Modulazione dei Fiumi Atmosferici dal Vortice Polare Stratosferico Artico
Abstract: La variabilità nella frequenza dei fiumi atmosferici (AR) può innescare estremi idrometeorologici con vasti impatti sociali. Per mitigare gli effetti dell’aumento o della diminuzione della frequenza degli AR, è necessario un preavviso di settimane o mesi. Un importante motore della variabilità climatica sub-stagionale a stagionale nelle medie latitudini dell’emisfero settentrionale invernale è il vortice polare stratosferico. In questo studio, quantifichiamo la frequenza, il punto di impatto a terra, la genesi e la terminazione degli AR in funzione della forza del vortice polare stratosferico inferiore. Riscontriamo notevoli differenze tra gli stati di vortice deboli e forti, consistenti con uno spostamento latitudinale del getto azionato dagli eddy, con le differenze più marcate sulle Isole Britanniche, in Scandinavia e in Iberia. Differenze significative si osservano anche per il Pacifico Nord-Occidentale dell’America del Nord. La maggior parte della modulazione stagionale delle precipitazioni in Europa da parte dello strato stratosferico è spiegata dalla modulazione degli AR. I nostri risultati forniscono statistiche potenzialmente utili per previsioni a lungo termine, evidenziando l’importanza degli AR nel determinare la risposta delle precipitazioni agli stati anomali del vortice.
Riassunto in Linguaggio Semplice: Le bande strette di trasporto intenso di vapore acqueo nell’atmosfera, note come fiumi atmosferici (AR), possono portare piogge estreme in alcune parti del mondo, mentre la loro assenza può provocare siccità. È quindi fondamentale comprendere quali aspetti del clima influenzino la loro presenza. Durante l’inverno nell’emisfero settentrionale, uno degli elementi chiave che influenzano i modelli climatici è la forza dei venti a 10–50 km sopra l’Artico: il vortice polare stratosferico. Questi venti possono rimanere in stati insolitamente deboli o forti per settimane o mesi, influenzando i tipi di modelli climatici che viviamo. Analizziamo i cambiamenti negli AR a seconda se il vortice sia debole o forte. Troviamo grandi differenze principalmente in Europa, ma anche in alcune parti del Nord America. Scopriamo anche che gli AR sono cruciali per causare cambiamenti nelle precipitazioni a seconda della forza del vortice polare. Questi risultati possono aiutare a pianificare gli impatti della variabilità degli AR con diverse settimane di anticipo, dato che il vortice polare solitamente rimane debole o forte per parecchie settimane.
1. Introduzione: I fiumi atmosferici (AR) sono strutture filamentose caratterizzate da intenso trasporto orizzontale di vapore acqueo, generalmente posizionati davanti ai fronti freddi dei cicloni di medie latitudini (Ralph et al., 2018; Zhu & Newell, 1994). Contribuiscono a oltre il 90% del trasporto di umidità meridionale attraverso le medie latitudini (Nash et al., 2018; Zhu & Newell, 1998) e svolgono un ruolo dominante nell’idroclima di molte aree del mondo. Gli AR che raggiungono la terraferma possono causare precipitazioni estreme e inondazioni, specialmente lungo le coste montuose occidentali del Nord America e dell’Europa, dovute sia all’innalzamento orografico che all’ascensione dinamica all’interno dell’AR (Corringham et al., 2019; Jennrich et al., 2020; Lavers & Villarini, 2013; Lavers et al., 2011, 2012; Rutz et al., 2014; Waliser & Guan, 2017). Ulteriori impatti degli AR che raggiungono la terra includono forti venti e insolita ondata di calore (Waliser & Guan, 2017), mentre una mancanza di AR può portare a periodi di siccità (Dettinger, 2013; Paltan et al., 2017).
Un numero sproporzionato di AR è associato a estremi climatici (fino al 50% degli eventi più intensi di precipitazione e vento nelle medie latitudini; Waliser & Guan, 2017), evidenziando la loro diretta rilevanza per impatti sociali significativi, a differenza di fenomeni correlati come i cicloni extratropicali. Anche se il termine “fiume” non è una novità (Newell et al., 1992), gli AR hanno ricevuto maggiore attenzione negli ultimi anni (Ralph et al., 2017), in parte a causa della loro popolarità nei media e nella scienza interdisciplinare (Ralph et al., 2020), e per la loro associazione con piogge estreme in un clima più caldo (Mahoney et al., 2018). Gli impatti diversi associati alla variabilità degli AR richiedono un adeguato preavviso per consentire una preparazione adeguata, il che può richiedere informazioni probabilistiche almeno diverse settimane prima (White et al., 2017, 2022), dove generalmente la capacità di previsione è bassa. Le caratteristiche degli AR, come frequenza, genesi e probabilità di raggiungimento della terraferma, sono influenzate da grandi modelli di variabilità climatica, che possono anche influenzare la capacità di previsione degli AR (DeFlorio et al., 2018, 2019) o essere utilizzati per produrre previsioni degli AR. Questi modelli di variabilità includono l’Oscillazione El Niño-Southern (H. Huang et al., 2021; Mundhenk et al., 2016; Payne & Magnusdottir, 2014; Zhou et al., 2021), l’Oscillazione Quasi-Biennale stratosferica (Baggett et al., 2017; Mundhenk et al., 2018), l’Oscillazione di Madden-Julian (Baggett et al., 2017; Guan & Waliser, 2015; Guan et al., 2012; Toride & Hakim, 2021; Zhou et al., 2021), il pattern Pacifico-Nord Americano (Guan & Waliser, 2015; Toride & Hakim, 2021), le Oscillazioni Artico/Nord Atlantico (AO/NAO) (Benedict et al., 2019; Guan & Waliser, 2015) e i regimi meteorologici regionali (Amini & Straus, 2019; Pasquier et al., 2019; Pohl et al., 2021).
