La Connessione Troposfera-Stratosfera dell’OSC (Oscillazione Nord Atlantica) MAARTEN H. P. AMBAUM E BRIAN J. HOSKINS Dipartimento di Meteorologia, Università di Reading, Reading, Berkshire, Regno Unito (Manoscritto ricevuto il 19 ottobre 2001, in forma definitiva il 18 gennaio 2002)
ABSTRACT
Utilizzando dati medi mensili, dati giornalieri e argomentazioni teoriche, vengono stabilite relazioni tra le variazioni di pressione superficiale associate all’Oscillazione Nord Atlantica (OSC), l’altezza della tropopausa e la forza del vortice stratosferico. Un aumento dell’indice dell’OSC porta a un rafforzamento del vortice stratosferico, circa 4 giorni dopo, a seguito di una maggiore rifrazione equatoriale delle onde di Rossby che si propagano verso l’alto. A livello della tropopausa, gli effetti dell’aumentato indice dell’OSC e del vortice polare stratosferico sono opposti, risultando in una tropopausa più bassa sopra l’Islanda e una più alta sopra l’Artico. L’innalzamento della tropopausa artica porta a uno stiramento e a un incremento della velocità di rotazione della colonna troposferica e, quindi, è associato a una diminuzione della pressione superficiale vicino al Polo Nord. Per i dati medi mensili si è scoperto che un aumento della deviazione standard dell’indice dell’OSC è associato a un aumento del 10% nella forza del vortice stratosferico, misurato dalla vorticità potenziale a 500 K. Un semplice modello teorico prevede che ciò sia associato a un innalzamento di circa 300 metri della tropopausa artica, come osservato, e a una diminuzione di 5 hPa della pressione superficiale al Polo Nord. Gli effetti dell’aumento di velocità della colonna troposferica possono proiettarsi sul modello dell’OSC, cosicché la stratosfera agisce come un integratore dell’indice dell’OSC.
1. Introduzione
La propagazione verticale delle onde di Rossby è stata investigata da Charney e Drazin (1961) utilizzando la teoria delle onde lineari. Questa teoria fornisce il paradigma per il nostro modo di pensare al collegamento tra la stratosfera e la troposfera. Si ritiene che durante l’inverno, grandi meandri orizzontali nel getto troposferico si propaghino verso l’alto e si rompano al livello del getto stratosferico. Queste onde che si rompono agiscono per rallentare il getto stratosferico, connettendo così il flusso nella troposfera e nella stratosfera. Infatti, le forze dei venti zonali nella stratosfera e nella troposfera sono significativamente correlate.
Baldwin et al. (1994) dimostrano che la forza del getto stratosferico è principalmente collegata con la forza di un modello nella troposfera molto simile all’Oscillazione Nord Atlantica (ONA), che può essere considerata come una misura dei grandi meandri sull’area del Nord Atlantico.
Un collegamento osservato correlato tra la stratosfera e la troposfera è quello tra la colonna totale di ozono e l’Oscillazione Artica (OA), un modello altamente correlato con l’ONA. Si osserva che il cambiamento nella colonna di ozono totale sopra l’Artico è negativamente correlato con l’OA, suggerendo una contraddizione apparente poiché un aumento dell’indice dell’OA è normalmente associato a una tropopausa depressa e a una colonna di ozono stratosferico più alta.
Nella prossima sezione, dimostreremo come la componente stratosferica dell’ONA sia cruciale per risolvere questo paradosso. Stabilirò come l’indice dell’ONA e la forza del vortice polare stratosferico, misurati in vorticità potenziale, siano correlati e come influenzino l’altezza della tropopausa e la pressione superficiale. Le connessioni che immaginiamo sono rappresentate in forma schematica nella Figura 1. La depressione islandese più profonda associata a un indice dell’ONA potenziato è associata a una tropopausa più bassa e a una minore rottura delle onde nel getto stratosferico, il che rende il getto più forte. La generazione di un’anomalia di vorticità potenziale positiva porterà a un innalzamento della tropopausa sopra il Polo Nord, stirando così la colonna troposferica sottostante e associandosi a un segnale di bassa pressione vicino al Polo Nord.
2. Medie Mensili
In questa sezione verranno presentate mappe di regressione basate sui dati medi invernali (dicembre-marzo). I processi di propagazione delle onde responsabili del collegamento tra la stratosfera e la troposfera hanno una scala temporale significativamente inferiore a un mese. Pertanto, le relazioni con ritardo appariranno come connessioni istantanee in queste mappe. Anche i processi associati all’aggiustamento geostrofico e idrostatico hanno una scala temporale molto inferiore a un mese, quindi le firme troposferiche delle anomalie di vorticità potenziale stratosferica appariranno come connessioni diagnostiche istantanee.
Prima definiremo alcuni indici rilevanti. L’indice dell’OSC (NAO) sarà definito come la serie temporale del primo componente principale della pressione media a livello del mare, confinata nel settore Atlantico, con il ciclo stagionale rimosso. Un indice che misura la forza del vortice polare stratosferico (PV500) sarà definito come la serie temporale del primo componente principale della vorticità potenziale a un’altezza di circa 20 km.
Questi indici vengono utilizzati per definire un indice dell’OSC troposferico che non ha correlazione lineare con l’indice PV500, e un indice stratosferico PV500 che non ha correlazione lineare con l’indice NAO. Le correlazioni lineari tra questi indici mostrano una forte connessione, evidenziando l’interazione tra la troposfera e la stratosfera. Queste connessioni sono illustrate nella Figura 2.L’altezza della tropopausa è stata determinata utilizzando la definizione di gradiente termico dell’Organizzazione Meteorologica Mondiale e l’interpolazione lineare tra i livelli di dati per ogni giorno. La media climatologica dell’altezza della tropopausa è mostrata nella Figura 3. Sebbene la direzione del gradiente sia generalmente verso le latitudini inferiori, la situazione nella regione artica è più complicata. I minimi si trovano sopra il nord del Canada e il Giappone, mentre sopra l’Artico le isolinee sono dirette approssimativamente da 60°W a 120°E.
Nella Figura 3b è mostrata la regressione dell’altezza della tropopausa sull’indice NAO. Molti dei tratti sono concentrati attorno a questo gradiente sopra l’Artico. Come previsto, la tropopausa è più alta sopra l’alta pressione delle Azzorre associata all’NAO, ed è più bassa sopra la depressione intensificata dell’Islanda. Tuttavia, nel resto dell’Artico la tropopausa è generalmente più alta.
