David W. J. Thompson
Colorado State University, Ft. Collins, CO
Sukyoung Lee
The Pennsylvania State University, University Park, PA
Mark P. Baldwin
Northwest Research Associates, Bellevue, WA
Accoppiamento Stratosfera/Troposfera
Nella sezione precedente, abbiamo focalizzato la nostra attenzione sulla dinamica troposferica del NAM (Modalità Artica del Nord). In questa sezione, consideriamo l’accoppiamento tra la variabilità nella troposfera del NAM e la circolazione della stratosfera inferiore. Presentiamo inoltre prove che l’accoppiamento tra i componenti troposferici e stratosferici del NAM può essere sfruttato per migliorare le previsioni meteorologiche su scale sub-stagionali e stagionali. Iniziamo con una revisione della dinamica dell’accoppiamento stratosfera/troposfera.
5.1. Accoppiamento Stratosfera/Troposfera
L’accoppiamento dinamico tra le circolazioni stratosferiche e troposferiche si verifica principalmente attraverso le onde di Rossby su scala planetaria che si disperdono verso l’alto dalla troposfera. Queste onde possono propagarsi verso l’alto e interagire con il flusso zonale nella stratosfera quando i venti stratosferici sono occidentali, ma inferiori a un valore critico [Charney e Drazin, 1961]. Nell’emisfero settentrionale, queste condizioni si verificano durante l’inverno.
Durante l’inverno dell’emisfero settentrionale, le onde planetarie in propagazione verso l’alto disturbano la forza del vortice polare stratosferico trasportando verso l’alto il momento angolare verso ovest. A sua volta, la forza del vortice polare influisce sulla rifrazione delle onde planetarie in propagazione verso l’alto modificando il “guida d’onda” di sfondo: un vortice polare più forte tende ad essere protetto dalle onde in propagazione verticale, mentre un vortice più debole è più suscettibile alla loro influenza. Di conseguenza, le onde in propagazione verticale possono innescare un feedback positivo in cui le onde successive penetrano a quote sempre più basse man mano che il profilo del vento zonale medio cambia [Holton e Mass, 1976; Dunkerton et al., 1981; Shindell et al., 2001]. Anomalie di flusso longitudinale locale di scala sufficiente possono anche modulare significativamente la rifrazione.
Come osservato in Hines [1974], le interazioni tra il flusso zonale e le onde in propagazione verso l’alto nella stratosfera portano a una propagazione verso il basso della fase delle anomalie del vento zonale zonalmente medie all’interno della stratosfera. La propagazione verso il basso della fase delle anomalie del vento zonale non implica che le anomalie di livello inferiore abbiano origine ai livelli superiori. Piuttosto, indica che la stratosfera modifica le condizioni per la propagazione delle onde planetarie in modo tale da trascinare le anomalie del flusso medio verso il polo e verso il basso [Dunkerton, 2000]. Queste oscillazioni indotte dalle onde nel flusso zonale della stratosfera sono facilmente simulate in modelli relativamente semplici [Holton e Mass, 1976] e in modelli di circolazione generale [Kodera et al., 1990; Christiansen, 2001]. Sono anche evidenti nelle osservazioni, dove spesso si originano a livelli superiori a circa 50 km (a 50 km, la densità atmosferica è meno dello 0,1% di quella alla superficie) [ad esempio, Kodera et al., 1990].
Sebbene la propagazione verso il basso delle anomalie del vento zonale nella stratosfera sia chiaramente di interesse teorico, solo recentemente è stato scoperto che influenzano la circolazione della troposfera. Dato che questa scoperta è stata fatta nel contesto del NAM, esaminiamo prima la relazione osservata tra la forza del vortice polare stratosferico e la variabilità troposferica nel NAM.
Relazione tra il Vortice Polare Stratosferico e il NAM
5.2. Relazione tra il Vortice Polare Stratosferico e il NAM
Durante la metà degli anni ’90, è stata identificata una relazione statistica tra la variabilità mensile nella forza del vortice polare stratosferico e un pattern simile all’NAO (Oscillazione Nord Atlantica) nella troposfera. Baldwin et al. [1994] e Perlwitz e Graf [1995] hanno dimostrato che un vortice polare stratosferico più forte era associato a anomalie positive simili all’NAO nella troposfera, e viceversa. Baldwin et al. [1994] ipotizzavano che la componente wave-1 del modello potesse influenzare la stratosfera dal basso e suggerivano anche che parte del modello troposferico potesse rappresentare un’influenza discendente dalla stratosfera. L’analisi dei dati medi mensili non permetteva di comprendere la relazione di causa ed effetto.