Tuttavia, per quanto ci risulta, l’effetto del vortice polare stratosferico artico sui fiumi atmosferici (AR) non è stato ancora quantificato, nonostante la sua importanza nella variabilità e prevedibilità del clima sub-stagionale a stagionale (S2S) delle medie latitudini (Domeisen & Butler, 2020; Domeisen et al., 2020). La variabilità nella forza del vortice include eventi di vortice debole, noti come riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW; ad esempio, Baldwin et al., 2021; Charlton & Polvani, 2007) e eventi di vortice forte (ad esempio, Dunn-Sigouin & Shaw, 2015; Tripathi et al., 2015). Le anomalie del Northern Annular Mode (NAM) associate nella stratosfera inferiore, dove la scala temporale di riduzione è di circa 4 settimane (Baldwin et al., 2003; Simpson et al., 2011), possono persistere per almeno 2 mesi (Baldwin & Dunkerton, 2001). Ciò rende la stratosfera uno dei componenti più prevedibili dell’atmosfera extratropicale (Son et al., 2020) e può fornire una condizione di confine per le previsioni S2S (Charlton-Perez et al., 2021).
Gli impatti troposferici della variabilità nella forza del vortice stratosferico includono spostamenti medi temporali nella latitudine dei getti guidati dagli eddy e delle traiettorie delle tempeste di medie latitudini (Kidston et al., 2015; Kushner & Polvani, 2004; Maycock et al., 2020), cambiamenti nella distribuzione e persistenza dell’AO/NAO concomitanti con l’anomalia NAM stratosferica (Ambaum & Hoskins, 2002; Baldwin & Dunkerton, 2001; Domeisen, 2019; Thompson et al., 2002), e modulazione dei regimi di flusso ricorrenti (Beerli & Grams, 2019; Charlton-Perez et al., 2018; Goss et al., 2021; Lee et al., 2019). Tali anomalie troposferiche che seguono l’insorgenza di stati anomali del vortice sono associate a modelli distinti, e spesso estremi, di temperatura e precipitazione nelle latitudini medie-alte (ad esempio, Douville, 2009; Goss et al., 2021; J. Huang et al., 2021; Knight et al., 2017; Kolstad et al., 2010; Zhang et al., 2022). La persistenza delle anomalie stratosferiche e la solida risposta troposferica media possono quindi offrire “finestre di opportunità” per previsioni estese azionabili (Mariotti et al., 2020), che potrebbero essere estese per includere gli AR.
Nel presente studio, quantifichiamo i cambiamenti nella frequenza, nel landfall, nella genesi e nelle caratteristiche di declino degli AR nell’emisfero settentrionale in base alla forza del vortice stratosferico inferiore. I nostri risultati forniscono una base per migliorare le previsioni a lungo termine degli AR e una migliore preparazione agli impatti derivanti dalla variabilità degli AR.
2. Dati e Metodi: Abbiamo utilizzato dati con una risoluzione di 0.5 × 0.625° rilevati ogni 6 ore dall’analisi retrospettiva per la ricerca e le applicazioni dell’era moderna versione 2 (MERRA-2) della NASA (Gelaro et al., 2017), considerando tutti i giorni da dicembre a marzo (DJFM) dal 1 dicembre 1980 al 31 marzo 2020 (escludendo il 29 febbraio). Abbiamo anche ripetuto l’analisi utilizzando dati ERA-Interim di 1.5° (Dee et al., 2011), riscontrando differenze trascurabili (non mostrate). Abbiamo scelto DJFM poiché presenta la più grande variabilità nella forza del vortice (ad esempio, Baldwin et al., 2003). Gli AR sono rilevati ogni 6 ore utilizzando l’algoritmo e il set di dati basati su MERRA-2 di Guan e Waliser (2019). I criteri di rilevazione degli AR coerenti a livello globale utilizzati in questo algoritmo facilitano il confronto tra diverse regioni. Poiché la scelta del set di dati AR può essere una notevole fonte di incertezza (ad esempio, Collow et al., 2022; Lora et al., 2020), abbiamo anche ripetuto analisi chiave utilizzando il contributo “Mundhenk v3” (Mundhenk et al., 2016) al Tier 1 del progetto di confronto intermetodologico sul tracciamento dei fiumi atmosferici (ARTMIP) (Rutz et al., 2019; Shields et al., 2018). Il catalogo Mundhenk è stato scelto per il confronto poiché si basa su una soglia percentile globale, a differenza dei percentili per punto-griglia utilizzati dall’algoritmo di Guan e Waliser (vedi anche Ralph et al., 2019). Inoltre, è tra i più vicini alla mediana del Tier 1 dell’ARTMIP (Rutz et al., 2019) e quindi lo consideriamo rappresentativo per confrontare i risultati basati su Guan e Waliser con un ensemble di metodi multipli.
Per diagnosticare la forza del vortice stratosferico inferiore, iniziamo calcolando la deviazione dei venti zonali medi giornalieri a 100 hPa a 60°N (U100) da una climatologia giornaliera media centrata su 15 giorni durante DJFM 1981-2020. Successivamente, classifichiamo il terzile superiore di queste anomalie (>2,4 m/s) come “vortice forte”, il terzile medio come “vortice neutrale” e il terzile inferiore (<-2,7 m/s) come “vortice debole”, seguendo Charlton-Perez et al. (2018). La classificazione giornaliera dello stato del vortice è illustrata nella Figura S1 nelle Informazioni Supplementari S1, dove è anche evidente la caratteristica lunga persistenza degli stati di vortice debole e forte. Poiché le anomalie medie della circolazione troposferica durante le condizioni di vortice neutro sono minime (Figura S2 nelle Informazioni Supplementari S1), ci concentriamo la nostra analisi sugli stati di vortice debole e forte.
