- Jonathon R. Preece 1 , Thomas L. Mote 1
- , Judah Cohen 2,3,
- Lori J. Wachowicz1
- , John A. Knox1
- , Marco Tedesco4,5,6 & Gabriel J. Kooperman
Le condizioni atmosferiche eccezionali che hanno accelerato la perdita di massa della calotta glaciale della Groenlandia negli ultimi decenni sono state ripetutamente riconosciute come una possibile risposta dinamica all’amplificazione dell’Artide. Qui presentiamo prove di due meccanismi potenzialmente sinergici che collegano il riscaldamento ad alta latitudine all’aumento osservato del blocco della Groenlandia. In linea con un’ipotesi prominente che associa l’amplificazione artica e gli estremi meteorologici persistenti, mostriamo che la circolazione atmosferica estiva sopra l’Atlantico settentrionale è diventata più ondulata e collegiamo questo flusso più ondulato al blocco più diffuso della Groenlandia. Mentre un calo concomitante nella copertura nevosa terrestre ha probabilmente contribuito a questo meccanismo amplificando ulteriormente il riscaldamento ad alte latitudini, mostriamo anche che c’è una risposta diretta delle onde stazionarie di Rossby alla bassa copertura nevosa della primavera nordamericana che impone un anticiclone anomalo sulla Groenlandia, contribuendo così ad ancorare la cresta sopra la Groenlandia in questo stato atmosferico più ondulato.
La circolazione atmosferica estiva nell’emisfero settentrionale ha subito un marcato cambiamento negli ultimi decenni. Da nessuna parte questo è stato più evidente che sull’Atlantico settentrionale. Le osservazioni hanno rivelato una fase negativa più diffusa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) dall’inizio del secolo e un aumento coincidente della frequenza delle condizioni anticicloniche quasi-stazionarie anomale, note come blocchi atmosferici, sulla Groenlandia. Gli episodi di blocco della Groenlandia trasportano aria calda e umida da latitudini inferiori, promuovendo la fusione diffusa della calotta glaciale della Groenlandia (GrIS) attraverso una risposta variabile all’energia superficiale e conseguenti meccanismi di feedback positivo. Infatti, questa forzatura dinamica del GrIS è stata una causa principale dell’accelerazione dello scorrimento superficiale negli ultimi decenni e si stima che una continuazione di queste condizioni anticicloniche più frequenti risulterebbe in una perdita di massa superficiale circa doppia rispetto a quella proiettata dai modelli climatici globali, che collettivamente non riescono a catturare lo spostamento osservato nella circolazione atmosferica sulla Groenlandia. Questo bias ha chiare implicazioni di vasta portata, poiché ha causato anche la sottostima del contributo dello scorrimento superficiale del GrIS all’innalzamento del livello del mare globale da parte dell’intervallo superiore delle proiezioni climatiche. Pertanto, è di fondamentale importanza capire se questi cambiamenti osservati siano semplicemente una manifestazione temporanea della variabilità interna o una conseguenza continua del cambiamento climatico antropogenico. Un settore attivo della ricerca mira a determinare se l’Amplificazione Artica (AA), cioè un tasso elevato di riscaldamento ad alte latitudini rispetto a basse latitudini nell’ambito del cambiamento climatico globale, provochi estremi meteorologici persistenti più frequenti, compresi freddi invernali e ondate di calore estive. Un’ipotesi di primo piano in questo campo di ricerca sostiene che il ridotto gradiente di temperatura meridionale causato dall’AA comporti westerlies più deboli, come dettato dalla relazione del vento termico, e un getto a più alta ampiezza o più ondulato che si propaga più lentamente a valle, favorendo quindi estremi persistenti come quelli associati al blocco atmosferico. Sebbene gli studi immediatamente successivi abbiano sostenuto che i risultati iniziali a supporto di questa ipotesi fossero probabilmente un prodotto artificiale della metodologia, gli sforzi successivi hanno applicato misure più robuste dell’ondulazione, ottenendo tendenze positive statisticamente significative su domini regionali che abbracciano il Nord America in estate e l’Atlantico settentrionale in estate e inverno. Tuttavia, studi precedenti non si sono concentrati sulla Groenlandia, poiché le regioni esaminate hanno avuto tendenza a sezionare la Groenlandia stessa.
In quello che sembra essere sia un sintomo che una fonte dell’AA, ci sono state perdite drammatiche sia di ghiaccio marino che di copertura nevosa dalla seconda metà del 20° secolo. La risposta criosferica a un clima in riscaldamento costituisce un meccanismo di feedback positivo che è una delle fonti più precocemente riconosciute dell’AA: il riscaldamento globale porta a un ritiro della neve e del ghiaccio, che abbassa l’albedo superficiale, permettendo una maggiore assorbimento della radiazione solare diretta e ulteriore riscaldamento ad alte latitudini. Pertanto, la diminuzione del ghiaccio marino e della copertura nevosa rappresenta un contributo importante al meccanismo proposto di maggiore ondulazione sotto l’AA.
Il ritiro della neve e del ghiaccio sotto l’AA potrebbe anche influenzare la circolazione atmosferica attraverso un accoppiamento superficie-atmosfera più diretto. Cambiamenti regionali nella copertura di neve o ghiaccio possono suscitare un treno d’onda stazionario di Rossby attraverso il riscaldamento diabatico anomalo della troposfera inferiore. Una tale risposta ondulatoria stazionaria è stata documentata durante l’inverno in associazione con la variabilità del ghiaccio marino nel Mare di Okhotsk, così come nei mari di Barents e Kara. In estate, tuttavia, il gradiente termico tra l’oceano e l’atmosfera sovrastante, e quindi il flusso di energia tra di loro, è minimizzato. Inoltre, l’atmosfera estiva è più sensibile ai cambiamenti nella copertura nevosa terrestre e nelle anomalie associate all’umidità del suolo, ed è stato suggerito che il rapido declino della copertura nevosa in primavera sotto l’AA possa essere un contributo primario al recente spostamento della circolazione atmosferica estiva.
L’estensione della copertura nevosa in primavera (SCE) è stata mostrata influenzare la circolazione atmosferica estiva attraverso il suo impatto residuo sull’umidità del suolo. In quello che viene definito come l’effetto idrologico della neve, una SCE primaverile anomala porta a un esaurimento precoce dell’umidità del suolo, risultando in un maggiore riscaldamento sensibile dell’atmosfera in estate, che può poi influenzare la generazione delle onde di Rossby. Infatti, uno scioglimento precoce della neve sull’Eurasia è stato collegato a una risposta ondulatoria stazionaria che persiste durante l’estate con un aumento del blocco sull’est della Siberia e un’ampia cresta di alta pressione sul sud-est della Groenlandia a settembre. Questi risultati suggeriscono che la SCE primaverile possa esercitare un’influenza ritardata sulla circolazione atmosferica sulla Groenlandia; tuttavia, non è ancora stata condotta un’indagine diretta sulle possibili teleconnessioni che collegano la variabilità della copertura nevosa e il blocco della Groenlandia.Qui, documentiamo per la prima volta le tendenze nell’ondulazione atmosferica in un dominio dell’Atlantico settentrionale centrato sulla Groenlandia. Quindi cerchiamo prove di una risposta ondulatoria stazionaria diretta alle anomalie regionali della SCE come possibile spiegazione per le condizioni anticicloniche più diffuse sulla Groenlandia in estate. Esaminando questi due fenomeni insieme, esploriamo l’ipotesi che l’AA abbia causato un aumento dell’ondulazione sull’Atlantico settentrionale e che, sotto questo regime di flusso più ondulato, la risposta ondulatoria stazionaria alle riduzioni concomitanti nella SCE abbia favorito la formazione di creste di alta pressione, specificamente sulla Groenlandia.