L’introduzione del paradigma NAM ha rappresentato l’accoppiamento tra stratosfera e troposfera come intrinseco, non alla dinamica delle strutture simili a onde enfatizzate in Perlwitz e Graf [1995] e Baldwin et al. [1994], ma alla dinamica del vortice polare zonalmente simmetrico. Per esaminare i legami causali tra le fluttuazioni zonalmente simmetriche del vortice polare a livelli stratosferici e troposferici, Baldwin e Dunkerton [1999] hanno analizzato l’evoluzione temporale del NAM utilizzando serie temporali giornaliere dell’indice NAM calcolate a 17 livelli di pressione, da 1000 a 10 hPa (in pratica, le correlazioni tra l’indice NAM “multilivello” e il vento zonale medio e la temperatura producono strutture virtualmente identiche a quelle presentate nella Sezione 2). La Figura 10 mostra le correlazioni ritardate tra la serie temporale dell’indice NAM filtrato a passo basso di 90 giorni a 10 hPa il 1° gennaio (data chiave per il calcolo) con l’indice NAM a tutti gli altri livelli durante novembre-marzo. La scelta del 1° gennaio non è critica; si ottengono risultati simili durante tutto l’inverno. Il tratto dominante nella Figura 10 è la propagazione verso il basso della firma del NAM attraverso la stratosfera inferiore nella troposfera, con correlazioni ritardate superiori a 0.65 a 1000 hPa circa 3 settimane dopo. La linea spessa indica la correlazione di picco a ciascun livello. Le correlazioni ritardate nella Figura 10 non dovrebbero essere interpretate come una velocità di propagazione verso il basso precisa; piuttosto, indicano una tendenza media alla propagazione verso il basso su una scala temporale di alcune settimane.
I risultati nella Figura 10 suggeriscono che a basse frequenze, la modalità annulare è fortemente accoppiata in verticale e che la fase dei pattern tende a spostarsi verso il basso nel tempo, raggiungendo spesso la superficie terrestre. Baldwin e Dunkerton [2001] hanno esteso l’analisi a 26 livelli di pressione da 1000 a 0.316 hPa. Hanno definito la modalità annulare separatamente per ogni livello come la prima EOF (Funzione Ortogonale Empirica) delle anomalie geopotenziali filtrate a passo basso di 90 giorni da novembre ad aprile a nord del 20°N. In questo caso, le serie temporali per ogni livello sono state ottenute proiettando le anomalie geopotenziali giornaliere su ciascuna EOF di livello. In pratica, le serie temporali risultanti sono quasi identiche a quelle utilizzate in Baldwin e Dunkerton [1999]. Nella stratosfera, le serie temporali locali del NAM sono una misura della forza del vortice polare, simile al vento zonale medio a 60°N; alla superficie, sono identiche a quelle utilizzate nella Sezione 2 di questo capitolo.
La Tavola 2 mostra lo sviluppo temporale dell’NAM con risoluzione giornaliera durante l’inverno settentrionale del 1998-1999. Nella stratosfera, la scala temporale è piuttosto estesa: il vortice polare risulta caldo e debole (indicato dalla colorazione rossa) durante la metà di dicembre e a fine febbraio, e freddo e forte (indicato dalla colorazione blu) per tutto gennaio e l’inizio di febbraio. Conforme alla discussione nella Sezione 5.1, le anomalie più grandi nella stratosfera si originano sopra 1 hPa (circa 50 km) e scendono attraverso la stratosfera in un periodo di circa 1-2 settimane. Come menzionato nella Sezione 4, le variazioni di frequenza relativamente alta dell’NAM nella troposfera durante il 1998-1999 sembrano essere per la maggior parte non correlate alla stratosfera. Tuttavia, nella maggior parte degli inverni degli ultimi decenni (1958-1999), si sono osservate anomalie positive e negative discendenti che appaiono come anomalie con segno simile nella troposfera [Baldwin e Dunkerton, 1999]. In generale, solo le anomalie più forti di ogni segno sembrano connettersi con la superficie, mentre le anomalie più deboli rimangono tipicamente confinate nella stratosfera. In alcuni casi, le anomalie troposferiche sembrano precedere quelle stratosferiche.
Secondo Baldwin e Dunkerton [2001], il comportamento medio degli eventi estremi nella stratosfera può essere osservato formando compositi basati su grandi anomalie negative e positive dell’indice NAM a 10 hPa. Dal momento che l’indice NAM a 10 hPa è fortemente correlato con il corrispondente vento zonale medio zonale a 60°N (r=0.95), ne consegue che i valori positivi elevati nell’indice NAM a 10 hPa corrispondono a un vortice forte e ben organizzato, mentre i valori negativi elevati corrispondono a un vortice debole e disorganizzato (vale a dire, i valori negativi più estremi corrispondono a maggiori riscaldamenti stratosferici; Gillett et al., 2001). Gli eventi di vortice “debole” e “forte” sono definiti qui come le date in cui l’indice della modalità annulare a 10 hPa scende al di sotto di -3,0 o sale al di sopra di +1,5. Queste soglie identificano 18 eventi di vortice debole e 30 eventi di vortice forte nel periodo 1958-99, con la maggior parte degli eventi che si verifica durante dicembre-febbraio.
I compositi basati sugli eventi estremi definiti sopra mostrano che, in media, grandi anomalie di circolazione a 10 hPa scendono verso la stratosfera inferiore in un periodo di circa 10 giorni, dove tendono a persistere per circa 60 giorni [Tavola 4]. Il fatto che le anomalie nella stratosfera inferiore persistano più a lungo di quelle a 10 hPa riflette presumibilmente la scala temporale radiativa più lunga nella stratosfera inferiore [Shine, 1987]. I compositi rivelano inoltre che le anomalie persistenti non si fermano al livello della tropopausa, ma si riflettono come uno spostamento nella media della variabilità ad alta frequenza che si verifica a livelli troposferici. Pertanto, i compositi nella Tavola 4 mostrano che, in media, grandi anomalie di ampiezza a livelli stratosferici sono generalmente seguite da un bias nella media della variabilità troposferica che persiste per circa 60 giorni.