La significatività statistica è valutata al livello di confidenza del 95%. Utilizziamo una forma di block-bootstrapping per verificare se i risultati sono probabilmente il risultato di un campionamento strutturato casuale dovuto alla grande autocorrelazione degli stati del vortice stratosferico. Campioniamo casualmente la popolazione dei giorni DJFM 10.000 volte mantenendo la stessa struttura osservata durante ciascuno stato del vortice, preservando il giorno e il mese del calendario di ogni giorno all’interno di ciascuna stagione classificata in ciascun terzile e poi mescolando gli anni. Il campione osservato è considerato statisticamente significativo se si trova al di fuori dei percentili 2,5° e 97,5° della distribuzione sintetica. Nella regressione a scala stagionale, le singole stagioni sono considerate indipendenti e viene eseguito un semplice bootstrap con sostituzione contro l’ipotesi nulla di pendenza zero. In questo caso, i risultati sono considerati significativi se lo zero si trova al di fuori dei percentili 2,5°-97,5° delle pendenze ri-campionate. Nelle mappe spaziali, teniamo conto dei test multipli applicando la correzione del Tasso di Scoperta Falsa (FDR) seguendo Wilks (2016), impostando αFDR = 0,1.
3. Frequenza dei Fiumi Atmosferici (AR):
Prima di tutto, analizziamo la frequenza dei fiumi atmosferici (AR) a livello di punto griglia, definita come il tempo medio in cui ciascun punto griglia si trova all’interno del perimetro di un AR. Data l’attenzione alla variabilità sub-stagionale, abbiamo convertito i risultati in equivalenti di “giorni per 4 settimane” (ad esempio, un valore di 1 indica che un punto griglia è contenuto all’interno di un AR per una media di quattro intervalli di tempo di 6 ore, non necessariamente consecutivi, in 28 giorni, ovvero il 3,6%). La Figura 1a mostra la frequenza climatologica degli AR per DJFM dal 1981 al 2020. Il contorno rosa delimita le regioni dove la frequenza supera i 3 giorni per 4 settimane, il numero intero di giorni più grande che interseca le coste occidentali del Nord America e dell’Europa. In media, le condizioni di AR sono frequenti lungo quasi tutta la costa occidentale del Nord America, da nord della California fino all’Alaska, mentre in Europa solo le Isole Britanniche sperimentano AR frequenti (principalmente a causa della costa europea comparativamente irregolare), in linea con studi precedenti (ad esempio, Guan & Waliser, 2015; Lavers et al., 2012; Neiman et al., 2008). Gli AR sono comuni anche lungo la costa orientale del Nord America e nelle vicinanze del Golfo Persico.
Successivamente, calcoliamo la frequenza media degli AR durante le condizioni di vortice debole (Figura 1b) e di vortice forte (Figura 1c), insieme alle rispettive variazioni percentuali dalla climatologia (Figure 1e e 1f). Le differenze più notevoli si trovano nell’Atlantico, dove la risposta troposferica agli stati anomali del vortice è massimizzata attraverso la NAO (Hitchcock & Simpson, 2014), ma ci sono anche differenze nel settore Pacifico-Nord America, in linea con la modulazione dell’AO/NAM.
Quando il vortice è debole (Figure 1b e 1e), gli AR tendono ad essere spostati verso l’equatore rispetto alla climatologia. Nell’Atlantico, la zona di maggiore frequenza degli AR atlantici (>3 giorni per 4 settimane) mostra meno inclinazione meridionale rispetto alla climatologia, estendendosi approssimativamente lungo 30-35°N dalla Florida all’Iberia, con un picco nella regione subtropicale centrale dell’Atlantico a sud-ovest delle Azzorre. Questa distribuzione è coerente con la struttura del regime del getto azionato dagli eddy “sud” (Woollings et al., 2010), che è favorito a seguito di SSW (Goss et al., 2021; Maycock et al., 2020).
Durante un vortice debole, i fiumi atmosferici (AR) sono insolitamente comuni nel Mediterraneo, risultando il 50% più frequenti del normale nel sud dell’Iberia, con un picco in Turchia che supera i 3 giorni per 4 settimane. Questo è in linea con l’incremento delle precipitazioni e il calore anomalo nel Mediterraneo a seguito di riscaldamenti stratosferici improvvisi (SSW) (Ayarzagüena et al., 2018; Domeisen & Butler, 2020; Monnin et al., 2021). Gli AR sono molto meno probabili sulle Isole Britanniche e in Scandinavia, dove le anomalie raggiungono il picco a -50% (Figura 1e). Abbiamo anche riscontrato una riduzione nella frequenza degli AR vicino e a ovest della Columbia Britannica di circa il 20% durante un vortice debole, coerente con le anomalie medie dei venti zonali orientali in questa regione a seguito degli SSW (Afargan-Gerstman & Domeisen, 2020).
Invece, durante le condizioni di vortice forte (Figure 1c e 1f), gli AR sono mediamente spostati verso i poli rispetto alla climatologia. La zona di più alta frequenza degli AR nell’Atlantico mostra un’inclinazione meridionale marcata, estendendosi approssimativamente dalle Caroline attraverso le Isole Britanniche fino alla Scandinavia, con un aumento dell’estensione zonale. Ciò è in linea con la struttura del regime del getto “settentrionale” (Woollings et al., 2010), che è favorito durante gli eventi di vortice forte (Goss et al., 2021). La combinazione dello spostamento polare e dell’aumento dell’estensione zonale porta ad anomalie fino al 70% in Scandinavia (Figura 1f), in accordo con la tendenza degli AR ad occorrere più frequentemente in questa regione durante la NAO positiva (Benedict et al., 2019). La massima frequenza di AR, superiore a 4,5 giorni per 4 settimane, la più elevata in tutto l’emisfero settentrionale, si estende attraverso l’Irlanda e il nord del Regno Unito, rappresentando la frequenza più alta di condizioni AR su terra in qualsiasi stato di vortice o situazione climatica. Questo è in accordo con le diffuse inondazioni nel Regno Unito durante gli inverni di vortice forte (Davies et al., 2021; Knight et al., 2017). Allo stesso tempo, gli AR diventano molto rari in Iberia e nel Mediterraneo durante le condizioni di vortice forte: le anomalie raggiungono fino a -60%, portando a una frequenza media inferiore a 1 giorno per 4 settimane nel sud dell’Iberia e in Marocco, in linea con l’insorgenza di siccità durante gli inverni di vortice forte come nel 2019/2020 (Lawrence et al., 2020; NOAA, 2020) e nel 2021/2022 (NOAA, 2022). Infine, osserviamo un incremento del 10%-20% nella frequenza degli AR sulla Columbia Britannica, con una maggiore penetrazione nell’entroterra.