Risultati
Sinuosità estiva sull’Atlantico settentrionale e la sua relazione con il blocco della Groenlandia
Per quantificare l’ondulazione del flusso di livello superiore nella regione, utilizziamo l’indice di sinuosità 19,21 su un dominio dell’Atlantico settentrionale centrato sulla Groenlandia, che copre da 0° a 90°W (Fig. 1).
Fig. 1 | Misurazione dell’ondulazione della circolazione atmosferica sull’Atlantico settentrionale. Le mappe illustrano l’ambiente sinottico e i parametri aggregati dell’ondulazione (Sag) per a) un caso di bassa Sag verificatosi il 16 agosto 2001, e b) un caso di alta Sag verificatosi l’11 luglio 2012. Il valore di Sag, così come l’ondulazione di ogni singola isopse, è elencato nella parte inferiore di ogni mappa. Per ogni caso, viene mostrato come esempio il calcolo dell’isopse di ondulazione massima (linea blu), dove l’ombreggiatura blu mostra l’area utilizzata per calcolare la latitudine equivalente (linea tratteggiata rossa). Le linee tratteggiate grigie mostrano i confini di longitudine del dominio regionale.
L’indice di sinuosità è analogo all’indice con lo stesso nome utilizzato nella geomorfologia fluviale, che misura il grado di meandri di un corso d’acqua calcolando il rapporto tra la lunghezza lungo il letto del fiume e la lunghezza della valle, o lunghezza in linea retta 19. Quando applicato all’atmosfera, la sinuosità misura i meandri di una determinata isoisipsta (Si) e l’ondulazione atmosferica può essere quantificata utilizzando la sinuosità aggregata (Sag) di una selezione di isoisipste che coprono le medie latitudini19.
Nel periodo di studio 1979-2022, JJA è l’unica stagione meteorologica standard con un trend statisticamente discernibile in Sag (Tabella Supplementare 1). Una regressione lineare della Sag standardizzata JJA nel tempo mostra che la Sag media nella regione è aumentata di 0,29 deviazioni standard (SD) per decennio (p = 0,014, IC 95% [0,07 SD, 0,51 SD]). Oltre alla Sag media stagionale, abbiamo anche calcolato il 25°, 50°, 75° e 90° percentile di Sag quotidiana per ogni stagione e anno. Una regressione lineare di ogni percentile rivela allo stesso modo che JJA è l’unica stagione che mostra un trend significativo nell’ondulazione in qualsiasi parte della distribuzione (Tabella Supplementare 1). La Figura 2a mostra la variabilità interannuale e il comportamento a lungo termine della Sag JJA insieme a quello dell’Indice di Blocco della Groenlandia (GBI)39,40. La sinuosità sull’Atlantico settentrionale e il blocco della Groenlandia mostrano un comportamento simile a lungo termine, con un forte aumento dalla metà degli anni ’90 fino ai primi anni 2010, seguito da un’alta variabilità successivamente. Infatti, il trend lineare stimato dalla serie temporale annuale JJA GBI indica un aumento statisticamente significativo di 0,37 SD per decennio (p = 0,001, IC 95% [0,15 SD, 0,58 SD]), paragonabile alla Sag. La concorrenza tra Sag e GBI è evidente anche su scale temporali interannuali (Fig. 2a). Ciò, combinato con il trend positivo condiviso a lungo termine, si traduce in una forte correlazione positiva tra le due serie temporali annuali di r = 0,91 (Fig. 2b). Concentrandosi su ciascun mese estivo separatamente, il maggior aumento sia della Sag che del GBI si è verificato durante i mesi di luglio e agosto (Figura Supplementare 1).
Fig. 2 | Confronto temporale dell’estensione della copertura nevosa di giugno (SCE) e della circolazione estiva sulla Groenlandia. a) Serie temporali di ondulazione aggregata da giugno ad agosto (Sag) (arancione) e dell’Indice di Blocco della Groenlandia (GBI; nero) rappresentati insieme all’area SCE nordamericana (blu) ed eurasiatica (verde) di giugno. Le linee tratteggiate mostrano i dati annuali grezzi. Le linee solide mostrano le medie mobili a 5 anni. b) Matrice di correlazione che confronta ciascuna delle serie temporali annuali grezze in (a) (cioè prima di prendere una media mobile e senza scontrendare). I numeri bianchi presentano il coefficiente di correlazione per ogni coppia di variabili e la colorazione corrisponde alla forza della correlazione. NA indica SCE nordamericana; Eur indica SCE eurasiatica. Tutte le correlazioni sono statisticamente significative al livello di confidenza del 95%.
Che ci sia una forte correlazione tra Sag e il GBI su scale temporali stagionali non è sorprendente, data l’aumento ben consolidato del blocco estivo della Groenlandia negli ultimi decenni e il fatto che le condizioni bloccate rappresentano un modello di circolazione anomalamente meridionale, cioè ondulato. Pertanto, l’aumento della frequenza e/o dell’intensità del blocco segnalato da un GBI sopra la norma, sia nel corso di un’estate sia a lungo termine, agirebbe per definizione per aumentare la sinuosità dell’Atlantico settentrionale nello stesso periodo. Tuttavia, il contrario potrebbe non essere necessariamente vero, cioè un aumento della sinuosità dell’Atlantico settentrionale potrebbe tradursi in un GBI anomalamente basso se il modello di circolazione ondulata posiziona una depressione sulla Groenlandia piuttosto che una cresta. Per esplorare più ampiamente questa relazione, esaminiamo la correlazione tra le due variabili su scale temporali giornaliere tracciando i valori standardizzati di Sag rispetto ai corrispondenti valori standardizzati del GBI nella Fig. 3.
Fig. 3 | La relazione tra ondulazione atmosferica e circolazione anticiclonica sulla Groenlandia. Valori standardizzati quotidiani dell’ondulazione aggregata (Sag) per i giorni verificatisi durante giugno-agosto (JJA) tracciati contro i corrispondenti valori standardizzati dell’Indice di Blocco della Groenlandia (GBI). La linea tratteggiata segna la linea 1:1. La linea solida mostra la linea di migliore adattamento lineare. I punti dati sono codificati a colori in base al valore mensile corrispondente dell’indice dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) basato sulla componente principale45 come mostrato nella barra dei colori a destra. I punti grigi corrispondono ai dati del 2022, per i quali i valori dell’indice NAO non sono ancora disponibili. Il coefficiente di correlazione di Pearson (r) associato è fornito nell’angolo in alto a sinistra.