Le anomalie medie della circolazione superficiale durante i 60 giorni successivi all’inizio degli eventi di vortice polare debole e forte mostrano una notevole somiglianza con la caratteristica del NAM (Modalità Artica del Nord), con il maggiore impatto sui gradienti di pressione nell’Atlantico Nord e nell’Europa settentrionale (Figura 11). Di conseguenza, i periodi di 60 giorni seguenti l’inizio di anomalie opposte nella stratosfera sono caratterizzati da variazioni nel valore medio dell’indice NAM (la proiezione del modello nel pannello centrale della Figura 1) e, per definizione, del valore medio dell’indice NAO (Oscillazione Nord Atlantica) [l’indice NAO giornaliero mostrato nella Tavola 5 è definito in Baldwin e Dunkerton, 2001]. Le funzioni di densità di probabilità (PDF) di questi indici, in presenza di condizioni contrastanti di vortice debole e forte, sono confrontate nella Tavola 5. Grandi anomalie di ampiezza nella stratosfera sono seguite non solo da cambiamenti nella media delle PDF, ma anche da modifiche sostanziali nelle forme delle PDF stesse. I valori degli indici NAM (o NAO) maggiori di 1,0 sono 3-4 volte più probabili dopo condizioni di vortice forte rispetto a quelle dopo condizioni di vortice debole. Allo stesso modo, valori degli indici inferiori a -1,0 sono 3-4 volte più probabili dopo condizioni di vortice debole rispetto a quelle dopo condizioni di vortice forte.
Poiché grandi oscillazioni negli indici NAM (e NAO) sono associate a cambiamenti significativi nelle probabilità di eventi meteorologici estremi come irruzioni di aria fredda, nevicate e forti venti in Europa, Asia e Nord America [Thompson e Wallace, 2001], ne consegue che i cambiamenti osservati nella circolazione a seguito delle condizioni di vortice debole e forte nella stratosfera hanno importanti implicazioni per la previsione del tempo invernale nell’Emisfero Settentrionale fino a due mesi in anticipo. Nella prossima sezione, esamineremo in modo più dettagliato il collegamento diretto tra il vortice polare stratosferico e gli impatti climatici del NAM.
La Figura 10 presenta un grafico di correlazione temporale (lag correlation) tra i valori della modalità anulare (annular mode) a 10 hPa (un livello alto nella stratosfera) e i valori della stessa modalità anulare a vari livelli di pressione atmosferica durante i mesi da novembre a marzo. Le correlazioni sono basate su dati passati per un filtro passa-basso di 90 giorni per evidenziare le variazioni a lungo termine anziché quelle giornaliere o settimanali.
L’asse verticale rappresenta la pressione atmosferica, misurata in ettospascal (hPa), che è inversamente correlata con l’altitudine nella colonna atmosferica. Livelli di pressione più bassi corrispondono ad altitudini più elevate, con 10 hPa che si trova nella stratosfera superiore.
L’asse orizzontale rappresenta il tempo, estendendosi da novembre a marzo, e indica il periodo di tempo considerato per l’analisi della correlazione.
Le linee curve mostrano i livelli di correlazione tra le condizioni stratosferiche a 10 hPa il 1° gennaio e le condizioni atmosferiche a tutti i livelli di pressione durante i mesi invernali. I valori di correlazione sono rappresentati dalle linee di contorno, che variano da -1 a +1. Valori di correlazione positivi vicini a +1 indicano una forte relazione diretta tra le condizioni atmosferiche a 10 hPa e quelle a livelli di pressione inferiori in momenti successivi. Valori di correlazione negativi vicino a -1 indicano una forte relazione inversa. Le aree con contorni densamente raggruppati indicano una forte gradazione nella correlazione da un livello di pressione all’altro o nel tempo.
Il grafico mostra una regione di forte correlazione negativa (indicata dalla concentrazione delle linee di contorno) che inizia nella stratosfera superiore a 10 hPa e si estende verso il basso attraverso la stratosfera nel tempo, indicando che le anomalie nella stratosfera superiore possono influenzare la circolazione atmosferica a livelli più bassi nei mesi successivi. Ciò suggerisce che ciò che accade nella stratosfera all’inizio dell’inverno può avere effetti persistenti e prevedibili sulla circolazione atmosferica durante il periodo invernale e oltre, fino all’inizio della primavera.
In breve, la figura 10 illustra l’importante concetto che esiste una significativa connessione verticale nella variabilità atmosferica che collega la stratosfera alla troposfera, che può giocare un ruolo nella prevedibilità stagionale del tempo e del clima dell’emisfero nord, in particolare in relazione all’Oscillazione Artica (AO).
Connessione tra il Vortice Polare Stratosferico e le Anomalie di Temperatura Superficiale
5.3. Connessione tra il Vortice Polare Stratosferico e le Anomalie di Temperatura Superficiale
Seguendo Thompson et al. [2002], in questa sezione presentiamo risultati che esaminano il collegamento diretto tra le anomalie della circolazione stratosferica e il clima superficiale. La tecnica di analisi è molto simile a quella usata in Baldwin e Dunkerton [2001], ma in questo caso la variabilità nel vortice polare stratosferico inferiore è definita come la serie temporale delle anomalie dell’altezza geopotenziale a 10 hPa mediata tra i 60° e i 90° N, e le date di inizio delle condizioni di vortice debole e forte sono definite come i giorni in cui questo indice scende al di sotto di -1 deviazioni standard e supera +1 deviazioni standard, rispettivamente. Si noti che le date di inizio delle condizioni di vortice debole e forte possono essere valutate in tempo reale; esse non dipendono dalla durata della persistenza delle anomalie stratosferiche.