Risultati simili alla frequenza dei punti griglia si ottengono analizzando la latitudine modale degli assi dei fiumi atmosferici (AR) (Figura 1d), dove l’asse è definito principalmente dal trasporto di vapore integrato massimo lungo l’AR (vedi Guan e Waliser, 2015) e può quindi essere interpretato in modo simile a una tracciatura di ciclone. Gli assi modali sono ben separati nell’Atlantico Nord-orientale. Quando il vortice è forte, gli assi degli AR intersecano tipicamente la Scozia occidentale fino al sud della Norvegia con un’inclinazione marcata verso il polo. Invece, quando il vortice è debole, gli assi degli AR intersecano solitamente l’Iberia con meno inclinazione. Lungo la costa occidentale del Nord America, la separazione raggiunge circa 7°, corrispondendo a uno spostamento dalla California settentrionale, quando il vortice è debole, a Washington, quando il vortice è forte. Questo è simile alle traiettorie medie dei cicloni dopo eventi di vortice debole e forte (Baldwin & Dunkerton, 2001), ma più a sud.
Per meglio illuminare la struttura meridionale delle differenze di frequenza, presentiamo sezioni trasversali latitudinali della frequenza degli AR nella Figura 2, per l’Atlantico orientale e il Pacifico orientale. Nell’Atlantico (Figura 2a), durante le condizioni di vortice forte, troviamo una struttura a doppio picco (vicino a 20 e 55°N, con un minimo locale vicino a 30°N) coerente con i getti subtropicali e azionati dagli eddy ben distinti durante il regime del getto settentrionale (Woollings et al., 2010). Invece, durante le condizioni di vortice debole, la frequenza degli AR raggiunge il picco vicino a 35°N, e la distribuzione complessiva è molto più ampia. Le deviazioni dalla climatologia durante le condizioni di vortice debole e forte sono approssimativamente uguali e opposte. Questo effetto porta gli AR a rimanere relativamente comuni vicino al loro picco climatologico a circa 50°N quando il vortice è debole, mentre diventano molto meno frequenti vicino a 35°N quando il vortice è forte (cioè, vicino al sud dell’Iberia). Il picco più grande e stretto durante le condizioni di vortice forte suggerisce una traiettoria degli AR più limitata meridionalmente, in accordo con il comportamento di un getto rinforzato zonalmente (Woollings et al., 2018) tipico della NAO positiva.
Per il Pacifico (Figura 2b), solo le anomalie a nord dei 40°N sono significative durante entrambi gli stati di vortice debole e forte. Sono molto più piccole rispetto all’Atlantico, sebbene sufficienti a spostare la frequenza di picco da circa 35°N quando il vortice è debole a circa 50°N quando il vortice è forte, in linea con le latitudini degli assi modali nella Figura 1d. Come nel caso dell’Atlantico, le deviazioni dalla climatologia sono approssimativamente uguali e opposte per entrambi gli stati di vortice.
Un’analisi equivalente utilizzando il catalogo AR di Mundhenk può essere trovata nelle Figure S3 e S4 nelle Informazioni di Supporto S1. Sebbene ci siano alcune piccole differenze, principalmente a causa delle differenze nella frequenza climatologica degli AR (vedi anche Rutz et al., 2019), i risultati principali ottenuti utilizzando il catalogo di Guan e Waliser rimangono invariati. Possiamo quindi essere sicuri che le nostre conclusioni principali siano probabilmente robuste rispetto alla scelta dell’algoritmo di rilevamento degli AR.
Figura 2: Sezioni trasversali medie zonali della frequenza media del fiume atmosferico durante le condizioni di vortice forte (blu) e debole (rosso) per (a) l’Atlantico Nord-orientale, 330–360°E e (b) il Pacifico Nord-orientale, 220–240°E. Le linee spesse indicano che la media è significativamente diversa da quella ottenuta tramite campionamento casuale (vedere la Sezione 2 per i dettagli).
La Figura 1 fornisce un’analisi dettagliata della frequenza e della posizione dei Fiumi Atmosferici (AR) in base alla forza del vortice polare stratosferico durante i mesi invernali. Ecco un’interpretazione più approfondita di ciascun pannello:
- Pannello (a) – Climatologia DJFM: Questo pannello mostra la distribuzione generale e la frequenza degli AR durante i mesi invernali (DJFM), con le zone più scure che indicano una maggiore frequenza di AR. Il contorno rosa evidenzia le aree dove gli AR si verificano per almeno 3 giorni ogni 4 settimane. Si può notare che le coste occidentali dei continenti, specialmente l’Europa e il Nord America, sono aree di frequente attività degli AR.
- Pannello (b) – Media con vortice debole: Qui vediamo come la frequenza degli AR cambia quando il vortice polare è in uno stato debole. Le regioni in blu scuro mostrano un aumento della frequenza degli AR rispetto alla climatologia, il che potrebbe indicare condizioni più umide o più tempeste in quelle regioni durante un vortice debole.
