The NAO Troposphere–Stratosphere Connection

MAARTEN H. P. AMBAUM AND BRIAN J. HOSKINS
Department of Meteorology, University of Reading, Reading, Berkshire, United Kingdom
(Manuscript received 19 October 2001, in final form 18 January 2002)

La Connessione Troposfera-Stratosfera dell’Oscillazione Nord Atlantica”

RIASSUNTO

Utilizzando dati medi mensili, dati giornalieri e argomentazioni teoriche, vengono stabiliti rapporti tra le variazioni di pressione superficiale associate all’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), l’altezza della tropopausa e la forza del vortice stratosferico. Un incremento dell’indice NAO conduce a un vortice stratosferico più forte, circa 4 giorni dopo, come risultato di un incremento della rifrazione equatoriale delle onde di Rossby che si propagano verso l’alto. Al livello della tropopausa, gli effetti dell’indice NAO potenziato e del vortice polare stratosferico sono opposti, risultando in una tropopausa più bassa sopra l’Islanda e una più alta sopra l’Artico. L’elevazione della tropopausa artica conduce a un’estensione e a un aumento di rotazione della colonna troposferica ed è quindi associata a una riduzione della pressione superficiale vicino al Polo Nord. Per dati medi mensili si è scoperto che un aumento di una deviazione standard dell’indice NAO è associato a un incremento del 10% nella forza del vortice stratosferico, come misurato dalla vorticità potenziale a 500 K. Un modello teorico semplice 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 rotazione della colonna troposferica possono riflettersi sul modello NAO in modo che la stratosfera agisca come un integratore dell’indice NAO.

Vediamo di dare una spiegazione più chiara . Per fare ciò scompongo e spiego ciascun componente e relazione presenti nel testo:

Il testo descrive una serie di relazioni e meccanismi climatici e meteorologici che legano l’indice dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) con vari aspetti dell’atmosfera, in particolare con l’altezza della tropopausa e la forza del vortice stratosferico.

1. Oscillazione Nord Atlantica (NAO): Si tratta di un fenomeno climatico che descrive variazioni nella differenza di pressione atmosferica a livello del mare tra l’alta pressione delle Azzorre e la bassa pressione islandese. L’indice NAO è una misura quantitativa di queste variazioni.
2. Altezza della Tropopausa: La tropopausa è il confine tra la troposfera (il più basso strato dell’atmosfera, dove si verifica il tempo atmosferico) e la stratosfera sovrastante. La sua altezza varia in risposta a vari fattori, tra cui i cambiamenti climatici come l’NAO.
3. Vortice Stratosferico: Questo è un grande vortice di aria fredda che si trova sopra i poli, particolarmente prominente nella stratosfera durante l’inverno. La sua forza è misurata in termini di vorticità, che è una misura della tendenza dell’aria a ruotare.

Il testo afferma che:

• Un aumento dell’indice NAO porta a un vortice stratosferico più forte circa 4 giorni dopo. Questo è attribuito all’aumento della “rifrazione equatoriale” delle onde di Rossby (grandi onde nell’atmosfera che giocano un ruolo cruciale nella meteorologia).
• A livello della tropopausa, gli effetti di un indice NAO elevato e di un vortice polare stratosferico rafforzato hanno effetti contrastanti. In particolare, la tropopausa diventa più bassa sopra l’Islanda ma più alta sopra l’Artico. Questo comporta cambiamenti nella colonna di aria nella troposfera.
• L’innalzamento della tropopausa artica ha come conseguenza l’estensione e l’aumento di rotazione della colonna troposferica, che è correlata a una diminuzione della pressione superficiale vicino al Polo Nord.
• I dati medi mensili mostrano che un aumento di una deviazione standard nell’indice NAO è legato a un aumento del 10% nella forza del vortice stratosferico, misurato dalla vorticità potenziale a 500 K (una misura termica dell’energia).
• Un modello teorico semplice prevede che questo incremento nella forza del vortice stratosferico sia associato a un innalzamento di circa 300 metri della tropopausa artica e a una diminuzione di 5 hPa della pressione superficiale al Polo Nord.
• Infine, il testo suggerisce che l’effetto dell’aumento di rotazione della colonna troposferica potrebbe influenzare il modello NAO stesso, con la stratosfera che agisce come un “integratore” dell’indice NAO, indicando un’interazione bidirezionale tra stratosfera e troposfera mediata dall’indice NAO.

In sintesi, il segmento di testo descrive un complesso meccanismo di feedback dove l’indice NAO non solo è influenzato da ma anche influenza la dinamica atmosferica su diverse scale di tempo e altitudini, dimostrando l’interconnettività dei sistemi climatici e atmosferici.

