Clara Deser
National Center for Atmospheric Research, Boulder, Colorado
Riassunto. Il termine “Oscillazione Artica” (AO) è stato recentemente introdotto per descrivere la principale struttura della variabilità della Pressione al Livello del Mare (SLP) nell’Emisfero Settentrionale. Una caratteristica chiave dell’AO è la sua comparsa zonalmente simmetrica, con un centro principale di azione sopra l’Artico e anomalie opposte a medie latitudini. L’aspetto anulare dell’AO deriva da significative correlazioni temporali tra le anomalie di SLP a lunghe longitudini distanti? I risultati presentati indicano che la coerenza temporale tra l’Artico e le medie latitudini è più forte nel settore atlantico, con deboli correlazioni tra le medie latitudini dell’Atlantico e del Pacifico, sia su scale temporali intra-stagionali che interannuali negli ultimi 50 anni. Pertanto, il carattere “anulare” dell’AO riflette più la predominanza del suo centro d’azione artico che qualsiasi comportamento coordinato dei centri d’azione dell’Atlantico e del Pacifico nel campo SLP. L’AO è quasi indistinguibile dalla principale struttura di variabilità nel settore atlantico (ad es., l’Oscillazione del Nord Atlantico): la loro correlazione temporale è 0,95 per i dati mensili.
1. Introduzione
In una recente serie di articoli, Thompson e Wallace (Thompson e Wallace 1998, d’ora in avanti indicati come TW; Thompson e Wallace, 1999; Thompson et al., 1999) hanno introdotto la nomenclatura “Oscillazione Artica” per descrivere la principale Funzione Ortogonale Empirica (EOF) delle anomalie mensili della Pressione al Livello del Mare (SLP) durante l’inverno a nord dei 20° N. Mentre l’Oscillazione Artica, o AO in breve, include il noto modello regionale “Oscillazione del Nord Atlantico” (NAO) nel settore atlantico, TW ha enfatizzato il grado più elevato di simmetria zonale dell’AO e suggerito che dovrebbe essere considerato come la struttura più fondamentale (secondo loro, la NAO è in gran parte un “incidente storico” dettato dalla disponibilità dei dati delle stazioni). Secondo TW, l’importanza dell’AO risiede in (a) la sua somiglianza strutturale con il modo dominante di variabilità della circolazione nella stratosfera inferiore, (b) la sua somiglianza con il modello spaziale di variabilità della circolazione nell’emisfero meridionale, sia nella troposfera che nella stratosfera inferiore, e (c) la sua recente tendenza al rialzo negli ultimi decenni, indicativa di un rafforzamento del vortice polare invernale dal livello del mare alla stratosfera inferiore. La direzione della causa e dell’effetto tra la troposfera e la stratosfera inferiore è stata volutamente lasciata ambigua negli studi di TW, anche se hanno notato che recenti esperimenti di modellazione della circolazione generale indicano che potrebbero essere operative diverse meccaniche forzate, tra cui il depauperamento dell’ozono nella stratosfera inferiore e l’aumento delle concentrazioni di gas serra nella troposfera.
Lo scopo di questa nota è di esaminare più da vicino il grado di simmetria zonale presente nell’AO utilizzando la teleconnettività come metrica. L’aspetto anulare dell’AO deriva da una significativa coerenza temporale tra anomalie a lunghe longitudini distanti o è una conseguenza della metodologia EOF utilizzata per definirlo? Tale esame sull’AO non è stato effettuato negli studi di Thompson e Wallace.
2. Dati e Metodi
Per facilitare il confronto dei nostri risultati con quelli di TW, sono stati utilizzati set di dati identici. Il principale set di dati è la SLP mensile su una griglia di 5° di latitudine per 5° di longitudine a nord dei 15° N per il periodo 1947-97, ottenuto dalla Biblioteca dei Dati NCAR (vedi Trenberth e Paolino, 1980 per dettagli). I set di dati supplementari includono altezze geopotenziali troposferiche e stratosferiche inferiori mensili dal Progetto di Rianalisi NCEP-NCAR per il periodo 1958-97 (Kalnay et al., 1996). Le analisi sono condotte per la stagione invernale, definita come novembre-aprile nell’emisfero settentrionale e maggio-ottobre nell’emisfero meridionale seguendo TW.