La stratosfera gioca un ruolo chiave nell’innalzamento della tropopausa artica con l’aumento dell’indice NAO. Il vortice stratosferico aumenta di forza con l’aumento dell’indice NAO. L’altezza della tropopausa artica aumenta con l’aumento di forza del vortice stratosferico, come mostrato nella Figura 3c. L’indice NAOt rappresenta quella parte dell’indice NAO che non è direttamente legata agli aumenti della forza del vortice stratosferico.
Nella Figura 3d vediamo che la regressione dell’altezza della tropopausa su questo indice non mostra quasi l’innalzamento sopra l’Artico, mentre le caratteristiche sopra le regioni dell’Islanda e delle Azzorre sono mantenute. Concludiamo che l’innalzamento della tropopausa con l’aumento dell’indice NAO è associato alla componente stratosferica dell’NAO.Il motivo per cui ciò avviene è il predominio dell’anomalia di vorticità potenziale stratosferica. Come discusso in Hoskins et al. (1985), le superfici isentropiche tendono a piegarsi verso le anomalie isolate di vorticità potenziale positiva, come mostrato nello schema nella Figura 4. La tropopausa alle latitudini più elevate può essere associata a una superficie di vorticità potenziale. Analogamente, la temperatura potenziale dei pacchetti di tropopausa deve essere conservata nei cambiamenti che non sono associati a effetti diabatici alla tropopausa. Quindi possiamo assumere che la temperatura potenziale della tropopausa sia più o meno fissata per i cambiamenti nella vorticità potenziale nella stratosfera. Questo implica che la tropopausa si sposterà verso l’alto per un’anomalia positiva di vorticità potenziale stratosferica.
Possiamo quantificare come i cambiamenti nell’altezza della tropopausa siano associati alle anomalie di vorticità potenziale nella stratosfera: utilizzando coordinate isentropiche e equilibrio idrostatico, la vorticità potenziale può essere definita. Un cambiamento nella vorticità potenziale sarà associato a un cambiamento nella stratificazione e a un cambiamento nella vorticità assoluta. L’aggiustamento geostrofico tenderà a rendere il numero di Burger vicino all’unità per qualsiasi anomalia di vorticità potenziale, ovvero tenderà a rendere la scala di lunghezza orizzontale vicina al raggio di deformazione di Rossby associato alla scala di altezza.Consideriamo ora la differenza di pressione tra una superficie isentropica sopra l’anomalia di vorticità potenziale e la superficie isentropica che tocca la tropopausa artica. Si presume che queste superfici non cambino nel processo di interesse. Trascurando le variazioni di pressione nella parte alta del dominio rispetto a quelle alla tropopausa, troviamo che il cambiamento frazionario nella pressione della tropopausa è circa la metà, e opposto, al cambiamento frazionario della vorticità potenziale nella stratosfera.
Il cambiamento frazionario della vorticità potenziale nella stratosfera con un aumento unitario positivo dell’indice NAO è di circa il 10%, quindi concludiamo che la diminuzione della pressione della tropopausa dovuta alla componente stratosferica dell’NAO è di circa il 5%. Utilizzando l’equilibrio idrostatico, questo cambiamento nella pressione della tropopausa è correlato a un cambiamento nell’altezza della tropopausa.
Per una temperatura della tropopausa di circa 210 K, questo corrisponde a un cambiamento nell’altezza della tropopausa di circa 300 metri, il che è in accordo con l’aumento osservato dell’altezza della tropopausa sull’Artico con l’NAO, come mostrato nella figura 3b. Un altro esempio di questa relazione quantitativa tra i cambiamenti della vorticità potenziale stratosferica e i cambiamenti nell’altezza della tropopausa è il cambiamento dell’altezza della tropopausa con il cambiamento dell’indice PV500: nella figura 2b si vede che per una deviazione standard dell’indice PV500, il massimo cambiamento nei valori di vorticità potenziale stratosferica è di circa 10 PVU.La vorticità potenziale massima nel valore medio climatologico è di circa 60 PVU a quel livello ed è nella stessa posizione del massimo nella figura 2b. Se il cambiamento frazionario nella vorticità potenziale di 1/6 è rappresentativo per la stratosfera, ci aspettiamo un cambiamento frazionario nella pressione della tropopausa di circa 1/12, che, seguendo la relazione idrostatica, è associato a un cambiamento nell’altezza della tropopausa di circa 500 m. Questo è effettivamente vicino al massimo nella mappa di regressione della figura 3c.
Nell’analisi sopra abbiamo ignorato la pressione e le sue variazioni nella parte alta del dominio perché entrambe sono piccole rispetto alla pressione o alle sue variazioni sulla tropopausa. Questo può essere visto come il principio di controllo dal basso (Haynes et al. 1991), ma visto da una prospettiva diversa. Questo principio si basa sul fatto che il decadimento della densità con l’altezza implica una capacità limitata sopra una regione sorgente di assorbire momento angolare rimanendo in equilibrio del vento termico.
Nella configurazione di controllo dal basso, la forzatura associata allo spin-up del getto stratosferico è equilibrata da una circolazione secondaria sottostante. Nella nostra configurazione, il getto stratosferico modificato può essere considerato il risultato di una certa forzatura, mentre la circolazione zonale modificata sottostante (vedi sezione 4) è poi il risultato della forza di Coriolis indotta dalla circolazione secondaria associata a quella forzatura.Successivamente considereremo come i cambiamenti nella troposfera siano associati ai cambiamenti nella stratosfera. È istruttivo vedere come la pressione media a livello del mare cambi con l’indice PV500. La Figura 5 mostra che i cambiamenti nella forza del vortice stratosferico sono principalmente associati a cambiamenti nella pressione media a livello del mare nell’Atlantico. Infatti, questo schema è molto simile al modello dell’ONA nella Figura 2a, anche se il centro d’azione delle Azzorre è spostato verso nord di circa 5° e il centro d’azione islandese è collegato più chiaramente a uno centrato quasi al Polo. Regredendo la pressione media a livello del mare sull’indice PV500s, troviamo una firma più debole, con estremi di circa 62 hPa, che è in gran parte in quadratura con il modello dell’ONA (non mostrato). Concludiamo che i cambiamenti più significativi nella forza del vortice stratosferico sono principalmente associati a variazioni nell’indice ONA.