- Pannello (c) – Media con vortice forte: Al contrario del pannello (b), questo mostra la frequenza degli AR quando il vortice polare è forte. Le regioni in blu scuro qui indicano dove gli AR sono più frequenti durante un vortice forte, suggerendo che potrebbero esserci condizioni più umide o più tempeste in queste aree in tali periodi.
- Pannello (d) – Latitudini modali degli assi degli AR: Il pannello dà una visione di dove si trovano tipicamente gli assi degli AR (i percorsi lungo i quali si estendono gli AR) durante stati di vortice deboli e forti. Le linee rosse e blu mostrano la differenza tra le traiettorie medie degli AR nei due stati del vortice, mentre la linea tratteggiata viola rappresenta la climatologia media. Questo pannello suggerisce che gli AR possono seguire traiettorie diverse in base alla forza del vortice.
- Pannello (e) – Anomalia con vortice debole: Questo pannello illustra quanto la frequenza degli AR devii dalla norma (climatologia) durante i periodi di vortice debole. Le aree con puntinatura indicano dove le differenze sono statisticamente significative. Aree più scure o più chiare indicano un aumento o una diminuzione significativa degli AR rispetto al normale.
- Pannello (f) – Anomalia con vortice forte: Come il pannello (e), ma per le condizioni di vortice forte. Anche qui, le aree con puntinatura indicano differenze statisticamente significative, con tonalità più scure o più chiare che rappresentano un aumento o una diminuzione della frequenza degli AR rispetto alla climatologia.
In conclusione, la Figura 1 evidenzia che la forza del vortice polare stratosferico ha un’influenza significativa sulla frequenza e sulla traiettoria dei Fiumi Atmosferici, con impatti potenzialmente importanti sulle condizioni meteorologiche e climatiche delle regioni coinvolte.
La Figura 2 mostra la frequenza media dei Fiumi Atmosferici (AR) in relazione alla latitudine durante i periodi di vortice forte e debole per due specifiche zone longitudinali: l’Atlantico Nord orientale e il Pacifico Nord orientale. Qui, la frequenza degli AR è espressa in numero di giorni per 4 settimane in cui si verifica un AR.
Analizziamo i dettagli dei pannelli:
- Pannello (a) – Atlantico Nord orientale (330–360°E):
- La linea rossa mostra la frequenza media degli AR durante i periodi in cui il vortice polare è debole. Qui, si nota un picco significativo intorno ai 35°N, il che suggerisce che gli AR sono più frequenti in questa latitudine quando il vortice è debole.
- La linea blu rappresenta la frequenza media degli AR durante i periodi di vortice forte, con un picco distinto intorno ai 55°N-60°N, indicando che gli AR sono più frequenti a latitudini più elevate quando il vortice è forte.
- La linea nera mostra la media climatologica della frequenza degli AR, servendo come riferimento per confrontare le condizioni di vortice forte e debole.
- Pannello (b) – Pacifico Nord orientale (220–240°E):
- Anche in questo pannello, la linea rossa mostra un picco per il vortice debole, ma la differenza di frequenza tra vortice debole e forte è meno marcata rispetto all’Atlantico Nord orientale.
- La linea blu, che rappresenta il vortice forte, mostra una frequenza degli AR che aumenta con la latitudine, con un picco più vicino ai 50°N.
Le linee più spesse in entrambi i pannelli indicano che la differenza nella frequenza degli AR rispetto a un campionamento casuale è statisticamente significativa, il che significa che il modello mostrato non è dovuto al caso ma è probabilmente influenzato dalla forza del vortice polare.
In sintesi, la Figura 2 illustra come gli AR siano più propensi a verificarsi a latitudini diverse in base alla forza del vortice polare. Durante i vortici deboli, gli AR tendono a verificarsi a latitudini più basse, mentre durante i vortici forti, si spostano verso latitudini più alte. Questo può avere implicazioni significative per le condizioni meteorologiche nelle regioni interessate, poiché la posizione e la frequenza degli AR influenzano direttamente le precipitazioni e i fenomeni meteorologici correlati.
La Figura 3 è un grafico a barre che illustra la proporzione di landfall dei Fiumi Atmosferici (AR) in varie regioni geografiche durante differenti stati del vortice polare stratosferico: debole, neutro e forte. Il termine “landfall” qui si riferisce al momento in cui un AR tocca terra in una specifica regione.
Ecco un’interpretazione dettagliata delle caratteristiche del grafico:
- Le barre rosse indicano la proporzione di landfall degli AR quando il vortice polare è in uno stato debole.
- Le barre grigie corrispondono alla proporzione di landfall durante uno stato del vortice neutro.
- Le barre blu rappresentano la proporzione di landfall durante uno stato del vortice forte.
Il grafico è suddiviso in sei categorie lungo l’asse orizzontale, rappresentanti le seguenti regioni:
- Isole Britanniche
- Scandinavia
- Iberia
- Groenlandia
- California settentrionale
- Columbia Britannica
Ogni gruppo di tre barre (rosso, grigio, blu) corrisponde a una di queste regioni e mostra la distribuzione percentuale dei landfall degli AR in base alla forza del vortice.
La puntinatura sulle barre indica che la proporzione di landfall in quella regione e stato del vortice è statisticamente significativa e non attribuibile al caso (in base ai dettagli forniti nella Sezione 2 del documento di accompagnamento).
Dall’interpretazione del grafico possiamo concludere che:
- Isole Britanniche e Scandinavia: Presentano una maggior percentuale di landfall di AR durante i periodi di vortice forte, suggerendo che queste regioni possono aspettarsi più AR quando il vortice stratosferico è forte.
- Iberia: Mostra un pattern opposto, con una percentuale maggiore di landfall di AR durante periodi di vortice debole.