TW ha sottolineato che l’AO è più evidente nei dati mensili rispetto ai dati medi invernali, un aspetto che hanno attribuito alla concorrenza dell’influenza del fenomeno El Niño – Oscillazione Meridionale (ENSO) sulla variabilità interannuale sopra il Pacifico del Nord. Di conseguenza, i loro calcoli si basavano principalmente su dati mensili dai quali era stato rimosso il ciclo annuale medio a lungo termine. Si noti che queste “anomalie mensili” includono sia fluttuazioni da mese a mese che da anno a anno, con le prime che generalmente dominano sulle seconde. Per ridurre ulteriormente qualsiasi influenza dal Pacifico tropicale sulle latitudini più alte, TW ha anche costruito un set di dati di anomalie mensili dalle quali erano state rimosse le fluttuazioni da anno a anno. Queste “anomalie intra-stagionali” sono state formate sottraendo la media di ogni inverno dalle singole anomalie mensili.
3. Risultati
3.1. Pressione atmosferica al livello del mare mensile
L’AO è stato originariamente definito da TW come la principale EOF delle anomalie mensili della SLP a nord del 20° N durante il periodo novembre-aprile 1947-97, riprodotto nel pannello superiore a sinistra della Fig. 1. L’AO mostra anomalie di un certo segno sopra il cappuccio polare e anomalie di polarità opposta nelle medie latitudini sui settori Atlantico-Europeo e Pacifico.(Il termine “cappuccio polare” (spesso indicato come “polar cap” in inglese) si riferisce alla regione attorno ai poli geografici del nostro pianeta, in particolare nell’atmosfera. Nella letteratura scientifica, in particolare nei contesti meteorologici e climatologici, il cappuccio polare può riferirsi all’area dell’alta latitudine in cui le condizioni atmosferiche, come la pressione o la temperatura, vengono studiate o analizzate.)
Quanto sono fortemente correlate le aree d’azione dell’AO nell’Artico, nell’Atlantico e nel Pacifico? I coefficienti di correlazione (r) tra le serie temporali mensili regionali (novembre-aprile 1947-97) formate mediando le anomalie della SLP ponderate per area all’interno dei contorni esterni (non zero) del modello EOF per il settore appropriato sono: r(Artico, Atlantico) = -0.64 (-0.56) r(Artico, Pacifico) = -0.22 (-0.27) r(Atlantico, Pacifico) = 0.10 (0.16), dove i valori tra parentesi si basano su anomalie intrastagionali. Un coefficiente di correlazione superiore a 0.09 in valore assoluto è significativamente diverso da zero con un livello di fiducia del 5%, tenendo conto del numero effettivo di gradi di libertà nella serie temporale secondo Trenberth (1984). Dei tre paia, le serie temporali Atlantico e Artico sono le più strettamente correlate, mentre gli indici Atlantico e Pacifico condividono meno del 3% della loro rispettiva variabilità.
Fino a che punto l’AO può essere recuperato dalla principale EOF del solo settore Atlantico, o alternativamente, dalla principale EOF del solo settore Pacifico? La Figura 1 mostra la principale EOF delle anomalie mensili della SLP basata sull’intero dominio dell’Emisfero Settentrionale (a sinistra), sul dominio dell’Atlantico (90° W-90° E) (al centro), e sul dominio del Pacifico (90° E- 270° E) (a destra).
I modelli sono mostrati in forma di ampiezza (pannelli superiori) e correlazione (pannelli inferiori), ottenuti regredendo o correlando le anomalie mensili della SLP sull’intero emisfero sulla principale serie temporale dei componenti principali (PC) di ciascun dominio. La principale EOF rappresenta il 21,9%, il 30,8% e il 27,2% della varianza rispettivamente per l’Emisfero Settentrionale, l’Atlantico e i domini del Pacifico, e tutti sono ben separati dalle EOF di ordine superiore.
La principale EOF per l’Emisfero Settentrionale è composta dalla principale EOF all’interno di ciascun sottodominio (Fig. 1, pannelli superiori). Tuttavia, l’EOF Atlantico non proietta fortemente sul settore Pacifico, come dimostrato dai bassi coefficienti di correlazione (inferiori a 0,2) sul Nord Pacifico (Fig. 1, pannello centrale inferiore). Mentre l’EOF Pacifico si proietta sul settore Atlantico, la connessione è forte solo sulla parte occidentale dell’Atlantico (attraverso il noto modello di teleconnessione “Pacific-North American (PNA)”) e debole (coefficienti di correlazione inferiori a 0,2 in magnitudine) nella parte orientale (Fig. 1, pannello inferiore a destra) dove l’EOF Atlantico ha la sua maggiore ampiezza.