Baldwin et al. (1994) arrivano a una conclusione simile basata sulla decomposizione in valori singolari dei campi medi invernali di altezza a 500 e 50 hPa. Osservano anche che il collegamento più forte tra questi due livelli è associato a un modello simile all’ONA al livello di 500 hPa. Anche loro trovano alcune differenze in questo modello rispetto a quello che chiamano il modello dell’ONA, e più significativamente trovano che il loro modello SVD dell’altezza a 500 hPa ha anche un centro artico più esteso sopra il cappuccio polare rispetto al modello dell’ONA. Questa caratteristica è confermata nella nostra analisi, basata su un indice stratosferico che non è costruito per essere connesso con la troposfera.
L’associazione della forza del vortice stratosferico con la pressione media a livello del mare può essere compresa nel contesto della propagazione lineare delle onde. Consideriamo il flusso di momento verso il polo da parte di eddies stazionari, che, moltiplicato per un fattore che include il raggio della Terra, diventa la componente polare del flusso di Eliassen-Palm. Il campo mostrerà le regioni che contribuiscono maggiormente alla media zonale. Tuttavia, si deve prestare attenzione nell’interpretare i dettagli locali, poiché questi dipenderanno dal comportamento del campo lungo l’intero cerchio di latitudine. Le regressioni di questo campo a 300 hPa sugli indici PV500 e NAO<sub>t</sub> sono mostrate nelle Figure 6a e 6b. Sebbene le due serie temporali non siano correlate, i campi regrediti sono notevolmente simili; entrambi mostrano un aumento del flusso di momento polare stazionario associato a cambiamenti nella regione atlantica. La firma dell’indice NAOt su questo campo è associata con il potenziamento e l’allungamento del getto SW-NE sopra l’Atlantico settentrionale. La firma dell’indice PV500 è sorprendente per la sua localizzazione sull’Atlantico e la somiglianza con la firma NAOt.
Le regressioni del flusso di temperatura verso il polo sugli indici PV500 e NAOt sono mostrate nelle Figure 6c e 6d. La media zonale di questo campo è proporzionale alla componente ascendente del flusso di Eliassen-Palm. Il cambiamento del flusso di temperatura verso il polo con gli indici NAOt e PV500 offre un quadro meno localizzato rispetto al flusso di momento verso il polo. È anche meno evidente se le medie zonali abbiano un segno chiaro perché le anomalie si verificano con entrambi i segni. Considerazioni simili sono state avanzate da Hartmann et al. (2000) per la media zonale.
Si osserva che il flusso totale di calore verso il polo rimane più o meno lo stesso con l’aumento dell’indice AO, anche se si verifica uno spostamento dal numero d’onda zonale 1 al numero d’onda zonale 2. Tuttavia, è notevole che ci sia nuovamente un alto grado di somiglianza tra le regressioni sulla regione dell’Atlantico settentrionale. Sotto certe ipotesi, il flusso di Eliassen-Palm può essere considerato come il flusso dell’attività delle onde di Rossby (Edmon et al. 1980). Non ci concentreremo sul fornire ulteriori prove per l’immagine della stratosfera accoppiata alla troposfera tramite onde di Rossby che si propagano verticalmente. Ciò che mostriamo qui è la notevole somiglianza sulla regione atlantica nei campi relativi ai flussi di onde lineari associati a modulazioni indipendenti del getto stratosferico e del segnale NAO<sub>t</sub> superficiale. I nostri dati portano all’interpretazione che un indice NAOt potenziato è associato a cambiamenti nell’Atlantico in modo tale che le onde di Rossby che si propagano verso l’alto nella stratosfera tendano a rifrangersi più verso l’equatore. Di conseguenza, c’è meno indebolimento del getto stratosferico causato dalla successiva rottura delle onde di Rossby che si propagano verso l’alto. Questo è associato a un aumento dell’indice PV500. Il presente studio suggerisce che questi cambiamenti sono principalmente dovuti a processi nell’Atlantico, associati all’NAO.
Concludiamo che nei dati medi mensili esiste una forte connessione tra la stratosfera e la troposfera. La forza del getto stratosferico è principalmente associata alla forza del modello NAO. La connessione è coerente con la variazione nella rifrazione verso l’equatore delle onde di Rossby che si propagano verso l’alto, dovuta principalmente a cambiamenti nell’Atlantico. In termini di perturbazioni nell’altezza della tropopausa, le componenti troposferica e stratosferica del NAO hanno segni opposti. La tropopausa è abbassata sopra la bassa pressione islandese potenziata, ma allo stesso tempo è aumentata sopra l’Artico in associazione con il getto stratosferico potenziato. Sembra che le modulazioni nelle altezze della tropopausa sulle regioni atlantica e artica siano indirettamente connesse tramite la stratosfera.
La Figura 1 illustra schematicamente le connessioni tra le modulazioni nell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), l’altezza della tropopausa e la forza del getto stratosferico. Ecco una spiegazione dettagliata degli elementi mostrati nella figura:
- Circolazione ciclonica sopra l’Islanda (IC): L’aumento dell’indice NAO è associato a un’intensificazione della circolazione ciclonica sopra l’Islanda, rappresentata dalla freccia circolare in corrispondenza di IC nella figura.
- Tropopausa (linea spessa): Con l’aumento dell’indice NAO, si verifica un abbassamento della tropopausa (linea spessa continua nella figura) che è associato ad un’anomalia di vorticità potenziale positiva (indicato dal segno “+”).
- Onde di Rossby (linee ondulate): Le onde di Rossby, che si propagano verso l’alto, tendono a rifrangersi più verso l’equatore e si rompono di meno nel getto stratosferico. Questo comportamento delle onde di Rossby è rappresentato dalle linee ondulate nella figura.
- Getto stratosferico (freccia circolare grande): Il getto stratosferico si intensifica (indicato dalla grande freccia circolare), anch’esso associato a un’anomalia di vorticità potenziale positiva (indicato dal segno “+”).
- Innalzamento della tropopausa sotto l’anomalia: Sotto l’anomalia di vorticità potenziale, la tropopausa si innalza e si estende, come indicato dalle frecce verticali. Questo estende la colonna troposferica, portando a una circolazione ciclonica potenziata sopra il Polo Nord (freccia circolare in corrispondenza del NP).
In sintesi, la figura descrive come un aumento dell’indice NAO influenzi la dinamica atmosferica a vari livelli, dalla troposfera alla stratosfera, e come queste modifiche influenzino il comportamento delle onde atmosferiche e la circolazione aeree nelle regioni artiche e sub-artiche.