1. Introduzione”

La propagazione verticale delle onde di Rossby è stata investigata da Charney e Drazin nel 1961 utilizzando la teoria lineare delle onde. Questa teoria continua a fornire il paradigma di riferimento per il nostro approccio al collegamento tra stratosfera e troposfera. Ad esempio, si ritiene che in inverno, ampi meandri orizzontali nel getto troposferico si propaghino verso l’alto e si rompano a livello del getto stratosferico. Queste onde che si infrangono agiscono rallentando il getto stratosferico. In questo modo, i flussi nella troposfera e nella stratosfera sono connessi. Infatti, si osserva una correlazione significativa tra l’intensità dei venti zonali nella stratosfera e nella troposfera. Baldwin e altri nel 1994 hanno dimostrato che la forza del getto stratosferico è principalmente collegata alla forza di un modello nella troposfera molto simile all’Oscillazione Nord Atlantica (NAO), che può essere considerata una misura dei grandi meandri nella regione dell’Atlantico Nord.

Un’altra connessione osservata tra stratosfera e troposfera è quella tra la colonna totale di ozono e l’Oscillazione Artica (AO), un modello fortemente correlato con la NAO (per esempio, Thompson e altri nel 2000). Si è notato che il cambiamento nella colonna totale di ozono sopra l’Artico è negativamente correlato con l’AO. Qui si presenta una contraddizione apparente: un aumento dell’indice AO si presume sia associato a un jet polare troposferico rafforzato, normalmente collegato a una tropopausa abbassata e, di conseguenza, a una colonna di ozono stratosferico più alta.

Nella sezione successiva dimostriamo che il componente stratosferico della NAO svolge un ruolo cruciale nella risoluzione di questo paradosso. Stabiliremo come l’indice NAO e la forza del vortice polare stratosferico, misurato in termini di vorticità potenziale, siano correlati e come influenzino l’altezza della tropopausa e la pressione superficiale. Le connessioni che prevediamo sono rappresentate schematicamente in Figura 1. Una più profonda depressione islandese associata a un indice NAO potenziato è collegata a una tropopausa più bassa. È inoltre associata a una rifrazione equatoriale potenziata delle onde di Rossby che si propagano verso l’alto. Di conseguenza, si verifica meno rottura d’onda nel getto stratosferico, il quale quindi diventa più forte. La generazione associata di un’anomalia di vorticità potenziale positiva comporterà un innalzamento della tropopausa sopra il Polo Nord, che a sua volta estenderà la colonna troposferica sottostante. La vorticità relativa così prodotta sarà associata a un segnale di bassa pressione vicino al Polo Nord.

2. Medie Mensili”

In questa sezione verranno presentate mappe di regressione basate su dati medi invernali mensili (dicembre-marzo). I processi di propagazione delle onde, responsabili del collegamento tra la stratosfera e la troposfera, si pensa abbiano un’intervallo temporale significativamente inferiore a un mese. Di conseguenza, le relazioni con ritardi temporali appariranno come connessioni istantanee in queste mappe di regressione. Anche i processi associati all’aggiustamento geostrofico e idrostatico hanno un intervallo temporale molto inferiore a un mese. Pertanto, ad esempio, le caratteristiche troposferiche delle anomalie di vorticità potenziale stratosferica appariranno come connessioni diagnostiche istantanee in queste mappe.

Di seguito una spiegazione tecnica della Figura 1, che illustra la dinamica atmosferica collegata all’Indice dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) e il suo impatto sulla struttura verticale e il movimento della tropopausa e del getto stratosferico.

1. Indice NAO e Circulazione Ciclonica: L’Indice NAO è una misura delle fluttuazioni di pressione tra l’Alta Pressione subtropicale (l’Alta delle Azzorre) e la Bassa Pressione subpolare (la Bassa d’Islanda). Un indice NAO positivo è associato a una forte differenza di pressione, che a sua volta intensifica la circolazione ciclonica attorno alla Bassa d’Islanda (indicata dalla freccia circolare presso “IC”). Questo è un indicatore di condizioni climatiche più tempestose e umide per l’Europa nord-occidentale e di condizioni più secche e fredde per il Mediterraneo e parti dell’America del Nord.
2. Abbassamento della Tropopausa: Il rafforzamento della circolazione ciclonica è accompagnato da un abbassamento della tropopausa nella regione dell’Islanda, che è indicato dalla linea solida più spessa che diventa più bassa. Questo abbassamento è legato a un’anomalia di vorticità potenziale positiva (indicata dal simbolo “+”), che è una misura della rotazione dell’aria in un dato volume e della sua stratificazione verticale. In meteorologia, un aumento della vorticità potenziale indica tipicamente un’atmosfera più instabile e dinamica.
3. Propagazione e Rifrazione delle Onde di Rossby: Le onde di Rossby, rappresentate dalle linee ondulate, sono onde planetarie generate dal contrasto termico tra equatore e poli e dalla rotazione terrestre. Un aumento dell’indice NAO porta a un cambiamento nella traiettoria di queste onde, facendole propagare più a sud (verso l’equatore) e riducendo la loro rottura nel getto stratosferico. Questa ridotta rottura delle onde significa che meno energia e momento angolare viene trasferito dal getto troposferico al getto stratosferico, il che ha l’effetto di rafforzare quest’ultimo.
4. Rinforzo del Getto Stratosferico: Il getto stratosferico, indicato dalla grande freccia circolare, si intensifica a causa della minore rottura delle onde di Rossby. L’intensificazione del getto è anche associata a un’anomalia di vorticità potenziale positiva. Questo rinforzo può influenzare la circolazione dell’intera atmosfera, inclusi gli eventi meteorologici nella troposfera.
5. Effetti sulla Colonna Troposferica: L’intensificazione del getto stratosferico e l’associazione anomalia di vorticità potenziale hanno effetti a cascata sulla colonna troposferica sottostante. La tropopausa sotto l’anomalia si innalza, esercitando un’estensione verticale sulla colonna d’aria, che porta a un aumento della circolazione ciclonica sul Polo Nord (indicata dal cerchio con la freccia attorno a “NP”). Questo può alterare i pattern climatici anche a grandi distanze dal punto di origine dell’anomalia.