Mostriamo anche il valore dell’indice NAO mensile associato per ogni punto dati. Come previsto dai precedenti lavori sulla relazione tra NAO e blocco della Groenlandia3, Sag e GBI anomali tendono a verificarsi nella fase negativa della NAO, mentre le condizioni opposte prevalgono nella sua fase positiva. Criticamente, c’è una chiara relazione lineare tra Sag e il GBI, e sono altamente positivamente correlati a r = 0,77, segnalando una forte tendenza per la circolazione ondulata sull’Atlantico settentrionale a coincidere con condizioni anticicloniche sulla Groenlandia. Questi risultati sono coerenti con l’opinione che la variabilità interannuale nella NAO sia semplicemente un riflesso di due principali stati atmosferici sull’Atlantico settentrionale: uno stato bloccato con un anticiclone anomalo sulla Groenlandia che indebolisce il flusso occidentale e si manifesta come la fase negativa della NAO, e uno stato non bloccato con un forte flusso occidentale che si manifesta come la fase positiva della NAO 41.
I risultati sopra mostrano un aumento interconnesso dell’ondulazione sull’Atlantico settentrionale e del blocco sulla Groenlandia negli ultimi decenni. Per investigare come queste modifiche possano essere una caratteristica dell’amplificazione artica, abbiamo seguito lavori precedenti19 e calcolato la sinuosità come funzione della latitudine, quindi calcolato le tendenze stagionali nella sinuosità ad ogni latitudine usando una regressione lineare mobile. La Figura 4 raffigura il trend lineare mobile nella sinuosità a 500 hPa sull’Atlantico settentrionale insieme a quello per il gradiente di temperatura meridionale a 850 hPa e il vento zonale medio zonale a 500 hPa. In ogni sottoparcello, il cambiamento di ombreggiatura nella direzione x documenta la pendenza del trend lineare ad ogni latitudine su una finestra temporale di 25 anni centrata sull’anno indicato sull’asse x.
Fig. 4 | Tendenze lineari nella circolazione atmosferica sull’Atlantico settentrionale. L’ombreggiatura in a, c, e denota il coefficiente di pendenza di una regressione lineare mobile di a) sinuosità a 500 hPa, c) gradiente di temperatura meridionale a 850 hPa, e e) vento zonale a 500 hPa nel tempo su un periodo di 25 anni centrato sull’anno specificato lungo l’asse x e ad ogni latitudine elencata lungo l’asse y. L’ombreggiatura in b, d, f mostra i corrispondenti valori p per le stime della pendenza di b) sinuosità a 500 hPa, d) gradiente di temperatura meridionale a 850 hPa, e f) vento zonale a 500 hPa. I test di ipotesi sono stati condotti individualmente per ogni finestra temporale, senza alcuna correzione per test multipli. Tutte le quantità calcolate per il dominio dell’Atlantico settentrionale (0-90°W).
Concentrandosi sul cambiamento nella sinuosità (Fig. 4a, b), è chiaro che il trend positivo in Sag JJA evidente nella Fig. 2a è stato guidato da cambiamenti a latitudini più elevate. Il trend più pronunciato si è verificato intorno ai 60°N; tuttavia, forti aumenti nella sinuosità accompagnati da bassi valori p (Fig. 4b) sono evidenti anche estendendosi verso il polo attraverso gli 80°N. Ciò è in stretto accordo con la distribuzione latitudinale dei trend nella sinuosità su un dominio del Nord America documentato in lavori precedenti19. Temporalmente, la pendenza del trend è maggiore quando la regressione viene eseguita dal 1995 in poi, coincidendo con l’aumento della media mobile a 5 anni sia in Sag che nel GBI visibile nella Fig. 2a. La pendenza della linea di regressione si avvicina a zero per finestre temporali centrate su anni oltre il 2008, coerente con la riduzione di Sag nell’ultima parte del periodo di studio (Fig. 2a). Tuttavia, anche con il calo dell’ondulazione rispetto al suo picco intorno al 2010, la media mobile a 5 anni di Sag rimane superiore a qualsiasi punto prima del cambio di secolo (Fig. 2a).
La Figura 4b mostra una diminuzione dell’intensità del gradiente di temperatura meridionale tra 60° e 70°N. Come previsto dalla relazione del vento termico, il gradiente di temperatura indebolito nella troposfera inferiore è compensato da una riduzione del vento zonale medio zonale in alto (Fig. 4c). In ogni caso, il trend più forte si allinea con la posizione (circa 60°N) e il tempismo del cambiamento osservato nella sinuosità. Quindi, le condizioni che accompagnano l’aumento della sinuosità dell’Atlantico settentrionale e del blocco della Groenlandia negli ultimi decenni sono congruenti con un quadro teorico principale16 del cambiamento della circolazione a media latitudine sotto l’AA.
Estensione della copertura nevosa nell’emisfero settentrionale e circolazione atmosferica sulla Groenlandia
La Figura 2a mostra anche la variabilità a lungo termine dell’estensione della copertura nevosa (SCE) in giugno in Nord America ed Eurasia. Un adattamento lineare ai valori annuali della SCE di giugno indica un calo di −0,56 deviazioni standard (SD) (p = 0,000, IC 95% [−0,73 SD, −0,39 SD]) e −0,59 SD (p = 0,000, IC 95% [−0,75 SD, −0,43 SD]) per decennio rispettivamente in Nord America e in Eurasia, trend che rispecchiano quelli di Sag e del GBI. Lavori precedenti hanno evidenziato le condizioni di giugno in particolare come un indicatore efficace della variabilità della copertura nevosa di primavera più in generale42. Quindi, questi risultati indicano che il tempismo stagionale di questo pronunciato cambiamento nelle condizioni superficiali precede quello del cambiamento osservato nelle condizioni atmosferiche, suggerendo la possibilità di una relazione causale.
Le correlazioni negative che collegano sia la SCE di primavera nordamericana che quella eurasiatica alla Sag estiva e al GBI presentati nella Fig. 2b possono riflettere in gran parte i trend a lungo termine inversi evidenti nelle loro rispettive medie mobili a 5 anni. Per indagare ulteriormente sulla questione, la Figura 5 presenta i risultati di un’analisi di regressione sfasata che confronta ciascuno dei tre indici di circolazione con la SCE antecedente di primavera. Qui, sottraiamo linearmente il trend ad ogni serie temporale prima di condurre la regressione per concentrarci più opportunamente sulla covarianza sfasata su scale temporali interannuali.