La Figura 2 illustra due componenti principali nel contesto della dinamica atmosferica e la loro variazione temporale nell’Atlantico, evidenziate attraverso l’analisi statistica e la mappatura delle pressioni e delle vorticità.Parte (a) della Figura 2
- Componente Principale della Pressione al Livello del Mare nel Settore Atlantico: Questa mappa mostra la componente principale della pressione media al livello del mare nel settore Atlantico. Le linee di contorno, disposte a intervalli di 1 hPa, rappresentano variazioni standardizzate della pressione nella regione, evidenziando aree di alta e bassa pressione che dominano nel settore.
- Varianza Spiegata: Questa componente principale spiega il 48% della varianza sul settore Atlantico e il 24% sull’intero emisfero, indicando la sua significativa influenza sul clima di queste regioni.
- Serie Temporali: La linea solida nel grafico rappresenta la serie temporale standardizzata dell’indice NAO, mentre la linea tratteggiata rappresenta l’indice NAOt. Questi grafici mostrano le fluttuazioni temporali degli indici correlati alle variazioni di pressione osservate nella mappa.
Parte (b) della Figura 2
- Componente Principale della Vorticità Potenziale: La mappa mostra la componente principale della vorticità potenziale alla superficie isentropica di 500 K. Le linee di contorno, a intervalli di 1 PVU, delineano le variazioni della vorticità nella stratosfera.
- Varianza Spiegata: Questa componente principale spiega il 34% della varianza, sottolineando il ruolo significativo che questa misura di vorticità gioca nella dinamica atmosferica generale della regione considerata.
- Serie Temporali: La linea solida nel grafico rappresenta la serie temporale standardizzata dell’indice PV500, che traccia la vorticità potenziale. La linea tratteggiata rappresenta l’indice PV500s, indicando una modulazione o un’aggiustamento specifico dell’indice PV500.
Interpretazione Generale
La Figura 2 fornisce una visione integrata delle principali dinamiche atmosferiche nel settore Atlantico, collegando le variazioni della pressione al livello del mare e della vorticità potenziale con gli indici climatici rilevanti come il NAO e il PV500. Questi dati aiutano a comprendere come le grandi scale di movimento atmosferico e i cambiamenti nella vorticità potenziale influenzino il clima e le condizioni meteorologiche, offrendo strumenti preziosi per la previsione e l’analisi climatica.
La Figura 3 fornisce diverse visualizzazioni relative all’altezza della tropopausa in relazione a diversi indici atmosferici.Parte (a)
- Media Climatologica dell’Altezza della Tropopausa (Dicembre-Marzo): Questa mappa mostra la media climatologica dell’altezza della tropopausa, espressa in metri, per i mesi invernali. L’intervallo di contorno è di 500 metri e i contorni più bassi sopra il Canada settentrionale e il Giappone rappresentano un’altezza di 8500 m. Questo pannello fornisce una vista di base dell’altezza della tropopausa in condizioni medie per questi mesi.
Parte (b)
- Regressione dell’Altezza della Tropopausa con l’Indice NAO: Questa mappa mostra come l’altezza della tropopausa varia in relazione all’indice NAO (Oscillazione Nord Atlantica). L’intervallo di contorno qui è di 100 metri, permettendo una visualizzazione dettagliata delle variazioni minori. Questa rappresentazione aiuta a capire come l’intensità e la posizione dell’NAO influenzino l’altezza della tropopausa su una scala regionale.
Parte (c)
- Regressione dell’Altezza della Tropopausa con l’Indice PV500: Analogamente al pannello (b), questo grafico mostra la regressione dell’altezza della tropopausa rispetto all’indice PV<sub>500</sub>, che rappresenta la vorticità potenziale a 500 K. Questa analisi fornisce insight su come le variazioni nella forza del vortice stratosferico possano influenzare l’altezza della tropopausa.
Parte (d)
- Regressione dell’Altezza della Tropopausa con l’Indice NAOt: Questa mappa è simile al pannello (b), ma si concentra sull’indice NAOt, una versione modificata dell’indice NAO che potrebbe includere fattori aggiuntivi o specifici non catturati dall’indice NAO standard.
Interpretazione Generale
Queste mappe illustrano in maniera dettagliata come variazioni specifiche negli indici climatici correlati possano influenzare direttamente l’altezza della tropopausa, che è un importante confine atmosferico tra la troposfera e la stratosfera. Comprendendo queste relazioni, i meteorologi e i climatologi possono ottenere una migliore comprensione delle dinamiche atmosferiche complesse e delle loro implicazioni per il clima e il meteo a scala locale e globale.
La Figura 4 mostra uno schema della piegatura delle superfici isentropiche (cioè superfici di uguale entropia, che sono spesso usate in meteorologia per descrivere il movimento dell’aria senza scambio di calore) verso un’anomalia di vorticità potenziale positiva. Questa rappresentazione grafica aiuta a visualizzare come la struttura della temperatura e del vento in atmosfera può essere influenzata da cambiamenti localizzati nella vorticità.
Spiegazione dei componenti della figura:
- Superfici Isentropiche (θ₀, θ₁, θ₂): Le linee orizzontali rappresentano diverse superfici isentropiche, che si piegano verso il basso quando si avvicinano all’anomalia di vorticità potenziale positiva al centro della figura. Questo dimostra che l’anomalia ha un effetto di “attrazione” sulle superfici isentropiche, causando una deviazione dalla loro posizione normale orizzontale.
- Anomalia di Vorticità Potenziale Positiva: Rappresentata come una sfera nel centro, questa anomalia è una regione dove la vorticità (una misura della rotazione dell’aria) è maggiore rispetto all’area circostante. La vorticità potenziale positiva può essere causata da vari fattori, come variazioni nella temperatura o nella composizione dell’aria.
- Frecce: Le frecce indicano la direzione e la forza dei venti associati all’anomalia di vorticità. Le frecce si allungano dal centro dell’anomalia verso l’esterno, indicando che i venti sono più forti vicino all’anomalia stessa e diventano più deboli man mano che ci si allontana da essa.
Interpretazione Generale: L’immagine aiuta a comprendere come un’intensa vorticità in un punto specifico dell’atmosfera possa influenzare la distribuzione dei venti e la struttura delle superfici isentropiche nell’area circostante. Questo tipo di interazione è cruciale per la comprensione di fenomeni meteorologici come lo sviluppo di sistemi di bassa pressione e la formazione di tempeste.
La Figura 5 illustra la regressione della pressione media al livello del mare sul PV500 index. Questo grafico è utile per visualizzare come le variazioni nella vorticità potenziale a 500 K isentropica (PV500) influenzino la pressione al livello del mare in diverse regioni geografiche.
