’intera regione a nord del 40°N. L’ozono totale della colonna di marzo è correlato con l’indice AO a un livello di -0.66; una variazione di una deviazione standard nell’indice AO mensile corrisponde a un cambiamento di 12 unità Dobson, circa il 10% dell’ampiezza annuale e circa il 3% della media annuale dell’ozono totale della colonna. La polarità positiva dell’AO è segnata da un aumento dell’ozono nei tropici, indicativo di un abbassamento della tropopausa, coerente con le strutture di temperatura zonale media mostrate nella sezione 5. Il coefficiente di correlazione tra l’ozono totale della colonna di marzo mediato tra 20°N e 20°S e l’indice AO è 0.54.

La polarità positiva del modo annulare dell’SH è associata a anomalie negative di ozono su gran parte delle alte latitudini, ma le correlazioni non sono forti come nell’NH. Questa relazione è evidente anche nella pressione della tropopausa (non mostrata). La caratteristica asimmetrica zonale vicino alla punta meridionale dell’America del Sud non è riproducibile e potrebbe riflettere la variabilità del campionamento.

La figura 13 illustra come i modi annulari influenzino le anomalie dei venti orizzontali alla superficie in entrambi gli emisferi, utilizzando dati dal COADS:

• Pannello (a) NH annular mode: Mostra le anomalie del vento superficiale nell’emisfero nord relative all’Oscillazione Artica (AO). I vettori, espressi in metri al secondo (m/s), indicano direzione e intensità delle anomalie del vento, dimostrando come l’AO modifichi i pattern di vento nella regione.
• Pannello (b) SH annular mode: Simile al pannello superiore, ma per l’emisfero sud, rappresenta le influenze del modo annulare corrispondente sui venti superficiali nell’emisfero sud. I vettori, anch’essi in m/s, mostrano le variazioni di direzione e intensità degli scostamenti rispetto ai normali pattern di vento.

In sintesi, questa figura fornisce una chiara visualizzazione dell’effetto dei modi annulari sul comportamento dei venti alla superficie globale, evidenziando le specifiche modificazioni indotte nei pattern di vento associati agli indici AO e al suo equivalente nell’emisfero sud. Questi dati sono essenziali per comprendere le interazioni tra i grandi modelli climatici e i cambiamenti atmosferici locali.

7. Discussione

I modi annulari perturbano il profilo meridionale dei venti occidentali in maniera simile a quella descritta da Namias (1950) nel suo ciclo zonale degli “indici”. Nella condizione di indice alto (polarità positiva), i venti occidentali e la baroclinicità sono rafforzati alle alte latitudini e indeboliti vicino al nucleo del flusso a getto. La cintura dei flussi vorticosi verso il polo è spostata verso nord rispetto alla sua posizione climatologica media, insieme al limite polare della cellula di Hadley e dell’intera cellula di Ferrel. Le medie latitudini sono insolitamente calde, e la regione del cappuccio polare è insolitamente fredda in alto. Durante le stagioni in cui il vortice polare stratosferico è suscettibile a intense interazioni tra onda e flusso medio, le anomalie di freddo nella regione del cappuccio polare si intensificano fino al livello dei 100 hPa e il vortice polare stratosferico è insolitamente forte. Nell’NH, l’ozono totale della colonna tende ad essere inferiore alla norma, anche nella fascia di latitudine 40°–60°N, dove la tropopausa è elevata in associazione con il calore anomalo della troposfera e lo shear anticiclonico del flusso zonale al livello della tropopausa.

Nel flusso zonalmente simmetrico perturbato, si evidenzia un distintivo modello di perturbazioni delle onde stazionarie troposferiche. La polarità di indice alto dell’AO è caratterizzata da calore anomalo su gran parte del Nord America e dell’Eurasia a nord del 40°N alla superficie terrestre. Le anomalie più forti sono osservate sulla Russia. Una macchia calda analoga, ma molto più piccola, copre la penisola antartica in associazione con la polarità di indice alto del modo annulare SH.

La firma dei modi annulari non è limitata alle extratropici. La loro polarità di indice alto è caratterizzata anche da un modello di anomalie di temperatura positive osservate vicino all’equatore al livello dei 100 hPa, suggerendo un abbassamento della tropopausa tropicale. Questa polarità è inoltre associata ad anomalie dei venti di superficie orientali che si estendono in profondità nei subtropici. La figura 13 documenta ulteriormente questa relazione. Nello stato di indice alto, i venti alisei sono rafforzati in tutti i bacini oceanici. In linea con il modello della pressione al livello del mare mostrato nella figura 1, l’AO mostra una firma particolarmente forte sull’Atlantico subtropicale del Nord.