Questi risultati sono coerenti con la forza delle correlazioni tra gli indici regionali SLP citati in precedenza. La serie temporale dei PC dell’Emisfero Settentrionale e dell’Atlantico (Pacifico) contiene rispettivamente il 90% (29%) della loro varianza in comune, mentre i PC dei settori Atlantico e Pacifico condividono solo il 10% della loro rispettiva variabilità. Risultati quasi identici sono ottenuti per le anomalie intrastagionali (non mostrate).Analisi EOF simili sono state condotte per i campi di anomalie di altezza geopotenziale mensili a 850 mb e 300 mb. I risultati (non mostrati) supportano le scoperte basate sulla SLP: vale a dire, le correlazioni tra l’EOF principale sul settore Atlantico e le anomalie di altezza sul Pacifico sono deboli (inferiori a 0,2 in magnitudine sul Pacifico centrale del Nord) come lo sono le correlazioni tra l’EOF principale sul settore Pacifico e le anomalie di altezza sulla regione Atlantico-Europea [i collegamenti con l’Atlantico estremo occidentale sono più forti (0,4-0,6), in associazione con i centri d’azione a valle del modello PNA].
Figura 1. Principale EOF delle anomalie mensili della SLP a nord dei 20° N basata sull’Emisfero Settentrionale (a sinistra), Atlantico (al centro) e Pacifico (a destra). I modelli sono visualizzati in forma di ampiezza (in alto) e correlazione (in basso), ottenuti regredendo o correlando le anomalie mensili della SLP sull’intero emisfero sulla principale serie temporale EOF di ciascun dominio. L’intervallo di contorno nei pannelli inferiori è 0.2 e il contorno zero è scurito.
Figura 2. (A sinistra) Mappa di correlazione delle anomalie mensili dell’altezza geopotenziale a 50 mb sulla principale serie temporale EOF delle altezze a 50 mb sul settore atlantico. (Al centro) Mappa di regressione e (a destra) mappa di correlazione delle anomalie mensili della SLP sulla principale serie temporale EOF delle altezze a 50 mb sull’Emisfero Settentrionale. L’intervallo di contorno per le mappe di correlazione è 0.2 e il contorno zero è scurito.
Figura 3. Principale EOF delle anomalie di altezza geopotenziale mensili a 850 mb a nord del 20° S basate sui dati di Maggio-Ottobre 1958-97.
3.2. Connessione con la bassa stratosfera
Secondo TW, un aspetto importante dell’AO è la sua somiglianza strutturale con la variabilità dell’altezza geopotenziale nella bassa stratosfera durante l’inverno (anche se l’AO è presente anche durante la stagione calda quando la connessione con la stratosfera è assente). La Figura 2 (pannello di sinistra) mostra i coefficienti di correlazione tra le serie temporali del principale EOF delle anomalie di altezza mensili a 50 mb nel settore atlantico (20° N – 90° N, 90° O – 90° E) durante Novembre-Aprile 1958-97 e le anomalie di altezza a 50 mb in ogni punto della griglia sull’emisfero settentrionale. La struttura dominante di variabilità nella bassa stratosfera è chiaramente anulare, come evidenziato dalla somiglianza dei coefficienti di correlazione lungo un dato cerchio di latitudine. Risultati simili sono ottenuti per il principale EOF sul dominio del Pacifico (e sull’emisfero settentrionale), così come per le anomalie intrastagionali (non mostrate).
Quanto è zonalmente simmetrico il pattern di anomalia della SLP che si verifica in associazione con il principale EOF delle anomalie di altezza geopotenziale a 50 mb? Il pannello centrale (destro) della Figura 2 mostra il risultato della regressione (correlazione) dei campi di anomalia SLP mensili sulla principale serie temporale PC a 50 mb (la serie temporale PC si basa su dati per l’intero emisfero settentrionale, ma risultati quasi identici sono ottenuti quando vengono utilizzate le serie temporali PC dai sottodomini Atlantico o Pacifico). È evidente che le anomalie di SLP sui settori Atlantico e Artico si proiettano sostanzialmente sulla serie temporale PC a 50 mb (coefficienti di correlazione massimi intorno a 0,4-0,5), mentre le anomalie di SLP sul Pacifico si proiettano solo debolmente (coefficienti di correlazione massimi vicini a 0,1), in accordo con precedenti risultati di Perlwitz e Graf (1995). Risultati simili sono ottenuti per le anomalie intrastagionali (non mostrate).