Dettagli della figura:
- Mappa della pressione al livello del mare: La mappa mostra i contorni della pressione media al livello del mare, con intervalli di contorno di 1 hPa, simile a quanto visto nella Figura 2a. Questo intervallo di contorno aiuta a identificare piccole variazioni di pressione che possono essere significative per comprendere la meteorologia della regione.
- Influenza dell’indice PV500: L’indice PV500 rappresenta la vorticità potenziale a un livello specifico nell’atmosfera, e la mappa evidenzia come le variazioni in questo indice si correlino con variazioni della pressione atmosferica al livello del mare. Le zone con contorni più densi o concentrati possono indicare aree dove la pressione al livello del mare è più sensibilmente influenzata dalle variazioni nella vorticità potenziale.
Interpretazione delle aree evidenziate nella mappa:
- Aree di alta pressione: Si notano alcune aree dove i contorni sono più vicini, che potrebbero rappresentare regioni di alta pressione correlata ad alta vorticità potenziale.
- Aree di bassa pressione: Altre regioni mostrano una separazione più ampia tra i contorni, potenzialmente indicando aree di bassa pressione.
Importanza della figura: Questa mappa è cruciale per i meteorologi e climatologi per comprendere come interazioni complesse tra la vorticità potenziale e la pressione al livello del mare possano guidare o influenzare il clima e i modelli meteorologici. La comprensione di queste correlazioni può aiutare a prevedere eventi di tempo estremo o cambiamenti nei modelli climatici a lungo termine. La figura fornisce una visualizzazione chiara di come specifiche dinamiche atmosferiche si manifestino a livello del suolo, influenzando condizioni meteorologiche come venti, pioggia e temperature.
La Figura 6 mostra quattro mappe che rappresentano regressioni di vari parametri atmosferici a un livello medio-alto nella troposfera correlati con gli indici PV500 e NAOt. Le mappe aiutano a visualizzare come queste variabili meteorologiche interagiscano con le modifiche nelle dinamiche atmosferiche associate a questi indici.
Parte (a)
- Regressione del flusso di momento angolare sul PV500: Questa mappa mostra come l’interazione tra i venti e l’anomalia di vorticità potenziale (PV500) è più forte in certe aree, suggerendo regioni di significativa dinamica atmosferica.
Parte (b)
- Regressione del flusso di momento angolare sul NAOt: Questa mappa analizza lo stesso parametro del vento rispetto all’indice NAOt. Confrontando questa mappa con la precedente, si possono osservare differenze o somiglianze nell’influenza dell’indice NAOt sul comportamento dei venti.
Parte (c)
- Regressione del trasporto di calore sul PV500: Questa mappa rappresenta come il trasporto di calore (associato al vento e alla temperatura) sia influenzato dalla vorticità a questa quota.
Parte (d)
- Regressione del trasporto di calore sul NAOt: Analoga alla mappa (c), ma correlata all’indice NAO<sub>t</sub>. Fornisce insight su come il trasporto di calore sia influenzato dalle variazioni nell’indice NAOt.
Interpretazione Generale
Le quattro mappe della Figura 6 illustrano come due tipi di interazioni dinamiche (flusso di momento angolare e trasporto di calore) siano influenzate dagli indici PV500 e NAOt a un livello significativo della troposfera. Queste regressioni aiutano a identificare pattern spaziali e a comprendere meglio come variazioni nei grandi schemi di circolazione possano modulare le proprietà fisiche dell’atmosfera come venti e temperature. Questi risultati sono cruciali per la modellazione climatica e la previsione meteorologica, offrendo una comprensione più profonda delle connessioni tra la stratosfera, la troposfera e il clima regionale.
3. Campi giornalieri
Definiamo ora gli indici giornalieri NAO e PV500. Prima di tutto, si definisce una media climatologica giornaliera come la media mobile centrata di 30 giorni calcolata su tutti gli anni. Di conseguenza, la media climatologica di un giorno nel mezzo di un mese è praticamente identica alla media climatologica di quel mese. Questa media climatologica giornaliera è utilizzata per definire le anomalie giornaliere, che sono poi proiettate sui rispettivi campi di componenti principali della Figura 2. Le autocorrelazioni ritardate per questi due indici sono rappresentate dalle curve tratteggiate (NAO) e punteggiate (PV500) nella Figura 7. Sono inclusi solo i dati in cui una serie temporale di indici cade nei mesi di dicembre-marzo. Questo spiega perché le curve non sono esattamente simmetriche rispetto alla linea di lag zero. L’autocorrelazione dell’indice giornaliero NAO diminuisce molto più rapidamente rispetto a quella dell’indice giornaliero PV500. Inoltre, non diminuisce uniformemente con il ritardo, ma sembra mostrare un comportamento più complesso su scale temporali di 10-40 giorni. Dalla differenza nelle scale temporali tra gli indici si può ipotizzare che l’indice giornaliero PV500 sia dominato da oscillazioni quasibarotropiche lente del vortice polare, mentre l’indice giornaliero NAO su scale temporali inferiori a una settimana sia dominato da processi baroclinici rapidi nella troposfera associati al tempo atmosferico. Tuttavia, le “spalle” nell’autocorrelazione dell’indice NAO su scale temporali di 10-15 giorni sono notevoli e forse associate alla connessione stratosferica.La curva solida nella Figura 7 mostra le correlazioni ritardate tra gli indici giornalieri NAO e PV500. Sono inclusi solo i dati in cui l’indice PV500 è nei mesi di dicembre-marzo. C’è un piccolo picco di massima correlazione di 0,39 per l’indice NAO che precede l’indice PV500 di 4 giorni, il che è coerente con una relazione causale in cui le anomalie troposferiche forzano anomalie stratosferiche. Questa scala temporale corrisponde alla scala temporale associata alla propagazione di un pacchetto d’onda stratosferico (ad esempio, Harnik 2002). Randel (1987) ha osservato lo stesso ritardo temporale per le ampiezze dell’onda-1 dell’emisfero sud tra i livelli stratosferici e i 300 hPa per gli inverni del 1983 e 1984. La curva nella Figura 7 non diminuisce rapidamente con il ritardo a causa del lungo tempo di autocorrelazione dell’indice giornaliero PV500. Questo potrebbe anche spiegare perché il picco a 4 giorni è solo debole.