In coerenza con diagnostiche più complete dei flussi di momento basate sia sul modo annulare dell’emisfero sud (SH) osservato sia su simulazioni numeriche del modo annulare con condizioni al contorno inferiori zonalmente uniformi e con una realistica geometria terra-mare dell’SH, si può dedurre dalle Figure 7 e 9 che le perturbazioni nel vento zonale medio zonalmente sopra lo strato limite planetario nel modo annulare SH devono essere mantenute da flussi anomali di momento zonale. Lo stesso vale evidentemente per l’AO. La forte corrispondenza tra i rami ascendenti e discendenti delle circolazioni meridionali medie e le fasce di latitudine anomale fredda e calda suggerisce che queste circolazioni possono essere strumentali nel mantenere le anomalie di temperatura associate.

Sopra il livello della tropopausa, le circolazioni meridionali medie nella rianalisi NCEP–NCAR non mostrano un modello coerente. Tuttavia, le anomalie positive di temperatura alla tropopausa tropicale e le anomalie negative nella stratosfera polare indicano un indebolimento complessivo della circolazione meridionale media Lagrangiana guidata dalle onde, da equatore a polo, nella stratosfera.

Abbiamo presentato prove circostanziali nella Figura 11 sull’effetto dell’advezione orizzontale della temperatura da parte della componente zonale del flusso nella bassa troposfera, che gioca un ruolo importante nell’instaurare il modello di onda stazionaria associato all’AO. In modo simile, sembra plausibile che i venti occidentali anomalamente forti possano mantenere le temperature superficiali dell’aria sopra la norma osservate sulla penisola antartica in associazione con la polarità positiva del modo annulare SH. Se la convergenza dei flussi di calore eddico da parte delle onde barocliniche contribuisca anche al calore dell’Eurasia durante la polarità positiva dell’AO, come suggerito da Rogers e Thompson (1995), rimane da vedere. Tuttavia, un’analisi preliminare di J. W. Hurrell (1998, comunicazione personale) indica che i flussi eddici transienti agiscono per smorzare piuttosto che mantenere il modello di onda stazionaria nel campo della temperatura della bassa troposfera, in linea con il loro ruolo in relazione alle anomalie correlate al bloccaggio e alle onde stazionarie medie climatologiche.

Un’analisi quantitativa dei processi che generano le caratteristiche variabili zonalmente nei modi annulari richiederà esperimenti numerici con un modello di onda stazionaria baroclina linearizzata. Questo approccio è stato utilizzato da Ting et al. (1996) per studiare la risposta delle onde stazionarie ai modelli di variabilità del flusso zonale medio a 500-hPa nell’emisfero nord (NH) durante l’inverno. Come documentato in Wallace et al. (2000), il modo principale di variabilità identificato da Ting et al. (1996) assomiglia notevolmente all’AO.

La forte somiglianza tra le strutture meridionali dei modi annulari dell’NH e dell’SH, nonostante le marcate differenze nelle distribuzioni terra-mare e nelle climatologie delle onde stazionarie dei due emisferi, conferma la robustezza delle loro numerose caratteristiche comuni. Tra le distinzioni più notevoli c’è la stagionalità: l’AO è correlato con la circolazione stratosferica dell’NH per una stagione di 3-4 mesi di metà inverno, mentre il modo SH è correlato con la circolazione stratosferica solo durante un intervallo di 6-8 settimane a novembre, ben entrato nella primavera australe. Questi sono i periodi in cui le interazioni onda-flusso medio nella bassa stratosfera dei rispettivi emisferi sono attive e le temperature stratosferiche sopra le regioni del cappuccio polare sono suscettibili a riscaldamenti episodici.

Le fluttuazioni dell’AO durante l’inverno sono strettamente collegate ai riscaldamenti improvvisi, che iniziano vicino al livello dei 10 hPa e si propagano verso il basso nella bassa stratosfera e nella troposfera nel corso di settimane. Le fluttuazioni del modo annulare SH durante novembre sono legate alle differenze annuali nei tempi dei riscaldamenti primaverili che segnalano il crollo del vortice polare invernale.

A causa della durata più breve della stagione attiva nell’SH, che copre solo un mese attivo all’anno (rispetto ai tre nell’NH), le statistiche relative al modo annulare SH sono soggette a una maggiore variabilità di campionamento. Le incertezze sono aggravate dalle preoccupazioni riguardo l’adeguatezza della rianalisi NCEP–NCAR nelle alte latitudini dell’SH. Tuttavia, la struttura tridimensionale del modo annulare SH appare quasi altrettanto coerente spazialmente e non meno dinamicamente consistente di quella dell’AO.

La pervasività dei modi annulari nei modelli semplici a due strati, simulazioni numeriche multistrato con condizioni al contorno zonalmente simmetriche, e nei modelli di circolazione generale con geometria terra-mare realistica, testimonia la semplicità e robustezza del processo di selezione dinamica a cui devono la loro esistenza. Rimanderemo le speculazioni su quale possa essere questo processo fino alla sezione finale della Parte II (Thompson et al. 2000), dopo aver mostrato che le tendenze climatiche osservate negli ultimi 30 anni durante la stagione attiva della stratosfera presentano una notevole somiglianza con la struttura dei modi annulari.

https://journals.ametsoc.org/view/journals/clim/13/5/1520-0442_2000_013_1000_amitec_2.0.co_2.xml