Le differenze tra le anomalie di temperatura superficiale mediate sui periodi di 60 giorni successivi all’inizio delle condizioni di vortice polare stratosferico debole e forte sono mostrate nella Tavola 6 [pannello di sinistra; vedere Thompson et al., 2002 per dettagli sull’analisi]. Il modello delle anomalie di temperatura superficiale nel pannello di sinistra della Tavola 6 è largamente coerente con il modello delle anomalie di temperatura superficiale associate alla firma superficiale dell’NAM [Hurrell, 1995a; Thompson e Wallace, 2000]: la maggior parte delle masse terrestri nelle medie-alte latitudini tende ad essere anormalmente fredda dopo l’inizio delle condizioni di vortice polare stratosferico debole, mentre l’estremo est del Canada e il Nord Africa sono anormalmente caldi (il modello sarebbe completamente coerente con la firma superficiale dell’NAM se la Siberia orientale e l’Alaska avessero segno opposto). Regioni densamente popolate come il Nord America orientale, l’Europa settentrionale e l’Asia orientale registrano temperature circa 1-2 K più fredde dopo l’inizio delle condizioni di vortice debole. Come sottolineato in Thompson et al. [2002], le anomalie di temperatura superficiale mostrate nel pannello di sinistra della Tavola 6 sono grossolanamente comparabili a quelle associate alle fasi contrastanti del ciclo El Niño/Oscillazione Meridionale.
L’intervallo di 60 giorni seguente all’inizio delle condizioni di vortice debole è caratterizzato anche da una maggiore frequenza di eventi di temperature estremamente basse nella maggior parte delle grandi città situate nelle medie latitudini dell’emisfero settentrionale [Thompson et al., 2002]. Eventi di freddo estremo sono circa due volte più probabili durante il periodo di 60 giorni successivo a condizioni di vortice debole rispetto a quello seguente a condizioni di vortice forte in gran parte del Nord America a est delle Montagne Rocciose, nell’Europa settentrionale e in Asia [Thompson et al., 2002].
La Figura 11 mostra due mappe polari che rappresentano le anomalie medie della pressione al livello del mare (SLP) per periodi prolungati caratterizzati da condizioni di vortice polare deboli (a) e forti (b), come definito e osservato nello studio di Baldwin e Dunkerton del 2002.
Nella mappa (a), “Regimi di Vortice Debole”, sono mostrate le anomalie SLP durante i 1080 giorni in cui si sono verificate condizioni di un vortice polare debole. Le anomalie negative di SLP (indicative di bassa pressione) sono predominanti attorno all’Artico, che è una caratteristica tipica di un regime di vortice polare debole. Questo regime è spesso associato a una fase negativa dell’Oscillazione Artica (AO), dove il vortice polare rilassato permette l’espansione dell’aria fredda verso le latitudini medie, portando a inverni più freddi in Europa, Asia e Nord America.
La mappa (b), “Regimi di Vortice Forte”, mostra le anomalie SLP durante i 1800 giorni con un vortice polare forte. Qui, si notano anomalie positive di SLP (indicative di alta pressione) sopra l’Artico, che sono caratteristiche di un vortice polare forte e ben confinato. Questo pattern di alta pressione artica è associato a una fase positiva dell’AO, che tende a mantenere l’aria fredda confinata vicino al polo, risultando in inverni più miti nelle medie latitudini.
Le mappe sono progettate con una proiezione polare, centrata sull’Artico, che evidenzia l’impatto del vortice polare su tutto l’Emisfero Nord. I contorni sulle mappe rappresentano i valori delle anomalie della pressione al livello del mare rispetto a un valore di riferimento o alla media a lungo termine. Le regioni di bassa pressione sono generalmente associate a condizioni meteorologiche più instabili e fredde, mentre le regioni di alta pressione sono spesso associate a condizioni più stabili e temperate.
In breve, la Figura 11 illustra come gli stati del vortice polare influenzino le condizioni meteorologiche e climatiche a larga scala nell’Emisfero Nord, dimostrando la connessione diretta tra la dinamica della stratosfera e i pattern meteorologici a livello del suolo.
Connessione tra l’Oscillazione Quasi-Biennale e il NAM
5.4. Connessione tra l’Oscillazione Quasi-Biennale e il NAM
L’oscillazione quasi-biennale equatoriale (QBO) è una variazione quasi-periodica e verso il basso della direzione del flusso zonale nella stratosfera equatoriale con un periodo medio di circa 27 mesi [Reed et al., 1961; Baldwin et al., 2001]. Sebbene la QBO sia un fenomeno stratosferico tropicale, essa ha anche impatti sulla forza e sulla stabilità del vortice polare stratosferico dell’emisfero settentrionale (NH) in inverno [Holton e Tan, 1980]: la fase orientale della QBO favorisce un vortice polare stratosferico più debole, e viceversa. Il fatto che l’impatto della QBO sulla circolazione extratropicale possa estendersi fino alla superficie è suggerito dal fatto che le anomalie nel vortice polare NH precedono spesso anomalie con lo stesso segno alla superficie terrestre, come dimostrato nella sezione precedente. Di conseguenza, la fase orientale della QBO dovrebbe non solo favorire un vortice polare stratosferico più debole, ma anche la polarità a basso indice dell’NAM in superficie, attraverso le correlazioni osservate nelle Tavole 3-4.