La Figura 8 mostra le regressioni ritardate dell’altezza giornaliera della tropopausa sull’indice giornaliero NAO a intervalli di 1 settimana da 22 a 12 settimane. Le caratteristiche generali in questi campi sono coerenti con le connessioni descritte nella sezione precedente. La firma stratosferica della tropopausa artica più alta, come vista nella Figura 3c, è sempre più o meno presente, a causa del lungo tempo di autocorrelazione dell’indice giornaliero PV500. I centri atlantici della Figura 3d si accumulano verso lo zero del ritardo e decadono dopo, in linea con la decorrelazione relativamente rapida dell’indice giornaliero NAO.In linea con la relazione ritardata tra la stratosfera e la troposfera, vi è un’asimmetria nella firma stratosferica nell’altezza della tropopausa che non è presente nella firma troposferica. Questo può essere osservato confrontando sia le Figure 8a (22 settimane) che 8e (12 settimane), e le Figure 8b (21 settimane) e 8d (11 settimane), dove la firma stratosferica della tropopausa artica più alta è più marcata per ritardi positivi.
La regressione a ritardo zero della pressione media al livello del mare sull’indice giornaliero PV500 è mostrata nella Figura 9b. La somiglianza con la mappa di regressione usando i dati medi mensili (Figura 5) è chiara e prevista. Tuttavia, ci sono alcune differenze interessanti come la rilevanza relativa del centro artico negativo rispetto al centro islandese negativo. Il primo è più evidente a ritardo zero. La regressione a ritardo zero dell’altezza della tropopausa sull’indice giornaliero PV500 mostrata nella Figura 9a è anch’essa molto simile alla versione media mensile (Figura 3c), ma con meno segni di un centro islandese. Le differenze tra le diagnostiche giornaliere e mensili sono forse coerenti con il fatto che la connessione stratosferica sia più evidente a ritardo zero con l’indice PV500. A causa della lunga autocorrelazione dell’indice PV500, queste differenze sono attese essere deboli, come è effettivamente il caso.
La Figura 7 rappresenta graficamente diverse relazioni correlate utilizzando linee distinte per ciascun tipo di dato:
- Linea solida: Mostra la correlazione tra gli indici giornalieri NAO e PV500 in funzione del ritardo (in giorni). Un ritardo positivo indica che l’indice NAO precede l’indice PV500. Questa linea raggiunge un picco evidente a zero, il che indica la massima correlazione quando l’indice NAO precede l’indice PV500 di pochi giorni.
- Linea tratteggiata: Rappresenta l’autocorrelazione ritardata per l’indice giornaliero NAO. Questa curva mostra come cambia l’autocorrelazione di NAO con diversi valori di ritardo. Diminuisce piuttosto rapidamente, indicando che la correlazione tra i valori successivi dell’indice NAO si riduce velocemente con l’aumentare del ritardo.
- Linea punteggiata: Illustra l’autocorrelazione ritardata per l’indice giornaliero PV500. Questa curva scende meno rapidamente rispetto alla linea tratteggiata, suggerendo una persistenza maggiore nell’autocorrelazione di PV500 rispetto a quella di NAO.
Il grafico è utile per visualizzare come le correlazioni e le autocorrelazioni degli indici cambiano con il tempo. Nota che la linea solida mostra un picco vicino allo zero, indicando un momento di massima correlazione tra i due indici, mentre le altre due linee forniscono una visione di come gli indici sono correlati con se stessi nel tempo.
La Figura 8 mostra le regressioni ritardate dell’altezza della tropopausa in relazione all’indice giornaliero NAO (Oscillazione Nord Atlantica), con diverse immagini rappresentanti diversi ritardi temporali espressi in settimane. Ogni immagine illustra come l’altezza della tropopausa si modifica in risposta alle variazioni dell’indice NAO, con un intervallo di una settimana tra un’immagine e l’altra. Il ritardo centrale è indicato come ritardo zero. Ecco una spiegazione di ciascuna delle sub-figure contrassegnate da a) a e):
- Sub-figura a: Mostra la relazione tra l’altezza della tropopausa e l’indice NAO con un ritardo di -2 settimane (due settimane prima del ritardo zero).
- Sub-figura b: Rappresenta la situazione a -1 settimana dal ritardo zero.
- Sub-figura c: È l’immagine centrale e rappresenta il ritardo zero, ovvero l’effetto immediato dell’indice NAO sull’altezza della tropopausa.
- Sub-figura d: Mostra la relazione a +1 settimana dal ritardo zero.
- Sub-figura e: Rappresenta la situazione a +2 settimane dal ritardo zero.
In ogni mappa, le isocurve rappresentano intervalli di altezza della tropopausa di 100 metri. Le varie forme e posizioni delle isocurve indicano come e dove l’altezza della tropopausa varia in risposta a cambiamenti nell’indice NAO. Questo tipo di analisi aiuta a comprendere come l’atmosfera risponde dinamicamente alle variazioni dell’indice NAO nel tempo.
4. Quadro teorico
Esaminiamo ora, utilizzando un modello quasigeostrofico, come possono essere stabiliti i collegamenti tra la vorticità potenziale stratosferica artica, la tropopausa e la pressione superficiale, e come queste magnitudini possano essere quantificate. La nostra attenzione si focalizza sulla regione polare, assumendo una simmetria zonale attorno al Polo. L’effetto beta è trascurato inizialmente, data la sua irrilevanza al Polo e la scala di lunghezza meridionale considerata molto inferiore al raggio planetario. Inoltre, vista la media zonale di gravità pari a zero e le pendenze isentropiche notevolmente inferiori al rapporto di aspetto dei movimenti, viene trascurata l’advezione meridionale della galleggiabilità.
Utilizziamo un approccio che presuppone la conservazione di una quantità fisica, che rimane costante nel tempo. Le condizioni al contorno sono stabilite integrando una delle equazioni fondamentali, risultando in una relazione tra il cambiamento della galleggiabilità e l’altezza dei confini.
In un’alternativa metodologica, eliminando le variazioni temporali dalle equazioni, si deriva l’equazione omega, che può essere risolta specificando valori ai confini.Lo sviluppo nel tempo è dato dall’equazione della vorticità. Il fatto che l’equazione omega e la definizione di vorticità potenziale coinvolgano lo stesso operatore lineare deriva dal decadimento esponenziale della densità dello stato di base. Le soluzioni per l’equazione della vorticità potenziale e l’equazione omega hanno entrambe una forma specifica, che può essere espressa come una combinazione di esponenziali e funzioni iperboliche, con coefficienti determinati dalle proprietà del sistema.
È possibile risolvere un problema con una specifica anomalia di vorticità potenziale nella media stratosfera, un’interfaccia (la tropopausa) tra la stratosfera e la troposfera con frequenze di galleggiabilità uniformi, e un confine inferiore orizzontale rigido. Tuttavia, è più illuminante considerare due problemi più semplici associati all’influenza fino alla tropopausa e poi dalla tropopausa alla superficie.