Quando l’analisi è limitata ai mesi di gennaio-marzo, che Thompson e Wallace (1999) definiscono come la “stagione attiva” per la bassa stratosfera, in cui la varianza dell’altezza geopotenziale a 50 mb sopra il polo raggiunge un massimo, i coefficienti di regressione e correlazione della SLP aumentano leggermente in magnitudine; tuttavia, i coefficienti di correlazione massimi sopra il Nord Pacifico sono solo di 0,2, rispetto a 0,5 per i settori atlantico e artico (non mostrato). Quando si utilizzano anomalie intrastagionali al posto delle anomalie mensili per gennaio-marzo (sia nel calcolo dell’EOF a 50 mb che nel campo SLP), le mappe di regressione e correlazione si indeboliscono notevolmente (non mostrato).
3.3. Confronto con l’emisfero meridionale
TW suggerisce che l’AO (Oscillazione Artica) è l’analogia nell’emisfero boreale della modalità annulare nell’emisfero australe. Quanto è simile l’AO alla principale struttura di variabilità a sud del 20° S? La Figura 3 mostra l’EOF dominante degli scarti mensili (maggio-ottobre) delle anomalie di altezza geopotenziale a 850 mb a sud del 20° S durante il periodo 1958-97. Questo EOF spiega il 26.8% della varianza: quasi il doppio rispetto al secondo modo.
Come il suo omologo nell’emisfero boreale (Fig. 1, in alto a sinistra), l’EOF dominante nell’emisfero australe presenta anomalie di un segno sulla regione del cappuccio polare e anomalie di segno opposto nelle latitudini medie, divise in due centri. Il principale centro d’azione nelle latitudini medie si verifica nel settore del Pacifico occidentale-Oceano Indiano, con un centro secondario vicino alla punta del Sud America.
Quanto sono fortemente correlate queste zone d’azione? Definendo le serie temporali mensili delle anomalie di SLP regionali secondo i contorni esterni del modello EOF, troviamo: r(Antartico, IndoPacifico) = -0.61 (-0.67) r(Antartico, Sud America) = -0.38 (-0.20) r(IndoPacifico, Sud America) = 0.10 (0.19) dove i valori tra parentesi si basano su anomalie intrastagionali, e un valore assoluto di |r| ≥ 0.09 è significativamente diverso da zero con un livello di confidenza del 5%. Le correlazioni più forti si verificano tra i centri polari e quelli di latitudine media principale (Indo-Pacifico), mentre le correlazioni più deboli si trovano tra i due centri d’azione di latitudine media, in modo simile ai risultati per l’emisfero boreale.
3.4. Pressione media al livello del mare in inverno
TW hanno evidenziato la forte tendenza al rialzo nella serie temporale AO media invernale dal 1968, indice di un approfondimento del vortice polare negli ultimi 3 decenni. Tuttavia, quando si applica l’analisi EOF alle anomalie della pressione media al livello del mare in inverno durante il periodo 1968-1997, la modalità principale di variabilità interannuale sull’emisfero settentrionale contiene solo i centri d’azione Artico e Atlantico dell’AO, mentre la seconda modalità contiene il centro del Pacifico (non mostrato). Questo risultato è coerente con i valori deboli di r(Artico, Pacifico) e r(Atlantico, Pacifico) e il valore forte di r(Artico, Atlantico) basato sulle anomalie della pressione media al livello del mare in inverno durante il periodo 1968-97 (-0.15, 0.02 e -0.86 rispettivamente, dove Irl _• 0.28 è significativamente diverso da zero al livello di confidenza del 5%).
Per una stima più robusta delle correlazioni interannuali tra i 3 centri d’azione dell’AO, si utilizza il periodo di registrazione più lungo, 1947-97: r(Artico, Atlantico) = -0.83 (-0.81) (-0.81) r(Artico, Pacifico) = -0.07 (-0.15) (-0.26) r(Atlantico, Pacifico) = -0.07 (0.00) (0.06) dove Irl _• 0.22 è significativo al livello di confidenza del 5%. I valori nella prima colonna sono basati su anomalie SLP invernali grezze. Le correlazioni nella seconda colonna si basano su dati filtrati ad alta passata in modo da ridurre l’influenza delle tendenze a bassa frequenza sulle correlazioni (il filtro ha una risposta gaussiana con un punto di mezza potenza a circa 12 anni).I valori nella terza colonna si basano su dati filtrati ad alta passata dai quali è stata rimossa la variabilità linearmente correlata a ENSO sottraendo le regressioni associate alle anomalie SLP invernali ad alta passata a Darwin, Australia. I risultati indicano che il filtraggio ad alta passata e il recesso della variabilità correlata a ENSO, come rappresentato dalla serie temporale di Darwin, ha quasi nessun impatto su r(Artico, Atlantico), ma porta r(Artico, Pacifico) [e, in misura minore, r(Atlantico, Pacifico)] più in linea con i risultati basati sui dati mensili (ricorda la Sezione 3.1). Una valutazione più completa dell’influenza di ENSO sui centri d’azione Pacifico e Artico dell’AO è lasciata a futuri lavori.