Che la QBO influenzi effettivamente l’NAM è dimostrato nei compositi della pressione al livello del mare (SLP) calcolati per le fasi opposte della QBO [Holton e Tan, 1980; Baldwin et al., 2001]. È anche evidenziato dal recente ritrovamento che le serie temporali dell’NAM e della QBO mostrano una coerenza statisticamente significativa su scale temporali di circa 27 mesi [Coughlin e Tung, 2001]. Dunque, l’accoppiamento dinamico tra troposfera e stratosfera ha implicazioni non solo per la prevedibilità del clima invernale NH su scale temporali da mese a mese, ma anche stagionali.
Il pannello di destra nella Tavola 6 mostra le differenze nella temperatura media giornaliera tra i mesi di gennaio quando la QBO è in fase orientale e occidentale [vedere Thompson et al., 2002 per i dettagli dell’analisi]. L’ampiezza delle anomalie della temperatura alla superficie terrestre (SAT) è più debole rispetto a quella ottenuta per il periodo di 60 giorni seguente le anomalie stratosferiche [Tavola 6, pannello di sinistra], ma la struttura delle anomalie mostra chiaramente una notevole somiglianza con la firma dell’NAM nella temperatura superficiale. Durante la fase orientale della QBO, le temperature di mezzo inverno sono più basse su gran parte del Nord America e dell’Eurasia settentrionale, e molte grandi città nelle medie latitudini dell’NH sperimentano una maggiore frequenza di eventi di freddo estremo [Thompson et al., 2002]. Poiché la fase della QBO può essere prevista con diversi mesi di anticipo, i risultati nella Tavola 6 suggeriscono fortemente che le fasi contrastanti della QBO offrono un livello utile di abilità predittiva per il tempo invernale nell’emisfero settentrionale su scale temporali stagionali.
Contributo Stratosferico alla Prevedibilità della North Atlantic Oscillation (NAM)”
I risultati rivisti in questa sezione suggeriscono che i processi stratosferici forniscono un livello utile di prevedibilità per gli impatti climatici della North Atlantic Oscillation (NAM) su scale temporali superiori al limite di circa 10 giorni della previsione meteorologica deterministica. Questa prevedibilità deriva da tre osservazioni fondamentali: 1) Le anomalie del NAM tendono a propagarsi verso il basso, come dimostrato dal ritardo di circa 10 giorni tra le anomalie stratosferiche e quelle troposferiche; 2) La durata delle anomalie associate in superficie è di circa 60 giorni, significativamente più lunga della scala temporale delle dinamiche interne della troposfera; e 3) l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) influisce sulla forza del flusso zonale extratropicale, sia nella stratosfera che nella troposfera. I risultati suggeriscono che la variabilità ad alta frequenza del NAM nella troposfera è talvolta modulata dalla variabilità a bassa frequenza nella bassa stratosfera.
La dinamica dell’apparente impatto della stratosfera sulla circolazione troposferica è attualmente sotto indagine. L’impatto potrebbe avvenire direttamente attraverso la forzatura del momento della circolazione extratropicale: le anomalie stratosferiche dovrebbero indurre una circolazione meridionale media profonda e termicamente indiretta sotto il livello della forzatura, che agisce per trasportare il momento verso il basso [Haynes et al., 1991; Hartley et al., 1998; Black, 2002]. Potrebbe anche verificarsi indirettamente attraverso l’effetto delle anomalie della circolazione stratosferica sulla rifrazione delle onde planetarie che si propagano verso l’alto dalla troposfera: un flusso occidentale nella stratosfera extratropicale favorisce una maggiore propagazione verso l’equatore e un anomalo flusso di momento occidentale verso i poli nell’alta troposfera/bassa stratosfera, e viceversa [Hartmann et al., 2000; Shindell et al., 2001].
Nonostante le competenze dimostrate in questa sezione, l’accoppiamento stratosfera/troposfera deve ancora essere implementato nella previsione meteorologica operativa. I modelli di previsione operativi presso il Centro Europeo per le Previsioni Meteorologiche a Medio Termine (ECMWF) e presso l’Istituto di Ricerca Meteorologica in Giappone hanno entrambi una stratosfera ben rappresentata e includono rappresentazioni adeguate delle dinamiche stratosferiche rilevanti. Di conseguenza, questi modelli dovrebbero catturare in modo adeguato la dinamica delle anomalie del vento zonale che si propagano verso il basso. In teoria, un insieme di previsioni estese fino a 60-90 giorni, con condizioni iniziali leggermente modificate, dovrebbe produrre risultati simili a quelli presenti nei compositi della Tavola 4. Se il modello di previsione è in grado di simulare la propagazione verso il basso osservata delle anomalie della North Atlantic Oscillation (NAM), il NAM di superficie nel modello dovrebbe essere indirizzato verso lo stesso segno di quelli nella stratosfera.
Le previsioni che includono informazioni stratosferiche hanno il potenziale di beneficiare la società in modo simile ai benefici derivati dalle previsioni dell’ENSO. Tuttavia, le previsioni basate su informazioni stratosferiche si differenzieranno da quelle basate sull’ENSO in tre modi principali. Primo, dato che l’accoppiamento stratosfera/troposfera nell’emisfero nord (NH) è più intenso durante i mesi invernali, le previsioni stratosferiche sub-stagionali si applicano solo alla stagione invernale dell’NH. Secondo, sebbene l’Oscillazione Quasi-Biennale (QBO) offra una certa speranza per la prevedibilità su scale temporali stagionali, sembra influenzare la superficie solo durante la fine di dicembre e gennaio. Terzo, poiché il flusso stratosferico cambia più rapidamente dell’ENSO, le previsioni possono essere aggiornate quotidianamente durante la stagione invernale.