La riga superiore della Figura 5 dettaglia la relazione sfasata tra l’area SCE antecedente sull’emisfero settentrionale nel suo complesso e la circolazione atmosferica mensile di giugno, luglio e agosto sulla Groenlandia. Suddividendo l’estate nei suoi mesi costituenti si rivela una chiara firma di correlazione sfasata negativa che collega la Sag di luglio e il GBI alla SCE di primavera dell’emisfero settentrionale, con correlazioni significative che si estendono fino al precedente aprile.
Fig. 5 | Relazione tra la circolazione atmosferica estiva sulla Groenlandia e l’estensione della copertura nevosa antecedente. I pannelli presentano grafici di correlazione sfalsati relativi a a, d, g giugno, b, e, h luglio, e c, f, i agosto di circolazione atmosferica sulla Groenlandia con l’area dell’estensione della copertura nevosa (SCE) mensile antecedente su a-c l’emisfero settentrionale, d-f Eurasia, e g-i Nord America. Le barre codificate a colori in ogni pannello documentano il coefficiente di correlazione tra l’Indice di Blocco della Groenlandia (GBI; nero) e la sinuosità aggregata (Sag; arancione) misurata durante il mese estivo etichettato nella parte superiore di ogni colonna con l’area SCE sfalsata come indicato lungo l’asse x. Allo stesso modo, i triangoli indicano la correlazione tra l’indice dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) basato sulla componente principale45 e l’area SCE sfalsata mensile. Le barre piene e i triangoli in grassetto indicano una significatività statistica a α = 0,05. I test di ipotesi sono stati condotti individualmente per ogni sfasamento temporale, senza alcuna correzione per test multipli.
Il segno della correlazione sfasata indica che una bassa SCE di primavera nell’emisfero settentrionale è tipicamente associata alla circolazione di agosto sulla Groenlandia (Fig. 5i); tuttavia, data la forte stagionalità della copertura nevosa, la natura isolata di questo risultato non fornisce prove convincenti di una relazione sfasata, e un meccanismo fisico plausibile alla base di tale relazione non è immediatamente chiaro. Esaminando separatamente le due regioni continentali, si chiarisce però che la firma sfasata evidente per l’emisfero settentrionale nel suo complesso è guidata principalmente da una relazione con la copertura nevosa sul Nord America (Fig. 5h).
Sembra che la correlazione significativa tra l’NAO di luglio e la SCE dell’emisfero settentrionale di giugno (Fig. 5b) sia principalmente un riflesso della relazione con la SCE sull’Eurasia (Fig. 5e). Questo risultato è coerente con precedenti lavori che mostrano che c’è un aumento della propagazione polare delle onde di Rossby negli anni di bassa SCE eurasiatica di giugno che agisce per imporre la fase negativa della Modalità Annuale Settentrionale durante i mesi estivi42, uno stato atmosferico che favorisce un blocco ad alta latitudine più frequente, incluso sulla Groenlandia2,3,44. Lavori precedenti hanno anche mostrato che la SCE eurasiatica di primavera esercita un’influenza di lungo raggio sul modello di onda stazionaria estiva33; tuttavia, questa precedente analisi non ha fornito informazioni sulle condizioni di luglio sulla Groenlandia. Sebbene la SCE eurasiatica possa anche svolgere un ruolo, i risultati presentati nella Fig. 5 mostrano chiaramente una relazione più solida con la copertura nevosa di primavera sul Nord America.
Quindi, la convergenza WAF sulla Groenlandia occidentale favorisce un aumento del blocco negli anni di bassa SCE di primavera.
Per indagare ulteriormente sul crinale sopra la Groenlandia, la Fig. 6b mostra una sezione trasversale verticale dell’altezza geopotenziale anomala e della WAF associata lungo la linea grigia solida nella Fig. 6a. La sezione trasversale verticale mostra più precisamente una WAF ascendente nella troposfera inferiore tra 54° e 62°N. I vettori WAF poi si dirigono verso il polo ma sono intrappolati dalla tropopausa, con una convergenza che impone la forte anomalia di alta pressione sulla Baia di Baffin e sulla Groenlandia occidentale che si estende per tutta la profondità della troposfera.
Fig. 6 | Risposta d’onda Rossby stazionaria a una bassa estensione della copertura nevosa nordamericana (SCE). a) I contorni mostrano la risposta dell’altezza geopotenziale a 300 hPa (Z300) ad una anomalia negativa standardizzata della SCE nordamericana del 1979-2022, stimata da una regressione lineare eseguita in ogni cella della griglia. Intervallo del contorno: 4 hPa (solido, positivo; tratteggiato, negativo). I vettori indicano la componente orizzontale a 300 hPa e l’ombreggiatura indica la componente verticale media da 850 a 150 hPa del flusso di attività d’onda (WAF) accompagnante, derivato dai coefficienti di regressione Z300 mostrati dai contorni. Il puntinato (il tratteggio incrociato) indica la divergenza orizzontale (la convergenza) del WAF a 300 hPa superiore a ± 10^-7 m s^2. b) Sezione verticale lungo la linea grigia spessa in (a), dove i vettori indicano WAF, l’ombreggiatura indica la risposta dell’altezza geopotenziale, e i contorni bianchi solidi (tratteggiati) indicano la divergenza (convergenza) del WAF. Intervallo del contorno: 10^-7 m s^2, contorno zero omesso. La componente orizzontale dei vettori in (b) è 100 volte quella della componente verticale. c) Sezione verticale della risposta media dell’altezza geopotenziale dell’eddy 40-60°N (ombreggiatura) ottenuta dai coefficienti di una regressione lineare contro l’area SCE nordamericana di maggio standardizzata, invertita. Gli isoplessi -2, 0 e 2 hPa sono mostrati in nero per visualizzare più chiaramente la struttura verticale delle anomalie di altezza dell’eddy. I vettori mostrano la media meridionale del WAF associato.
Le condizioni che danno origine a questa attività di onda di Rossby sono evidenti nella Fig. 6c, che presenta la struttura verticale dell’anomalia dell’altezza geopotenziale di luglio e della WAF associata media su 40-60°N. Come le anomalie di altezza geopotenziale nella Fig. 6, il campo anomalo qui è stato stimato da una regressione lineare dell’altezza geopotenziale di luglio contro l’area SCE nordamericana standardizzata e invertita di maggio. L’inclinazione verso ovest delle altezze geopotenziali delle perturbazioni con l’altitudine è caratteristica di una struttura baroclina della colonna atmosferica ed è più forte nei livelli inferiori della troposfera. Questa inclinazione verso ovest nel campo dell’altezza geopotenziale delle perturbazioni supporta la propagazione verso l’alto delle onde di Rossby48,49 che poi convergono sulla Groenlandia, imponendo così il crinale anomalo. Nella sezione “L’effetto idrologico della neve come ponte tra la variabilità della copertura nevosa di primavera e la risposta atmosferica estiva”, consideriamo l’effetto idrologico della neve come meccanismo esplicativo dietro questa risposta baroclina ritardata.