Dalla forma della soluzione è evidente che la profondità di decadimento nella stratosfera sotto un’anomalia di vorticità potenziale è determinata dalle proprietà della stratosfera e dei parametri scelti. Questo valore varierà a seconda dei parametri scelti, ma sarà sempre inferiore all’altezza di scala della densità. Di conseguenza, possiamo aspettarci che un’anomalia di vorticità potenziale artica nella regione di una certa superficie di temperatura abbia un impatto significativo sulla tropopausa, situata alcuni chilometri sotto di essa. In una sezione precedente, abbiamo usato un argomento diverso per descrivere l’impatto delle anomalie di vorticità potenziale sull’altezza della tropopausa, dove si implica un’inversione impostando un certo valore in una equazione iniziale.I due approcci rispondono a due domande diverse riguardanti l’influenza delle anomalie di vorticità potenziale stratosferica sulla tropopausa. L’approccio nella sezione 2 spiega quali cambiamenti nell’altezza della tropopausa sono da aspettarsi data un’anomalia media di vorticità potenziale attraverso la profondità della stratosfera. L’approccio in questa sezione spiega quanto impatto avrà un’anomalia stratosferica localizzata a una certa altezza sul livello della tropopausa. Entrambi supportano l’idea che la stratosfera sia importante per le anomalie di altezza della tropopausa artica.
Per il problema dalla tropopausa alla superficie, consideriamo una troposfera uniforme con uno spostamento della tropopausa dalla sua altezza di base, e utilizziamo per prima cosa il quadro PV/b. Utilizziamo una forma specifica per determinare i coefficienti soddisfacendo le condizioni al contorno che prevedono che un certo valore sia zero a una certa altezza, e un’altra equazione che stabilisce un legame tra il cambiamento dell’altezza della tropopausa e una certa variabile alla stessa altezza. Questo determina una perturbazione dell’altezza geopotenziale alla superficie.
Al livello dell’approssimazione anelastica, il cambiamento associato nella pressione superficiale viene calcolato. Prima di determinare le magnitudini implicate da questi risultati, indichiamo come lo stesso risultato possa essere raggiunto utilizzando un diverso quadro. Risolvendo una certa equazione con le condizioni al contorno che specificano che un certo valore è zero a un’altezza di base e assume un altro valore a un’altezza superiore, si ottiene un risultato specifico.
Quindi, l’allungamento della vorticità alla superficie è calcolato e l’integrazione nel tempo di un’altra equazione della vorticità superficiale fornisce un certo risultato. Stabilendo un legame tra due variabili, si ottiene lo stesso risultato dell’approccio PV/b.
L’approccio PV/b è forse più diretto, ma l’approccio w/j ha il vantaggio di rendere quantitativa l’immagine fisica vicino al polo illustrata nella Figura 1, che mostra un innalzamento della tropopausa che allunga la colonna troposferica sottostante. Attualmente, utilizziamo i valori troposferici indicati, ma il valore di L non è chiaro. Assumendo che sia la metà del raggio della tropopausa e delle firme della pressione superficiale rispettivamente nelle Figure 3c e 5, si suggerisce che L sia circa 1000 km. Questo dà un valore di circa 11 km per un’altra variabile, con una sensibilità relativamente piccola di questa e quindi della perturbazione della vorticità alla scelta effettiva di L. Tuttavia, la pressione superficiale e l’altezza geopotenziale sono molto più sensibili, essendo proporzionali al quadrato di L. Per un’altezza di base di 8 km e un cambiamento di 500 m, che corrisponde al cambiamento nell’altezza della tropopausa associato a una deviazione standard dell’indice in questione per i dati medi mensili, troviamo un allungamento nella troposfera che si avvicina ai valori delle regressioni osservate della vorticità relativa sull’indice, che sono circa un terzo di un valore specifico (non mostrato). Con L di 1000 km e un altro valore specifico di 1.2 kg/m³, otteniamo un altro valore di circa 9 hPa. Questo è maggiore del valore osservato di circa 3.5 hPa nella Figura 5. Tuttavia, data la sensibilità alla scelta di L, una moderata riduzione di essa potrebbe correggere questo. Inoltre, gli effetti dell’attrito superficiale sono stati omessi in questo calcolo e si prevede che ridurrebbero l’entità della perturbazione della pressione. Numeri simili si applicano anche per i dati giornalieri come si vede nelle Figure 9a e 9b.
I risultati del semplice modello quasigeostrofico utilizzato qui, che mostrano l’impatto delle anomalie della vorticità potenziale stratosferica inferiore polare sulla pressione superficiale polare, sono coerenti con quelli dati da Hartley et al. (1998) e Black (2002). Tuttavia, i modelli quasigeostrofici sferici utilizzati in questi studi non sono coerenti con i vincoli integrali globali sulla vorticità potenziale e sulla vorticità. Al momento, non siamo sicuri degli effetti potenziali che ciò potrebbe avere sui risultati.I modelli di ordine superiore includerebbero l’effetto dell’avvezione attraverso il movimento meridionale convergente associato all’allungamento del vortice nelle equazioni della vorticità e della galleggiabilità. Un termine aggiuntivo nella parte destra dell’equazione della vorticità agirebbe per ridurre l’impatto dell’allungamento del vortice lontano dal Polo e quindi tenderebbe a localizzare l’aumento della vorticità più nella regione polare. In modo equivalente, i circuiti materiali si contrarrebbero man mano che la circolazione relativa intorno ad essi aumenta. Questo è forse coerente con il cambiamento osservato nella scala meridionale dalla stratosfera inferiore alla troposfera. Analogamente, l’avvezione di aria a bassa vorticità potenziale e di aria calda vicino alla tropopausa verso la regione polare agirebbe per diminuire l’aumento della vorticità in una regione che circonda il cappello polare. Questo effetto potrebbe essere in parte ridotto dall’avvezione di aria calda vicino alla superficie. Calcoli con modelli sferici più completi sono necessari per quantificare questi effetti e trattare una tropopausa inclinata con maggiore precisione.
La Figura 9 presenta due mappe di regressione legate all’indice PV500 giornaliero, che è un indice di vorticità potenziale a 500 K (kilopotenziali).
- Panello a: Questa mappa mostra la regressione dell’altezza della tropopausa sull’indice PV500 giornaliero. L’intervallo dei contorni è di 100 metri, indicando che ogni linea rappresenta un cambiamento di 100 metri nell’altezza della tropopausa in risposta a variazioni dell’indice PV500. I contorni concentrici e densi suggeriscono un aumento significativo dell’altezza della tropopausa in regioni specifiche, sottolineando aree di forte correlazione.