Alla luce dell’accento posto sulla ricerca per la previsione del NAM tramite le anomalie della temperatura superficiale del mare a medie latitudini (vedi Rodwell, questo volume), riteniamo che le evidenze delineate in questa sezione sottolineino la necessità di un maggiore enfasi sulle competenze che derivano dal collegamento dinamico tra le circolazioni troposferiche e stratosferiche.
Riassunto e Conclusioni”
Questo capitolo offre una panoramica dello stato dell’arte nella nostra comprensione dei processi atmosferici che stanno alla base della variabilità simile alla NAO (Oscillazione Nord Atlantica).
La Sezione 2 documenta la struttura della NAO definita sulla base della Funzione Ortogonale Empirica (EOF) principale del campo della Pressione al Livello del Mare (SLP) dell’Emisfero Nord (NH). I risultati suggeriscono che la NAO può essere interpretata come l’analogo dell’Emisfero Nord della principale modalità di variabilità nella circolazione dell’Emisfero Sud (SH): entrambi i modelli sono caratterizzati da oscillazioni nella forza del flusso zonale con centri di azione situati a circa 55° e 35° di latitudine, e sono entrambi segnati da centri polari di azione nel campo dell’altezza geopotenziale con un elevato grado di simmetria zonale. In tal modo, le osservazioni presentate nella Sezione 2 stimolano la ridefinizione della NAO come la modalità anulare dell’Emisfero Nord.
L’argomento più convincente a favore dell’abbandono della prospettiva che la dinamica della Modalità Anulare del Nord (NAM) sia confinata al settore dell’Atlantico Nord è la sua notevole somiglianza con la modalità principale di variabilità nell’Emisfero Sud, il cosiddetto SAM (Modalità Anulare del Sud). Tuttavia, se la modalità in questione viene considerata come un artefatto statistico delle dinamiche locali delle traiettorie delle tempeste (la prospettiva regionale) o come un fenomeno fisico che organizza la variabilità climatica su scala emisferica (la prospettiva della modalità anulare), rimane un argomento aperto al dibattito.
Indipendentemente dalla prospettiva adottata, la modalità in questione ha chiaramente una firma pronunciata nella variabilità climatica in gran parte dell’NH. Ad esempio, le fluttuazioni nella NAM sono fortemente collegate alla variabilità nella forza del vortice polare stratosferico invernale: un vortice polare stratosferico più freddo e forte è associato con westerlies troposferici anomalamente forti attorno ai 55°N, e viceversa. Le fluttuazioni nella NAM sono anche collegate alla circolazione dei tropici: la polarità ad alto indice della NAM è caratterizzata da venti alisei più forti del normale sia nei settori dell’Atlantico che del Pacifico, basse temperature in tutta la troposfera libera tropicale, e deboli anomalie di venti occidentali lungo l ‘equatore centrati a circa 200-hPa. La polarità ad alto indice della NAM favorisce anche anomalie positive di temperatura, e quindi un upwelling insolitamente debole, nella regione della tropopausa tropicale.
La Sezione 4 approfondisce le dinamiche troposferiche che generano variabilità simile alla NAM (Modalità Anulare del Nord). Questa sezione si focalizza su due questioni chiave riguardanti la variabilità nella componente troposferica della NAM: 1) quali sono i processi dinamici che determinano la struttura della NAM? e 2) perché la variabilità nella NAM è maggiore nel settore dell’Atlantico Nord? Ovviamente, rispondere a queste domande richiede una comprensione dei processi fisici che guidano la variabilità nel flusso zonale extratropicale.
La variabilità nei massimi localizzati del flusso zonale extratropicale (noti come getti) può essere suddivisa in due categorie generali: il meandro del getto e la pulsazione del getto. Il meandro del getto si verifica quando il flusso zonale mostra significative deviazioni meridionali rispetto alla sua media climatologica; la pulsazione del getto si verifica quando la forza del getto varia a una latitudine fissa. La predominanza della pulsazione del getto o del meandro del getto nella variabilità del flusso zonale extratropicale dipende sia dalla forza che dalla scala meridionale del getto subtropicale, sia dalla scala meridionale della zona baroclinica di medie latitudini. In generale, un getto forte e/o una zona baroclinica ristretta tendono a limitare le deviazioni meridionali degli eddies di medie latitudini, favorendo quindi la pulsazione del getto, e viceversa.
I getti extratropicali sono guidati termicamente (come i getti subtropicali) o dalla convergenza del flusso di momento degli eddies (getti guidati dagli eddies). I getti guidati dagli eddies sono generalmente più deboli rispetto a quelli guidati termicamente e si trovano in zone barocliniche più ampie. Pertanto, la variabilità nei getti guidati dagli eddies è tipicamente caratterizzata da meandri nel flusso zonale. Poiché il meccanismo che guida i getti guidati dagli eddies (onde transienti) mostra maggiore variabilità rispetto a quello che guida i getti subtropicali (gradienti meridionali di riscaldamento), ci si aspetta che anche i getti guidati dagli eddies siano generalmente caratterizzati da una maggiore variabilità rispetto ai loro equivalenti subtropicali.