Risultati Preliminari del GCM
I risultati preliminari da una simulazione di modello climatico globale (GCM) di 10 anni, in cui abbiamo rimosso tutto il manto nevoso su tutto il Nord America il 1° maggio di ogni anno, riproducono fedelmente l’anomalia anticiclonica sulla Baia di Baffin e l’accompagnante WAF da sopra la Baia di Hudson e il Canada orientale; tuttavia, a differenza della risposta di luglio evidente nelle osservazioni, la risposta dell’onda stazionaria nel modello emerge un mese prima, in giugno (Figura Supplementare 3b). La comparsa precoce della risposta dell’onda stazionaria rispetto alle osservazioni potrebbe essere dovuta alla riduzione improvvisa del manto nevoso che abbiamo imposto nel modello, una possibilità che esploreremo in lavori futuri. Indipendentemente da ciò, la forte concordanza tra la risposta atmosferica modellata e osservata presenta un solido supporto di un collegamento fisico tra il basso manto nevoso primaverile nel Nord America e una circolazione anticiclonica più prevalente sulla Groenlandia in estate.
L’effetto idrologico-nevoso come ponte tra la variabilità del manto nevoso primaverile e la risposta atmosferica estiva
L’effetto idrologico-nevoso rappresenta una catena causale di accoppiamento ritardato superficie-atmosfera in cui un basso manto nevoso primaverile porta a un esaurimento precoce dell’umidità del suolo e un conseguente aumento del riscaldamento sensibile della superficie che riscalda localmente la troposfera inferiore in estate^33,34. Per indagare il ruolo che questo effetto idrologico-nevoso può svolgere nella risposta osservata dell’onda stazionaria di luglio, delimitiamo prima il ritiro climatologico del manto nevoso primaverile nordamericano e risolviamo spatialmente la relazione tra il manto nevoso primaverile e il blocco della Groenlandia a luglio nella Figura 7.
Fig. 7 | Variabilità dell’estensione della copertura nevosa nordamericana (SCE) e sua relazione con il blocco della Groenlandia. I pannelli a-c mostrano la frequenza del 1979-2022 della copertura nevosa settimanale in ogni punto della griglia durante a) maggio, b) giugno, e c) luglio. Il pannello d presenta i coefficienti di correlazione di Pearson del punto della griglia relativi al numero totale di settimane con copertura nevosa da aprile a giugno di ogni anno e l’Indice di Blocco della Groenlandia medio mensile per il luglio successivo. Si noti che i valori negativi sono ombreggiati in rosso per riflettere un aumento del blocco associato a una diminuzione della durata della copertura nevosa. La copertura nevosa è rappresentata utilizzando il SCE Climate Data Record del National Oceanic and Atmospheric Administration64. Il puntinato indica la significatività statistica al livello di confidenza del 95%. I test di ipotesi sono stati condotti individualmente per ogni cella della griglia senza correzione per test multipli o autocorrelazione spaziale.
Successivamente, illustreremo la progressione spaziotemporale delle anomalie di umidità del suolo e temperatura della superficie nordamericane in risposta al basso SCE di maggio nella Figura 8 e discuteremo questi risultati nel contesto della risposta osservata dell’onda stazionaria di luglio. La Figura 7a–c presenta la frequenza del manto nevoso osservato dal 1979 al 2022 per ogni mese che copre la relazione sfasata tra l’area SCE di maggio e la circolazione di luglio sulla Groenlandia. A maggio, c’è una regione di manto nevoso incessante che si estende dalla costa artica alla parte meridionale della Baia di Hudson (Figura 7a). A sud di questo punto, c’è una banda zonale di frequenze di copertura nevosa nell’intervallo del 30-70% che segna l’area principale di variabilità SCE di maggio. Le frequenze di copertura nevosa superiori al 50% a giugno sono generalmente confinate nella tundra artica canadese e nelle aree montuose lungo la costa del Pacifico (Figura 7b). A luglio, il continente è prevalentemente privo di neve (Figura 7c). Per delineare spatialmente le regioni di variabilità SCE che sono collegate alla circolazione atmosferica sulla Groenlandia, mostriamo la correlazione punto griglia tra l’GBI scontrendato di luglio e la durata del manto nevoso primaverile nordamericano scontrendata nella Figura 7d. Qui, definiamo la durata del manto nevoso primaverile come il numero totale di osservazioni da aprile a giugno di ogni anno in cui il NOAA SCE CDR indica la presenza di neve in ogni cella della griglia.
Il NOAA SCE CDR non fornisce informazioni sulla frazione di copertura nevosa all’interno di ogni cella della griglia. Poiché l’estensione del manto nevoso primaverile riflette strettamente il momento dello scioglimento annuale della neve^42, abbiamo utilizzato la durata del manto nevoso per costruire una serie temporale non booleana in ogni cella della griglia che potesse essere confrontata con la variabilità dell’GBI. I forti valori di correlazione negativa che si estendono zonalmente dall’Alaska meridionale alla Penisola del Labrador e all’equatore nelle pianure interne degli Stati Uniti indicano che un basso SCE primaverile in questa regione è tipicamente associato a condizioni anticicloniche più prominenti sulla Groenlandia a luglio. Questa regione di alta correlazione si allinea generalmente con la banda zonale di moderata frequenza SCE di maggio nella Figura 7a e suggerisce che la variabilità del manto nevoso in quest’area guidi la correlazione sfasata documentata nella Figura 5.
La Figura 8 narra la risposta superficiale alla variabilità del SCE primaverile tracciando le anomalie del contenuto di acqua nel suolo volumetrico (colonna di sinistra), il flusso di calore sensibile superficiale all’atmosfera (colonna centrale) e la temperatura dell’aria a 2 metri (colonna di destra) ottenuti da una regressione lineare rispetto all’area SCE nordamericana di maggio standardizzata e invertita per ogni mese che copre la relazione sfasata identificata nella Figura 5 (ovvero, maggio–luglio). Ancora una volta, tutti i campi sono stati scontrendati prima della regressione ( Il termine “scontrendati” nel contesto scientifico, e specialmente nell’analisi dei dati, si riferisce alla rimozione o l’aggiustamento di una tendenza nei dati. Questo processo si chiama “detrending” in inglese, e si riferisce all’eliminazione di effetti o tendenze lineari o non lineari dai dati, per mettere in evidenza fluttuazioni o cicli più sottili. ). Le anomalie di regressione indicano che una bassa area SCE di maggio coincide con una temperatura dell’aria superficiale anomala calda lungo la costa settentrionale del Nord America che si estende appena a sud dei Grandi Laghi (Fig. 8c). A giugno, le anomalie di temperatura positive in tutto il Canada si sono notevolmente indebolite (Fig. 8f).