- Groenlandia: Ha una distribuzione più uniforme tra i tre stati del vortice, con una leggera prevalenza di landfall di AR durante il vortice debole.
- California settentrionale e Columbia Britannica: Mostrano un contrasto tra le proporzioni di landfall nei tre stati del vortice, suggerendo risposte diverse di AR alla forza del vortice in queste due regioni.
In generale, il grafico evidenzia come la forza del vortice polare stratosferico possa avere un effetto significativo sulla probabilità che un AR raggiunga terra in specifiche regioni, influenzando così le precipitazioni e potenzialmente il clima di quelle aree.
4. Landfall dei Fiumi Atmosferici (AR):
Successivamente, valutiamo la proporzione di landfall degli AR che si verificano durante ciascuno stato del vortice per sei regioni chiave, scelte in base all’analisi spaziale precedente: le Isole Britanniche, la Scandinavia, l’Iberia, la Groenlandia, il nord della California e la Columbia Britannica (una mappa di queste regioni è mostrata nella Figura S5 nelle Informazioni Supplementari S1). Il landfall degli AR è definito per gli AR che si spostano dai grandi oceani alle grandi masse terrestri, seguendo Guan e Waliser (2015). Si noti che il landfall può essere definito per tutti i momenti in cui lo stesso AR interseca la linea costiera, purché il trasporto medio integrato di vapore sia diretto verso la terraferma e la lunghezza residua dell’AR sull’oceano sia superiore a 1.000 km.
Come mostrato nella Figura 3, quasi il 50% dei landfall degli AR in Scandinavia e nelle Isole Britanniche avviene quando il vortice è forte, quasi l’opposto dei landfall in Iberia dove quasi il 50% si verifica quando il vortice è debole. Solo circa il 15%-17% dei landfall degli AR in Scandinavia avviene durante un vortice debole e in Iberia durante un vortice forte. Questo evidenzia un’importante asimmetria nella climatologia, con significative conseguenze per gli impatti delle anomalie di precipitazione: per circa un terzo del tempo, e spesso per periodi prolungati a causa della lunga durata degli eventi stratosferici, i landfall degli AR sono molto più o molto meno comuni della media, a seconda dello stato del vortice. La differenza tra gli stati di vortice forte e debole è più marcata per la Scandinavia, probabilmente a causa dell’effetto combinato dello spostamento latitudinale, dell’aumento dell’estensione zonale e della distribuzione più concentrata degli AR quando il vortice è forte. Come suggerito dalle Figure 1e e 1f, vi sono anche cambiamenti nella probabilità di landfall degli AR sulla Groenlandia, dove influenzano significativamente il bilancio di massa del ghiacciaio (Mattingly et al., 2018), con una notevole riduzione quando il vortice è forte e un leggero aumento quando è debole.
Le differenze tra la proporzione di landfall degli AR che si verificano durante ciascuno stato del vortice per la California settentrionale e la Columbia Britannica sono quasi perfettamente opposte per le due regioni. Tuttavia, i cambiamenti generali sono più moderati rispetto alle regioni nel settore Atlantico (in linea con la Figura 1).
5. Genesi e Decadimento dei Fiumi Atmosferici (AR): Adesso consideriamo i cambiamenti nella genesi e nel decadimento degli AR durante diversi stati del vortice (Figura 4) per comprendere meglio come la forza del vortice stratosferico influenzi le frequenze degli AR.
La genesi degli AR (Figure 4a–4c) avviene più frequentemente a ovest dell’Iberia e nel Mediterraneo quando il vortice è debole piuttosto che forte, in accordo con i due picchi distinti nella frequenza degli AR nel Mediterraneo durante gli stati di vortice debole (Figura 1b). La Figura 3 mostra la proporzione di landfall degli AR che si verificano durante condizioni di vortice debole (rosso), neutrale (grigio) e forte (blu) nelle aree coperte dalle Isole Britanniche (50–60°N, 0–10°O), Scandinavia (55–70°N, 4–20°E), Iberia (36–44°N, 1–10°O), Groenlandia (59–70°N, 25–58°O), California settentrionale (35–42°N, 125-120°O) e Columbia Britannica (49–60°N, 120–140°O). I puntini indicano che la proporzione è significativamente diversa da quella ottenuta tramite campionamento casuale (vedi Sezione 2 per i dettagli).
Questo indica che il picco orientale si verifica a causa di un aumento della genesi in situ, piuttosto che solo a causa di una maggiore propagazione verso est. Notiamo anche un aumento della genesi vicino alla punta meridionale della Groenlandia, coerente con la frequenza anomala elevata degli AR quando il vortice è debole (Figura 1e). Non si osservano indicazioni di cambiamenti nella genesi degli AR nel nord-est dell’Atlantico, nel Pacifico o nelle regioni subtropicali, dove la genesi degli AR è più comune (ad esempio, Guan & Waliser, 2019).
Le differenze nelle probabilità di decadimento degli AR tra gli stati di vortice debole e forte (Figure 4d–4f) sono generalmente maggiori rispetto alla genesi, ad eccezione del Mediterraneo e a ovest dell’Iberia dove sono simili. Il decadimento degli AR è molto più probabile sulle Isole Britanniche e in Scandinavia quando il vortice è forte. Poiché queste regioni non mostrano un aumento marcato nella genesi degli AR durante le condizioni di vortice forte, sia l’aumento della frequenza degli AR che il loro decadimento sono quasi interamente dovuti agli spostamenti delle tracce degli AR.