Nella troposfera, la NAM è caratterizzata dalla variabilità nel getto guidato dagli eddies. Di conseguenza, l’ampiezza della NAM è maggiore nelle aree dove il getto guidato dagli eddies è più evidente e il getto subtropicale è più debole. Osservazioni e risultati provenienti da studi con modelli idealizzati suggeriscono che, in un dato settore dell’emisfero, la forza del flusso zonale guidato dagli eddies locali è inversamente proporzionale alla forza del flusso zonale subtropicale locale. Nel settore del Pacifico, il flusso zonale termicamente guidato è molto forte e il flusso zonale guidato dagli eddies è relativamente debole; nel settore dell’Atlantico, il flusso zonale subtropicale è più debole rispetto al suo omologo del Pacifico, mentre il flusso zonale guidato dagli eddies nell’Atlantico Nord è relativamente forte. Di conseguenza, i risultati nella Sezione 4 suggeriscono che la distorsione osservata della NAM rifletta la forza climatologica, variabile zonalmente, dei getti subtropicali e guidati dagli eddies. Si sostiene che la variabilità nella NAM sia più pronunciata nel settore dell’Atlantico Nord perché in quella regione il flusso zonale subtropicale è più debole e il flusso zonale guidato dagli eddies è più forte. Si osserva inoltre che la presenza di condizioni di confine inferiori calde alle latitudini subpolari nel settore dell’Atlantico Nord dovrebbe consentire un’attività degli eddies su un intervallo relativamente ampio di latitudini.
Nell’ultima sezione di questo capitolo, abbiamo esaminato la relazione tra l’accoppiamento stratosfera/troposfera e la variabilità temporale nella NAM. Mentre la maggior parte degli studi sulla prevedibilità della NAM si concentra sull’accoppiamento atmosfera/oceano su scale temporali decennali (vedi, ad esempio, Rodwell, in questo volume), i risultati presentati in questa sezione suggeriscono che l’accoppiamento dinamico con la stratosfera fornisce un livello significativo di prevedibilità sia su scale temporali sub-stagionali che da inverno a inverno.
La variabilità nella circolazione della stratosfera inferiore dell’Emisfero Nord è guidata dalle onde che si disperdono verso l’alto dalla troposfera. Considerando che solo circa il 25% della massa dell’atmosfera extratropicale si trova al di sopra della tropopausa, si è generalmente ritenuto che la variabilità indotta dalle onde nella forza del vortice polare stratosferico abbia un impatto limitato sulla circolazione della troposfera. Tuttavia, almeno due importanti elementi di prova osservativi delineati nella Sezione 5 suggeriscono il contrario: 1) anomalie di grande ampiezza nella forza del flusso zonale attorno ai 60°N originano frequentemente nella media stratosfera e si propagano verso il basso nella troposfera. Le correlazioni di ritardo tra la circolazione a circa 10-hPa e quella di superficie mostrano che la variabilità nella forza del vortice polare stratosferico inferiore precede di circa 1-2 settimane una variabilità simile nella troposfera; 2) le anomalie di circolazione stratosferica in discesa sembrano influenzare la variabilità troposferica ad alta frequenza per periodi fino a circa 60 giorni dall’inizio del segnale stratosferico. Dal momento che il periodo di circa 60 giorni supera di gran lunga la scala temporale di circa 10 giorni della variabilità troposferica extratropicale, i risultati della Sezione 5 possono essere interpretati come un riflesso dell’effetto della stratosfera inferiore sulla circolazione troposferica.
L’accoppiamento tra stratosfera e troposfera ha anche implicazioni per la prevedibilità della NAM su scale temporali da un inverno all’altro. In questo caso, la prevedibilità deriva dall’effetto della QBO nella stratosfera equatoriale sulla forza e stabilità del vortice polare extratropicale. Ad esempio, la fase orientale della QBO è associata con un vortice polare extratropicale più debole e più instabile e, attraverso le connessioni descritte sopra, con un flusso zonale più debole nella troposfera, coerente con la polarità a basso indice della NAM.
Le relazioni osservate tra anomalie durature nella circolazione stratosferica e la manifestazione superficiale della NAM non sono solo di interesse teorico, ma anche pratico. Ad esempio, il periodo di 60 giorni successivo all’indebolimento del vortice polare stratosferico è caratterizzato da temperature più basse e un aumento significativo nella frequenza di eventi di freddo estremo in gran parte dell’Emisfero Nord. Il collegamento tra le circolazioni stratosferica e troposferica offre un livello di prevedibilità per il clima nell’Emisfero Nord paragonabile a quello osservato in associazione con il fenomeno El Niño/Oscillazione Meridionale (ENSO).
Considerazioni Teoriche”
Il dibattito su se la modalità in questione sia più precisamente descritta come una “modalità anulare dell’Emisfero Nord” o come l'”Oscillazione Nord Atlantica” evidenzia una carenza fondamentale nella nostra comprensione della NAM, ovvero l’assenza di una teoria chiara per la sua esistenza iniziale. La discussione in questo capitolo mette in luce ciò che comprendiamo a riguardo.