Fig. 8 | Condizioni superficiali nordamericane a seguito di una bassa estensione della copertura nevosa di maggio. Coefficienti di regressione di a, d, g) acqua volumetrica del suolo ERA5 fino a una profondità di 28 cm, b, e, h) flusso di calore sensibile superficiale verso l’alto, e c, f, i) temperatura dell’aria a 2 m ottenuti da una regressione lineare delle variabili superficiali di a-c) maggio, d-f) giugno, e g-i) luglio contro l’area invertita e standardizzata dell’estensione della copertura nevosa nordamericana di maggio. Il puntinato indica la significatività al livello di confidenza del 95%. I test di ipotesi sono stati condotti individualmente per ogni cella della griglia senza correzione per test multipli o autocorrelazione spaziale.
Nello stesso tempo, sono emerse forti anomalie negative dell’umidità del suolo in congiunzione con un aumento del flusso di calore sensibile e una seconda anomalia calda sull’America del Nord orientale (Fig. 8d-f). L’emergere di questa anomalia calda ben dopo il ritiro stagionale della copertura nevosa dalla regione (Fig. 7) è coerente con un effetto attivo della neve-idrologico. Entro luglio, le anomalie dell’umidità del suolo e del flusso di calore sensibile in tutto il Nord America si sono ulteriormente indebolite (Fig. 8g, h); tuttavia, sebbene non statisticamente significativo, il modello spaziale di riduzione dell’umidità del suolo negli Stati Uniti orientali e in Canada si allinea bene con le anomalie di temperatura superficiale positive lungo la costa orientale e che si estendono all’interno a sud della Baia di Hudson, significative al livello di confidenza del 95% (Fig. 8g, i) – condizioni che suggeriscono che l’effetto neve-idrologico sull’America del Nord orientale persiste fino a luglio, quando si osserva la risposta ondosa stazionaria.
Considerando queste condizioni superficiali nel contesto della risposta ondosa stazionaria concomitante, è evidente che il WAF ascendente nella Fig. 6c si allinea generalmente con il centro dell’anomalia calda sull’America del Nord orientale (Fig. 8f, i). Ciò è coerente con lavori precedenti, che hanno dimostrato che i cambiamenti sia nella copertura nevosa^33 che nel ghiaccio marino^29 possono causare una risposta baroclinica locale che favorisce un WAF ascendente sulla regione del conseguente riscaldamento diabatico dell’atmosfera vicino alla superficie. Quindi, questi risultati supportano l’esistenza di un effetto neve-idrologico focalizzato regionalmente sull’America del Nord orientale che persiste fino a luglio, fornendo una catena di meccanismi fisici che collegano il SCE primaverile alla risposta ondosa di Rossby stazionaria generata baroclinicamente.
Fig. 9 | Illustrazione del legame tra la copertura nevosa nordamericana e la circolazione atmosferica sulla Groenlandia. Una bassa copertura nevosa in primavera causa un esaurimento precoce dell’umidità del suolo nell’America del Nord orientale (ombreggiatura marrone). Le condizioni secche che seguono producono un’anomalia di calore superficiale che persiste fino a luglio (ombreggiatura arancione). Questo riscaldamento anomalo dell’atmosfera vicino alla superficie induce una risposta d’onda Rossby stazionaria che si propaga verso nord-est (freccia gialla) e favorisce la formazione di una cresta di alta pressione sulla Groenlandia, condizioni che sono note per aumentare lo scioglimento della calotta glaciale della Groenlandia (ombreggiatura blu). L’alta pressione è denotata dalla lettera rossa H; la bassa pressione è denotata dalla lettera blu L.
Discussione
L’AA è spesso stata invocata come una possibile spiegazione per le condizioni atmosferiche che hanno accelerato la perdita di massa GrIS negli ultimi decenni^16,31,50,51. La nostra analisi ha esaminato direttamente questa possibilità esaminando il collegamento tra AA e l’ondulazione della circolazione atmosferica sull’Atlantico settentrionale e documentando il ruolo della calante copertura nevosa terrestre nel dettare la posizione del modello ondoso risultante. Nel perseguire questo obiettivo, abbiamo documentato prove che collegano l’AA all’aumento osservato del blocco della Groenlandia in estate.
L’ondulazione atmosferica estiva attraverso il nostro dominio centrato sulla Groenlandia ha subito un aumento statisticamente significativo, coerente con le tendenze positive a lungo termine nell’ondulazione a est e ovest della Groenlandia documentate in studi precedenti^19–21 (Fig. 2a, 4a). L’aumento dell’ondulazione è collocato con un indebolimento simultaneo del gradiente di temperatura meridionale e una decelerazione del vento zonale (Fig. 4), risultati che suggeriscono che l’AA ha contribuito all’aumento degli estremi meteorologici persistenti nella regione^16.
Un aumento dell’ondulazione non informa su eventuali tendenze nella fase delle onde misurate su una data località. Uno sguardo superficiale alla Fig. 2 suggerisce che l’aumento dell’ondulazione sull’Atlantico settentrionale ha effettivamente supportato la ben consolidata tendenza positiva nel blocco della Groenlandia. Poiché un anticiclone bloccante è di per sé una caratteristica di un’onda planetaria amplificata, non sorprende che il comportamento a lungo termine del GBI e quello dell’ondulazione dell’Atlantico settentrionale si siano strettamente seguiti l’un l’altro (Fig. 2). Tuttavia, la nostra analisi va oltre nel dimostrare che l’ondulazione e il GBI presentano una forte relazione lineare su scale temporali giornaliere (Fig. 3), stabilendo così che i flussi più ondulati nella regione favoriscono effettivamente il crinale sulla Groenlandia.
Altri hanno riassunto le dinamiche che incoraggiano il crinale sopra la Groenlandia più in generale^3. Essi notano che il flusso da ovest sopra la topografia orientata da nord a sud produce un crinale, mentre l’efflusso catabatico dall’interno del mantello di ghiaccio genera subsidenza e riscaldamento adiabatico in alto, che aumenta le altezze geopotenziali. Inoltre, c’è una frequente ciclogenesi lungo la costa atlantica degli Stati Uniti, che promuove lo sviluppo di un crinale a valle sulla Groenlandia^3,52. Questi fattori possono, da soli, ancorare il crinale sopra la Groenlandia durante periodi di flusso più ondulato.
Data la forte relazione lineare tra ondulazione e il GBI, si potrebbe aspettare una tendenza positiva nel blocco della Groenlandia semplicemente in virtù dell’aumento dell’ondulazione sotto l’AA. La ritirata della SCE probabilmente contribuirebbe a questo meccanismo aumentando il riscaldamento ad alta latitudine e indebolendo il gradiente di temperatura meridionale^31,45, ma si sa che le anomalie della SCE esercitano un’influenza diretta sul modello d’onda stazionario^33,53,54, che potrebbe anche agire per imporre un crinale sulla Groenlandia. I nostri risultati mostrano una significativa relazione sfasata che indica che gli anni di bassa SCE nordamericana in primavera sono seguiti da un aumento dell’ondulazione e del blocco della Groenlandia il luglio successivo (Fig. 5). Questa risposta atmosferica ritardata alla SCE primaverile sembra essere la conseguenza di un effetto idrologico-nevoso attivo che emerge sull’America del Nord orientale in giugno e persiste fino a luglio negli anni di bassa SCE in maggio (Fig. 8). Come riassunto nella Fig. 9, le temperature superficiali anomale che seguono sono associate a una risposta atmosferica baroclina a luglio che eccita un treno d’onda stazionario di Rossby e impone un crinale anomalo sulla Groenlandia (Fig. 6).