“Dati filtrati ad alta passata” si riferisce a un tipo di filtraggio utilizzato nel trattamento dei segnali o dei dati. Un filtro passa-alto è progettato per permettere il passaggio di segnali con una frequenza superiore a un certo valore di soglia, mentre attenua o elimina segnali con frequenze inferiori a quel valore.
In altre parole, se hai una serie di dati che varia nel tempo (come una serie temporale), il filtraggio ad alta passata consentirà di mettere in evidenza le variazioni rapide (ad esempio, i cambiamenti giornalieri o settimanali), mentre le tendenze a lungo termine (come variazioni annuali o decennali) verranno attenuate o rimosse.
In ambito climatologico o meteorologico, un filtro passa-alto potrebbe essere utilizzato per analizzare le variazioni a breve termine (come le perturbazioni settimanali) piuttosto che le tendenze a lungo termine. (
Un “filtro passa-alto” è un dispositivo o procedura che consente il passaggio di segnali con una frequenza superiore a un determinato valore di soglia, detto frequenza di taglio, e attenua o elimina i segnali con frequenze inferiori a tale valore.
Nel contesto del trattamento dei segnali, questo significa che il filtro passa-alto “lascia passare” o “accentua” le variazioni rapide (ad alta frequenza) di un segnale, mentre “attenua” o “elimina” le variazioni lente (a bassa frequenza).
Un esempio pratico potrebbe essere quello di un sistema audio: un filtro passa-alto potrebbe essere utilizzato per permettere alle frequenze acute (come il suono di un cembalo) di passare attraverso il sistema, mentre le frequenze basse (come il suono di un tamburo basso) vengono attenuate o eliminate.
Nei contesti scientifici e di ingegneria, i filtri passa-alto possono essere utilizzati in una varietà di applicazioni, dal trattamento dei segnali elettronici all’analisi di dati in studi come la geofisica o la meteorologia.)
3.5. Sommario e Discussione
Lo scopo di questo studio era esaminare (utilizzando la teleconnettività come metrica) il grado di simmetria annulare presente nell’ “Oscillazione Artica” definita da TW sulla base dell’analisi EOF del campo di anomalia mensile della pressione al livello del mare (SLP) durante l’inverno. I risultati presentati indicano che la teleconnettività tra l’Artico e le medie latitudini è più forte sul settore atlantico e che la coerenza temporale tra le medie latitudini atlantiche e pacifiche è debole, sia su scale temporali intrastagionali che interannuali, negli ultimi 50 anni. Pertanto, il carattere “annulare” dell’AO è più un riflesso della dominanza del suo centro d’azione artico che di qualsiasi comportamento coordinato dei centri d’azione atlantico e pacifico nel campo SLP.
La serie temporale dell’AO è praticamente indistinguibile dalla principale struttura di variabilità nel settore atlantico (ad es., la NAO): la loro correlazione temporale è 0,95 per le anomalie mensili della SLP durante novembre-aprile 1947-97. È interessante notare, tuttavia, che la correlazione tra il PC principale nel settore atlantico e l’indice tradizionale basato sulla stazione della NAO (ad es., la differenza di SLP normalizzata tra Islanda e Azzorre) è solo di 0,71 (0,83) per le anomalie mensili (media invernale) durante novembre-aprile 1947-97, riflettendo il fatto che l’indice NAO a due stazioni non è la rappresentazione ottimale del modello spaziale associato ad esso.
Un “modello di teleconnessione” in un campo meteorologico può essere definito come una struttura spaziale con due o più centri d’azione distinti e fortemente accoppiati. Secondo quella definizione, la NAO (ad es., il dipolo di anomalia della SLP Artico-Atlantico) si qualifica chiaramente come un modello di teleconnessione. Invece, l’AO e il suo corrispondente emisfero meridionale sono distintivi, non per la forza delle teleconnessioni tra i loro vari centri d’azione, ma per la notevole estensione areale e simmetria zonale dei loro principali centri d’azione (Artico / Antartico).
https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/pdf/10.1029/1999GL010945