Nella troposfera, la variabilità simile alla NAM è guidata principalmente dalla convergenza meridionale del momento zonale delle onde barocliniche; nella stratosfera, è guidata dalla convergenza meridionale del momento zonale delle onde con numeri d’onda zonali da 1 a 2. Il fatto che la NAM sia guidata dalle interazioni onda-flusso medio è suggerito dal posizionamento dei suoi centri di azione nel vento zonale sui lati polare ed equatoriale della banda di latitudine dove i flussi di eddies medi climatologici sono più grandi. Nella Sezione 4, abbiamo argomentato che questa banda di latitudine corrisponde alla regione in cui gli eddies di medie latitudini mostrano pronunciati meandri meridionali. Basandoci sui risultati di un esperimento con un modello idealizzato, abbiamo inoltre suggerito che gli eddies troposferici mostrano pronunciati meandri meridionali nelle regioni dove la loro scala meridionale è inferiore alla scala meridionale della zona baroclinica. Quindi, concludiamo che le caratteristiche della variabilità simile alla modalità anulare sono in gran parte determinate dalla scala meridionale degli eddies.
Cosa determina la scala di lunghezza rilevante degli eddies? Nel contesto dell’instabilità baroclinica lineare, la scala di lunghezza pertinente è il raggio di deformazione di Rossby. Tuttavia, dato che l’energia associata agli eddies individuali si disperde verso scale spaziali maggiori in una circolazione quasi bidimensionale [Kraichnan, 1967], una scala di lunghezza più appropriata è fornita da Rhines [1975]. Questa scala spaziale, comunemente conosciuta come la scala di Rhines, corrisponde alla scala di lunghezza in cui la cascata di energia verso scale maggiori è bilanciata dalla radiazione dell’onda di Rossby, ed è determinata dal gradiente meridionale della vorticità planetaria e dalla velocità radice media quadratica del flusso. Tuttavia, la scala di Rhines potrebbe non essere del tutto appropriata, in quanto si applica solo a un flusso non viscoso contenuto in un dominio sufficientemente ampio [Held, 1999]. In presenza di attrito, la cascata di energia inversa può essere interrotta prima di raggiungere la scala di Rhines. Nel caso in cui la scala di Rhines sia maggiore delle dimensioni della Terra, la scala di lunghezza degli eddies contenenti energia sarà quella della Terra stessa.
Mentre la nostra comprensione delle dinamiche fondamentali della NAM è incompleta, la discussione sopra evidenzia due conclusioni importanti: 1) le modalità anulari sono limitate dalla scala di lunghezza degli eddies e quindi sono governate da quantità fondamentali come il raggio della Terra, la sua velocità di rotazione e la stratificazione; e 2) i processi fisici della NAM sono radicati nella dinamica della turbolenza su larga scala. Tuttavia, questa discussione non fornisce necessariamente una teoria per l’esistenza di una variabilità coordinata su scala emisferica. In altre parole, non dimostra che la NAM sia un modo fisico coerente che organizza la variabilità climatica in tutto l’emisfero piuttosto che un artefatto statistico di interazioni locali onda-flusso medio. È possibile che la NAM rifletta l’organizzazione della turbolenza bidimensionale in getti zonali, che si verifica nei casi in cui il parametro β è elevato [Rhines, 1975; Williams, 1978 ; Pedlosky, 1987]. È anche possibile che la NAM rifletta l’organizzazione dell’attività degli eddies da parte di anomalie nel flusso zonale [ad esempio, Lorenz e Hartmann, 2002]. Tuttavia, rimane incerto se la forzatura radiativa che continuamente energizza l’atmosfera consenta abbastanza tempo affinché questi processi si verifichino.
Considerazioni Conclusive”
Come già evidenziato, l’assenza di una teoria unica per l’esistenza della NAM rappresenta una significativa mancanza nella nostra comprensione della variabilità del clima extratropicale. Un’altra importante lacuna riguarda l’accoppiamento dinamico tra la componente stratosferica della NAM e la circolazione nella troposfera. I risultati presentati in questo capitolo suggeriscono chiaramente che una comprensione più approfondita di questo accoppiamento è di utilità pratica per la previsione meteorologica. Sono state proposte diverse teorie per spiegare come le anomalie stratosferiche possano influenzare la circolazione troposferica, e diversi modelli sono in grado di simulare le connessioni osservate.
Tuttavia, la nostra comprensione della dinamica dell’accoppiamento rimane incompleta. La NAM ha avuto un ruolo importante nei recenti cambiamenti climatici [Hurrell, 1995a; 1996; Thompson et al., 2001; Gillett et al., questo volume], e tendenze simili sono state osservate nell’Emisfero Sud [Hurrell e van Loon, 1994; Meehl et al., 1998; Thompson e Solomon, 2002]. Ricerche recenti suggeriscono che entrambe le modalità anulari sono sensibili a un’ampia varietà di meccanismi di forzatura, inclusi l’aumento dei gas serra [Shindell et al., 1999; 2001; Fyfe et al., 1999; Kushner et al., 2001], retroazioni tra i gas serra e il degrado dell’ozono [Hartmann et al., 2000], aumenti nelle temperature della superficie del mare tropicale [Hoerling et al., 2001] e variazioni nella forzatura solare [Shindell et al., 2001b]. Tuttavia, è improbabile che le fonti delle tendenze osservate nelle modalità anulari possano essere identificate con certezza in assenza di un consenso riguardo ai processi atmosferici che originano la variabilità anulare in primo luogo. A nostro parere, stabilire una teoria per l’esistenza di variabilità anulare è di fondamentale importanza per la ricerca futura.
https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/134GM05