I nostri risultati indicano che un flusso da ovest indebolito sotto l’AA e una risposta d’onda stazionaria alla ritirata della SCE nordamericana hanno entrambi contribuito a un più frequente blocco estivo della Groenlandia negli ultimi decenni. Questi rappresentano due fenomeni potenzialmente sinergici, poiché la risposta atmosferica alla forzatura termica superficiale nelle medie latitudini diventa più pronunciata con una riduzione del flusso zonale di fondo^15,55,56. Inoltre, considerando questi due meccanismi insieme si potrebbe ottenere una comprensione aggiuntiva delle dinamiche sottostanti l’aumento recente del blocco della Groenlandia se visti all’interno del modello di ingorgo del flusso bloccato^57.
In questo modello, il blocco è principalmente governato dal flusso zonale medio della colonna dell’attività ondulatoria locale (LWA), che è una misura variabile in longitudine, basata sulla vorticita potenziale, dell’ondulazione del jet stream. Come il flusso del traffico su un’autostrada, il flusso zonale aumenta per accomodare l’intensificarsi della LWA fino a una certa capacità, dopodiché il flusso diminuisce rapidamente, portando all’accumulo di LWA e all’inizio del blocco. Secondo il modello, un’onda stazionaria più amplificata in risposta al ritiro della copertura nevosa primaverile (Fig. 6) agirebbe per avvicinare la LWA alla capacità, mentre un jet più debole sotto AA (Fig. 4c) ridurrebbe quella capacità—cambiamenti che entrambi diminuirebbero la forzatura transitoria dei vortici richiesta per innescare il blocco sopra la Groenlandia.
Mentre il metodo che abbiamo usato per tracciare la risposta dell’onda stazionaria in questa analisi enfatizza la relazione tra la copertura nevosa primaverile (SCE) e la circolazione atmosferica che segue, il modello e la grandezza delle anomalie di regressione riflettono anche l’influenza combinata di altre fonti di variabilità interna all’interno del sistema climatico. Altri aspetti dell’AA potrebbero anche giocare un ruolo: lavori precedenti hanno presentato prove di un collegamento tra il declino del ghiaccio marino e la circolazione anticiclonica anomala sopra la Groenlandia.
È difficile separare questi processi integrati utilizzando solo le osservazioni. I risultati preliminari dei modelli a circolazione generale (GCM) mostrano una risposta nella troposfera superiore alla scomparsa della copertura nevosa primaverile del Nord America che si allinea strettamente con i risultati osservativi presentati in questo documento (cfr., Fig. 6a e Figura Supplementare 3b), aumentando la fiducia in un collegamento tra la riduzione della copertura nevosa e il recente cambiamento nella circolazione atmosferica estiva sopra la Groenlandia. I lavori futuri continueranno a esaminare la rappresentazione di questo accoppiamento neve-atmosfera nei GCM utilizzando sia esperimenti di copertura nevosa ideali sia simulazioni d’insieme delle condizioni storiche e proiettate.
METODO
L’analisi presentata si basa sui dati di reanalisi ERA5 per il periodo 1979-2022, concentrandosi sul 1979 in poi a causa della scarsità relativa di osservazioni assimilate e problemi con l’inizializzazione dell’umidità del suolo nei dati ERA5 prima di quel momento.
L’analisi mira a rappresentare la configurazione atmosferica su larga scala sulla Groenlandia attraverso due metriche di circolazione: l’indice di sinuosità e l’indice GBI (Greenland Blocking Index). L’indice di sinuosità misura quanto una particolare isohypsa (linea di uguale pressione atmosferica) si discosta da un cerchio perfetto, con un valore di 1 che indica un tracciato parallelo alla latitudine.
La formula per calcolare l’indice di sinuosità è data, e l’analisi include l’uso di un indice di sinuosità aggregato (Sag), che rappresenta la media dell’indice di sinuosità di cinque isohypse distribuite uniformemente coprendo le medie latitudini.
Viene descritta una stagionalità nell’indice di sinuosità aggregato per catturare meglio le latitudini barocliniche, in particolare d’estate. Viene inoltre applicato un filtro per eliminare i valori di Si inferiori a 1, che possono rappresentare valori irrealistici.
In termini atmosferici, un basso Sag indica un flusso più zonale, mentre un alto Sag indica un flusso più ondulato o meridionale. Viene fatto riferimento a due esempi specifici di configurazioni sinottiche che risultano in valori bassi e alti di Sag e il loro legame con le condizioni meteorologiche e glaciali sulla Groenlandia.
Il testo discute inoltre l’indice di sinuosità e il Greenland Blocking Index (GBI) utilizzati per analizzare la circolazione atmosferica sopra l’Atlantico settentrionale e la Groenlandia.
- Indice di Sinuosità: Questo indice indica se è presente un tipo di circolazione ondulata sopra l’Atlantico settentrionale che può portare a condizioni meteorologiche persistenti e anomale.
- Greenland Blocking Index (GBI): Il GBI è un indice più specifico che misura il blocco sopra la Groenlandia. È calcolato come la media ponderata della Z500 (altezza geopotenziale a 500 hPa) su un dominio che copre le latitudini 60–80°N e le longitudini 20–80°W. Gli episodi di blocco sopra la Groenlandia sono spesso identificati come anomalie positive del GBI rispetto alla media temporale. Il GBI viene usato principalmente per studiare la relazione tra il blocco e il bilancio di massa della superficie della Groenlandia, e per identificare la tendenza positiva recente nel blocco estivo sopra la Groenlandia. Valori mensili e stagionali del GBI sono fortemente correlati con la frequenza dei giorni eccezionalmente alti del GBI che caratterizzano gli episodi di blocco sulla Groenlandia.
In sintesi, l’indice di sinuosità e il GBI sono strumenti utilizzati per analizzare e identificare modelli atmosferici specifici sopra l’Atlantico settentrionale e la Groenlandia, contribuendo alla comprensione delle dinamiche climatiche in queste regioni.