La forma del massimo nelle probabilità di decadimento sul nord-ovest dell’Europa durante le condizioni di vortice forte somiglia ai modelli di “blocco Scandinavo” e correlati (ad esempio, Beerli & Grams, 2019; Cassou, 2008; Lee et al., 2020) e a una regione di frequente rottura delle onde anticicloniche (Masato et al., 2012), suggerendo che il decadimento degli AR nel nord-ovest dell’Europa durante le condizioni di vortice forte potrebbe essere correlato a questi processi. Di conseguenza, gli AR potrebbero giocare un ruolo nella rappresentazione relativamente scarsa e dipendente dalla risoluzione della variabilità in questa regione nei modelli S2S (Büeler et al., 2021; Lee et al., 2020; Quinting & Vitart, 2019), dato che i modelli a bassa risoluzione potrebbero non risolvere completamente la natura filamentosa degli AR o gli effetti diabatici associati.
Troviamo anche una zona di aumento del decadimento degli AR nella Columbia Britannica durante le condizioni di vortice forte, coerente con l’aumento della frequenza e della penetrazione interna degli AR in questa regione. Insieme al massimo nel nord-ovest dell’Europa, queste regioni formano “cimiteri” di alta frequenza di decadimento degli AR durante le condizioni di vortice forte. Questo contrappone al pattern più diffuso durante le condizioni di vortice debole e suggerisce una minore variabilità delle tracce, in linea con un getto più coerente zonalmente.
La Figura 4 presenta una serie di mappe che illustrano la frequenza di genesi e decadimento dei Fiumi Atmosferici (AR) in relazione alla forza del vortice polare stratosferico. Ogni mappa fornisce informazioni su come la genesi e il decadimento degli AR variano tra condizioni di vortice forte e debole.
- Pannello (a) “Genesi: debole”: Mostra le regioni in cui gli AR tendono a formarsi più frequentemente quando il vortice è debole. Le aree più verdi indicano una maggiore frequenza di formazione di nuovi AR.
- Pannello (b) “Genesi: forte”: Mostra le regioni con una maggiore frequenza di genesi degli AR durante un vortice forte. Ancora una volta, le aree più verdi indicano una maggiore frequenza.
- Pannello (c) “Genesi: debole-forte”: Rappresenta la differenza nella frequenza di genesi degli AR tra i periodi di vortice debole e forte. Le aree in blu indicano dove la genesi degli AR è più frequente durante un vortice debole rispetto a un vortice forte; le aree in marrone indicano il contrario. La puntinatura suggerisce che queste differenze sono statisticamente significative.
- Pannello (d) “Decadimento: debole”: Mostra dove gli AR tendono a dissolversi o “decadere” più frequentemente durante i periodi di vortice debole. Le aree più rosse indicano una maggiore frequenza di decadimento degli AR.
- Pannello (e) “Decadimento: forte”: Analogamente al pannello (d), ma mostra le regioni con una maggiore frequenza di decadimento degli AR durante un vortice forte.
- Pannello (f) “Decadimento: debole-forte”: Illustra la differenza nella frequenza di decadimento degli AR tra i periodi di vortice debole e forte. Le tonalità di blu indicano dove il decadimento degli AR è più frequente durante un vortice debole; le tonalità di marrone indicano il contrario. La puntinatura, come nei pannelli precedenti, indica significatività statistica.
I valori sotto 0.25, che corrispondono a meno di 1 AR ogni 16 settimane, non sono mostrati per evitare di sovraccaricare le mappe con informazioni di minore rilevanza.
Questa figura mette in luce come il comportamento del vortice polare stratosferico possa influenzare significativamente dove e quando i Fiumi Atmosferici si formano e terminano. Queste informazioni sono cruciali per comprendere i modelli di precipitazione associati agli AR, che possono avere impatti significativi sulle condizioni meteorologiche e climatiche delle regioni interessate.
6. Contributo alla Modulazione delle Precipitazioni da Parte della Stratosfera: Valutiamo infine fino a che punto la modulazione stratosferica dei Fiumi Atmosferici (AR) contribuisca alla modulazione stratosferica delle precipitazioni su scala stagionale. Ci concentriamo sull’Europa, dove la correlazione su scala stagionale tra la forza del vortice e gli AR è la maggiore (vedi Figura S6 nelle Informazioni Supplementari S1).
Figura 4: Frequenza media della genesi dei Fiumi Atmosferici (AR) (espressa in termini di occorrenze per 4 settimane) durante (a) condizioni di vortice debole e (b) forte, (c) e la loro differenza. I pannelli (d–f) sono analoghi ai pannelli (a–c) ma per la frequenza di decadimento degli AR. Il puntinato nei pannelli (c e f) indica che la differenza è significativamente diversa da un campionamento casuale (vedi Sezione 2 per i dettagli). Valori inferiori a 0,25 (equivalenti a 1 AR ogni 16 settimane) non sono mostrati.
In primo luogo, regrediamo la media DJFM di U100 con la frequenza totale DJFM degli AR in ciascun punto griglia (Figura 5a) per quantificare la relazione su scala stagionale tra la forza del vortice e gli AR. Questo dà luogo a un modello di variabilità simile a quello mostrato nelle Figure 1e e 1f. Successivamente, regrediamo la frequenza totale DJFM degli AR in ciascun punto griglia con le precipitazioni totali DJFM (Figura 5b), per quantificare il contributo lineare degli AR alle precipitazioni stagionali totali. Moltiplichiamo poi queste due mappe di regressione insieme per stimare la variabilità nelle precipitazioni totali DJFM spiegata linearmente dalla forza del vortice tramite gli AR (Figura 5c). Questo può essere confrontato con la mappa di regressione della media DJFM di U100 con le precipitazioni totali DJFM (Figura 5d), con il residuo (Figure 5c e 5d) mostrato nella Figura 5e. Notiamo che le Figure 5c e 5d rispecchiano i modelli di variabilità delle precipitazioni associati alla variabilità del vortice stratosferico mostrati in studi precedenti (Büeler et al., 2020; Douville, 2009; Goss et al., 2021).