- Panello b: Qui viene illustrata la regressione della pressione media del livello del mare sull’indice PV500 giornaliero. L’intervallo dei contorni è di 0,5 hPa, con ogni linea del contorno che rappresenta una variazione di 0,5 hPa nella pressione a livello del mare associata a cambiamenti nell’indice PV500. Anche qui, i contorni delineano zone dove la pressione a livello del mare è influenzata significativamente dall’indice di vorticità potenziale.
Entrambe le mappe sono visualizzate con una proiezione polare centrata sul Polo Nord, enfatizzando l’importanza di questi dati per l’analisi dei fenomeni atmosferici nelle regioni polari. Le linee di contorno chiuse e ben definite in entrambi i pannelli indicano aree di forte correlazione tra l’indice PV500 e le variabili meteorologiche misurate.
La Figura 10 illustra una mappa di regressione che esplora l’effetto dell’indice NAO (Oscillazione Nord Atlantica) giornaliero sulla pressione media del livello del mare, con un ritardo positivo di una settimana. Questo ritardo corrisponde al tempo mostrato nella Figura 8d, collegando l’analisi temporale tra le due figure.
Le linee di contorno nella mappa indicano variazioni della pressione a livello del mare di 0,5 hPa, con ogni linea che rappresenta un cambiamento di pressione correlato ai movimenti dell’indice NAO. Le aree con contorni densi o isolati evidenziano regioni dove l’influenza dell’indice NAO sulla pressione atmosferica è più marcata.
La rappresentazione è fatta mediante una proiezione polare centrata sul Polo Nord, che è ideale per osservare le interazioni tra l’indice NAO e le condizioni meteorologiche nelle regioni polari e subpolari. Le zone dove i contorni sono particolarmente concentrati indicano aree di significativa risposta atmosferica all’indice NAO, enfatizzando l’impatto variabile di questo indice sulle condizioni di pressione a livello del mare in diverse parti del mondo.
5. Conclusioni
Il quadro delle connessioni troposfera-stratosfera associate con l’NAO supportato in questo articolo è quello presentato in Figura 1. L’NAO ha una componente stratosferica che è collegata alla sua componente troposferica tramite la propagazione delle onde e attraverso l’adattamento geostrofico e idrostatico. Le mappe di regressione dei dati medi mensili e giornalieri indicano che le anomalie nella forza del vortice stratosferico (misurata dalla vorticità potenziale) sono associate a anomalie nella regione atlantica, molto simili alle firme dell’NAO. Ai livelli della troposfera superiore troviamo che gli indici indipendentemente lineari della forza del vortice stratosferico e dell’NAO si proiettano su un modello molto simile di flusso anomalo di momento torcente localizzato sopra la regione atlantica. Un alto indice dell’NAO precede un forte vortice stratosferico con un ritardo di circa quattro giorni. Emerge il quadro di un vortice stratosferico che può “vedere” solo le variazioni simili all’NAO nella troposfera, che vengono comunicate verso l’alto modulando la rifrazione equatoriale delle onde di Rossby che si propagano verso l’alto.Un secondo aspetto di questo accoppiamento è l’effetto diretto delle anomalie del vortice stratosferico sulla troposfera attraverso l’adattamento geostrofico e idrostatico. Un’anomalia positiva della vorticità potenziale stratosferica è associata a una tropopausa elevata intorno al cappuccio polare. Attraverso l’allungamento, questa tropopausa elevata porta a una vorticità geostrofica potenziata nella troposfera e a una pressione inferiore associata vicino al Polo.
La connessione tra le anomalie di vorticità potenziale stratosferica e la troposfera è stata quantificata. Una visione molto idealizzata del modello quasigeostrofico dal punto di vista della vorticità potenziale–galleggiabilità e velocità verticale–vorticità ha supportato la natura fisica delle connessioni ipotizzate. Si può prevedere che un’anomalia significativa della vorticità potenziale artica a circa 20 km di altitudine sia associata a una tropopausa polare elevata significativa. Questa tropopausa elevata può essere prevista di avere un’anomalia di bassa pressione artica significativa associata. I collegamenti tra vorticità potenziale stratosferica polare, altezza della tropopausa e pressione superficiale si applicherebbero ugualmente all’emisfero meridionale e, in particolare, al modo annulare meridionale (ad esempio, Hartmann et al. 2000).
Il nostro modello teorico prevede che un cambiamento frazionario nella vorticità potenziale stratosferica sia associato a un cambiamento frazionario nella pressione della tropopausa che è la metà in grandezza e opposto nel segno. Quindi, un aumento di una deviazione standard nell’indice NAO, che è associato a un aumento del 10% della vorticità potenziale stratosferica, porterà a un calo associato del 5% nella pressione della tropopausa artica. Questo corrisponde a un innalzamento di 300 m della tropopausa artica. Queste previsioni sono in accordo con le regressioni osservate. Si stima che tale innalzamento della tropopausa artica porti a una diminuzione della pressione di 5 hPa vicino al Polo Nord.Questo valore è leggermente superiore al segnale di pressione osservato, probabilmente a causa della semplicità del modello. Nelle ricerche successive, si spera di aggiungere maggiore complessità a questo modello per vedere se l’aumento di realismo atteso viene raggiunto. La discussione teorica in questo documento e lo schema in Figura 1 non hanno affrontato l’ultima parte del ciclo per l’emisfero settentrionale. La bassa pressione indotta sul Polo potrebbe proiettarsi direttamente sul modello NAO. Tuttavia, è più probabile che un momento torcente applicato alla troposfera artica produca una risposta dinamica nella “modalità” NAO. Prevediamo di esaminare questo ultimo collegamento nella catena NAO troposfera Islanda–stratosfera artica–tropopausa artica–NAO.
Poiché in media la stratosfera reagisce con un ritardo di circa quattro giorni e a causa delle scale temporali più lente nella stratosfera, la stratosfera può introdurre una memoria nell’indice NAO attraverso la catena di connessioni descritta sopra. Un’indicazione di questa memoria potrebbe essere i “bordi” nell’autocorrelazione dell’indice giornaliero NAO (Figura 7) a 10-15 giorni e i risultati molto recenti di Thompson e Wallace (2001) e Baldwin e Dunkerton (2001) suggeriscono una certa prevedibilità nel tempo delle alte latitudini dell’emisfero settentrionale associata ad essa.
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