Indagine della relazione ritardata tra la copertura nevosa e la circolazione atmosferica estiva sopra la Groenlandia
Per indagare se la circolazione atmosferica estiva sopra la Groenlandia sia influenzata dalle variazioni della copertura nevosa ad alta latitudine, amplificate nell’Artico, abbiamo eseguito una regressione lineare ritardata di ciascuno dei tre indici di circolazione dettagliati nella sezione precedente rispetto all’estensione antecedente della copertura nevosa (SCE). In particolare, abbiamo esaminato l’area SCE dell’Emisfero Settentrionale, dell’Eurasia e del Nord America, derivata dal Climate Data Record (CDR) dell’Emisfero Settentrionale SCE della National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) dal Rutgers University Global Snow Lab. Il CDR fornisce osservazioni settimanali sulla copertura nevosa prodotte principalmente attraverso l’interpretazione manuale di immagini satellitari visibili. Queste osservazioni sono rese disponibili su una griglia polare stereografica 88×88 che copre l’Emisfero Settentrionale e, data la loro risoluzione spaziale grossolana, sono più adatte per monitorare la SCE su scala continentale. Applicazioni precedenti del CDR sulla copertura nevosa che sono particolarmente rilevanti per gli obiettivi di questo studio includono la documentazione del rapido ritiro della copertura nevosa primaverile in tutto l’Emisfero Settentrionale come indicatore di AA e la dimostrazione dell’influenza della variabilità della copertura nevosa eurasiatica sulla circolazione atmosferica estiva.
Nei casi in cui l’analisi di regressione ritardata ha rivelato un’apparente connessione tra la copertura nevosa primaverile (SCE) e la successiva circolazione atmosferica estiva sulla Groenlandia, abbiamo cercato prove di una diretta risposta d’onda Rossby stazionaria come possibile meccanismo dinamico esplicativo alla base della relazione statistica osservata. Questo è stato realizzato tracciando la risposta d’onda stazionaria utilizzando il flusso di attività d’onda tridimensionale, dove i vettori WAF scorrono paralleli alla velocità di gruppo locale del pacchetto d’onda Rossby.
Studi precedenti hanno applicato questa formulazione del WAF per dimostrare l’influenza sia del ghiaccio marino che della variabilità della copertura nevosa sulla circolazione atmosferica, mostrando il WAF calcolato dai campi di differenza composita che rappresentano il cambiamento nello stato dell’atmosfera tra anni di condizioni superficiali opposte (ad es., anni di SCE bassa-meno-alta). Qui, seguiamo l’approccio generale del riferimento 66 calcolando il WAF dai coefficienti di regressione piuttosto che dalle differenze composite, per fornire una rappresentazione più diretta delle condizioni catturate nell’analisi di regressione ritardata. In particolare, abbiamo calcolato il WAF dalla funzione di flusso geostrofico dell’anomalia derivata dai coefficienti di una regressione lineare di ERA5 Z300 contro l’area mensile invertita della SCE eseguita in ogni cella della griglia dei dati di reanalisi. Pertanto, i nostri risultati rappresentano la risposta atmosferica ad una anomalia negativa standardizzata della SCE durante il periodo di studio 1979–2022. Gli indici di circolazione e Z300 sono stati detrendizzati prima della regressione, e i coefficienti di regressione sono stati mappati su una griglia di 2,5° utilizzando il rimappaggio conservativo di primo ordine e levigati con un filtro Gaussiano prima di calcolare il WAF.
Una catena di meccanismi proposta che collega la circolazione atmosferica estiva alle condizioni superficiali primaverili è l’effetto idrologico-nevoso, in cui una SCE primaverile diminuita provoca un impoverimento dell’umidità del suolo e, di conseguenza, un riscaldamento superficiale potenziato in estate. Per indagare su questo percorso, eseguiamo anche una regressione lineare punto griglia dell’umidità del suolo ERA5 mensile detrendizzata e della temperatura dell’aria superficiale contro la SCE mensile detrendizzata. Eseguiamo la regressione utilizzando le variabili superficiali mensili per ogni mese che copre la correlazione ritardata significativa tra la SCE primaverile e la circolazione atmosferica estiva, per illustrare la catena temporale dei meccanismi nell’effetto idrologico-nevoso.
Tecniche statistiche utilizzate nell’analisi
L’ipotesi nulla che la pendenza di ogni regressione lineare fosse uguale a zero è stata testata utilizzando un test t a due code e un livello di significatività di α = 0.05. L’analisi ha anche valutato le tendenze a lungo termine nella copertura nevosa (SCE) in America del Nord e in Eurasia, nonché in altri indici come Sag e GBI, utilizzando la regressione lineare.
L’analisi non ha trovato prove di autocorrelazione temporale in queste serie temporali mensili e stagionali, determinando che la regressione lineare fosse un metodo adatto per la stima della pendenza. In un esperimento modello idealizzato, le differenze tra i controlli e le simulazioni ridotte della neve sono state testate anch’esse con un test t a due code, con lo stesso livello di significatività. I test ipotetici sono stati eseguiti senza aggiustamenti per test multipli e senza considerare l’autocorrelazione spaziale.
Esperimento di modello ideale
Per supportare i risultati basati sull’analisi del riassunto ERA5 presentato nel manoscritto principale, abbiamo condotto un esperimento controllato ideale utilizzando la versione 2.2 del Community Earth System Model (CESM2) del National Center for Atmospheric Research67. Il CESM2 è stato eseguito nella configurazione del Progetto di Interconfronto del Modello Atmosferico (AMIP), che include componenti interattivi dell’atmosfera e della superficie terrestre con temperature superficiali del mare (SST) e ghiaccio marino prescritti. Le SST e il ghiaccio marino sono stati prescritti come cicli stagionali variabili mensilmente basati sulla climatologia osservata dal 2005 al 2015 (ovvero, set di componenti: F2010climo)68. Il componente atmosferico era la versione 6 del Community Atmosphere Model (CAM6)69 e il componente della superficie terrestre era la versione 5 del Community Land Model (CLM5)70, entrambi con risoluzioni orizzontali corrispondenti di 0,9° (latitudine) per 1,25° (longitudine). Abbiamo eseguito questa configurazione per dieci anni consecutivi (simulazione di controllo) e abbiamo salvato i file di riavvio per il 1° maggio di ogni anno. Abbiamo quindi modificato i file di riavvio della superficie terrestre riducendo la copertura nevosa sull’America del Nord a zero e abbiamo rieseguito simulazioni di 3 mesi (dal 1° maggio al 31 luglio) per ciascuno dei 10 anni (simulazione di neve ridotta). Questo approccio ha testato l’impatto della copertura nevosa mantenendo la variabilità interannuale. La nostra analisi, presentata nelle informazioni supplementari e discussa nella sezione “Risultati preliminari del GCM”, ha valutato le differenze tra le simulazioni di neve ridotta e controllate per quantificare la risposta alla bassa copertura nevosa di maggio in Nord America. La Figura Supplementare 3 presenta la risposta atmosferica e la Figura Supplementare 4 dimostra che la rimozione della copertura nevosa di maggio ha portato all’impatto atteso sulle condizioni superficiali sull’America del Nord, ovvero, la ridotta copertura nevosa di primavera è stata seguita da un esaurimento del contenuto di umidità del suolo, un flusso di calore sensibile migliorato e temperature superficiali più calde.