Il residuo è piccolo o insignificante nella maggior parte delle regioni, specialmente su Scandinavia, Scozia, Iberia e sud-est Europa, dove la relazione tra gli AR e le precipitazioni totali (Figura 5b), e tra la forza del vortice e le precipitazioni totali (Figura 5d), è più forte. Le uniche eccezioni notevoli sono sull’Atlantico vicino all’Islanda, a ovest della Francia e sul nord Italia; queste sono regioni dove gli AR contribuiscono relativamente poco alle precipitazioni e dove c’è una scarsa associazione tra la forza del vortice e gli AR. Pertanto, concludiamo che la maggior parte della variabilità stagionale delle precipitazioni in Europa spiegata da una correlazione lineare con la forza del vortice stratosferico inferiore avviene attraverso la modulazione della frequenza degli AR. Di conseguenza, gli AR giocano un ruolo principale nel determinare la risposta delle precipitazioni agli stati anomali del vortice.
La Figura 5 presenta un’analisi della relazione tra i Fiumi Atmosferici (AR), la velocità del vento a 100 hPa (U100) durante i mesi invernali (DJFM), e le precipitazioni totali. Vediamo come ciascun pannello contribuisca a questa analisi complessiva:
- Pannello (a) “Regressione U100 con frequenza AR”: Questo pannello illustra la correlazione tra la media di DJFM della velocità del vento a 100 hPa (U100, un indicatore della forza del vortice polare stratosferico) e la frequenza totale degli AR. Le aree in blu indicano una relazione positiva; ad esempio, un vortice più forte corrisponde a una maggiore frequenza di AR.
- Pannello (b) “Regressione frequenza AR con precipitazioni totali”: Qui vediamo come la frequenza degli AR si correla con le precipitazioni totali. Le aree in verde mostrano dove un aumento della frequenza degli AR è associato a un aumento delle precipitazioni.
- Pannello (c) “Modulazione delle precipitazioni spiegata da AR”: Combina i risultati dei pannelli (a) e (b) per stimare come la variazione delle precipitazioni possa essere spiegata dalla variazione nella frequenza degli AR, che a sua volta è influenzata dalla forza del vortice stratosferico.
- Pannello (d) “Regressione U100 con precipitazioni totali”: Indica la correlazione diretta tra la media di DJFM della velocità del vento a 100 hPa e le precipitazioni totali, indipendentemente dalla frequenza degli AR.
- Pannello (e) “Residuo”: Questo pannello mostra la parte della variazione delle precipitazioni che non è spiegata linearmente dalla modulazione degli AR causata dalla stratosfera (ovvero la differenza tra i pannelli (c) e (d)). Ciò indica altri fattori o dinamiche che influenzano le precipitazioni oltre all’attività degli AR e alla velocità del vento a 100 hPa.
La puntinatura indica che la correlazione o la differenza mostrata è statisticamente significativa, quindi non dovuta al caso ma a una relazione significativa tra le variabili analizzate.
In sintesi, questa figura ci aiuta a capire quanto dell’effetto della stratosfera sulle precipitazioni sia mediato dalla frequenza degli AR e quanto diretto. I risultati suggeriscono che una significativa parte della variabilità delle precipitazioni può essere attribuita all’effetto combinato del vortice polare e della frequenza degli AR, particolarmente in alcune regioni geografiche chiaramente evidenziate nelle mappe.
7. Riassunto: Abbiamo mostrato che esistono significative differenze nella frequenza dei Fiumi Atmosferici (AR) (Figure 1 e 2), nel loro landfall (Figura 3), e nelle probabilità di genesi e decadimento (Figura 4) in base alla forza del vortice polare stratosferico inferiore dell’Artico. Queste differenze sono più evidenti non sopra gli oceani, ma nelle regioni densamente popolate dell’Europa e, in misura minore, nel Pacifico nord-occidentale del Nord America, dove l’interazione degli AR con l’orografia ne massimizza l’impatto potenziale.
Abbiamo inoltre dimostrato che la modulazione delle precipitazioni invernali in Europa da parte della stratosfera è quasi interamente dovuta alla modulazione degli AR (Figura 5). Quindi, gli AR sono importanti nel mediare la risposta delle precipitazioni agli stati anomali del vortice su scala stagionale. Anche se non abbiamo valutato esplicitamente l’influenza stratosferica sugli AR in un contesto predittivo, si deduce che la persistenza estesa degli stati di vortice debole e forte, e il loro impatto sulla persistenza e prevedibilità dei pattern meteorologici troposferici (Baldwin et al., 2003; Charlton-Perez et al., 2018; Domeisen et al., 2020), possono essere tradotti in un avviso S2S della frequenza anomala degli AR. Ciò merita ulteriori studi, particolarmente a seguito dell’inizio degli SSW e degli eventi di vortice forte a livello della medio-stratosfera.
La capacità dei modelli meteorologici e climatici di rappresentare gli AR è probabilmente cruciale per la loro abilità di rappresentare pienamente gli impatti degli stati anomali del vortice. Analogamente, la capacità dei modelli di rappresentare la risposta troposferica agli stati anomali del vortice, specialmente la variabilità nel getto azionato dagli eddy dell’Atlantico Nord che i modelli hanno faticato a simulare correttamente (ad esempio, Anstey et al., 2013), sarà fondamentale per una rappresentazione accurata dell’impatto del vortice stratosferico sugli AR.
Dichiarazione di Disponibilità dei Dati: I dati NASA MERRA-2 sono disponibili presso il NASA Goddard Earth Sciences Data and Information Services Center all’indirizzo https://disc.gsfc.nasa.gov/datasets?keywords=MERRA-2. Il set di dati AR di Guan e Waliser (v3.0) è disponibile su https://ucla.app.box.com/v/ARcatalog. Il set di dati AR di Mundhenk v3 è disponibile presso il database Tier 1 ARTMIP su https://doi.org/10.5065/D6R78D1M.
https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/epdf/10.1029/2022GL100381