La Figura 1, quindi, illustra un meccanismo attraverso il quale l’indice NAO può influenzare la struttura verticale dell’atmosfera e modificare i grandi pattern di circolazione, che sono fondamentali per la comprensione delle variazioni climatiche stagionali e a lungo termine nelle latitudini medie e alte.

Innanzitutto definiremo alcuni indici rilevanti nei successivi paragrafi. L’indice NAO (NAO) sarà definito come la serie temporale della prima componente principale della pressione media a livello del mare nell’area atlantica. Il ciclo stagionale viene eliminato sottraendo le climatologie mensili. Ulteriori dettagli possono essere trovati in Ambaum et al. (2001). Un indice che misura la forza del vortice polare stratosferico (PV500) sarà definito come la serie temporale della prima componente principale della vorticità potenziale sulla superficie isentropica a u = 500 K, a circa 20 km di altezza. Le mappe delle componenti principali e i grafici delle loro serie temporali sono mostrati in Figura 2. Queste due serie temporali possono essere utilizzate per definire un indice NAO troposferico (NAO_t) come NAO_t = NAO – PV500 * cov(NAO, PV500) / cov(PV500, PV500), che non presenta correlazione lineare con l’indice PV500. Questo può essere utilizzato insieme all’indice NAO per esaminare le caratteristiche associate alla NAO che sono o non sono correlate alla componente stratosferica della NAO.

Analogamente, possiamo definire un indice stratosferico PV500 (PV500_s) che non presenta correlazione lineare con l’indice NAO. I grafici di questi due indici sono mostrati anche in Figura 2. La correlazione lineare, r, tra NAO e PV500 di r = 0.46 porta a una correlazione lineare tra NAO e NAO_t e tra PV500 e PV500s di (1 – r²)^1/2 = 0.89.

Di seguito una spiegazione tecnica della Figura 2, esaminando le due parti dell’immagine nel contesto dell’analisi della variabilità climatica e atmosferica.

Parte (a) – Primo Componente Principale della Pressione al Livello del Mare (MSLP):

La prima componente principale (PC1) per la pressione al livello del mare (MSLP) nel settore Atlantico è un risultato dell’analisi di componenti principali (PCA), un metodo di riduzione della dimensionalità spesso utilizzato in meteorologia e climatologia per identificare i modelli dominanti di variazione in un grande dataset. In questo caso, il PC1 spiega il 48% della varianza nella pressione al livello del mare per il settore Atlantico e il 24% per l’intero emisfero, il che indica che è un modo efficace per riassumere le informazioni più importanti del dataset originale. I contorni mostrati nella mappa rappresentano anomalie di pressione standardizzate rispetto a una media climatologica, con intervalli di 1 hPa. L’indice NAO, rappresentato dalla linea solida nel grafico, è la proiezione temporale di questa componente principale e rappresenta le fluttuazioni dell’Oscillazione Nord Atlantica.

L’indice NAO_t, la linea tratteggiata, potrebbe essere una trasformazione temporale dell’indice NAO, ad esempio filtrata per stagione, de-trendata o altrimenti modificata per enfatizzare particolari aspetti della variabilità dell’NAO.

Parte (b) – Primo Componente Principale della Vorticità Potenziale (PV) alla Superficie Isentropica:

La prima componente principale della vorticità potenziale (PV) alla superficie isentropica di 500 K, che si trova nella stratosfera bassa, è una misura della distribuzione spaziale e della variazione temporale della vorticità in quel livello. La vorticità potenziale è una quantità conservativa in un flusso non dissipativo e non forzato e integra sia la vorticità relativa sia la variazione statica della stabilità dell’atmosfera. PC1 della PV al livello di 500 K spiega il 34% della varianza totale, mostrando che è un indicatore significativo di variabilità atmosferica a quella quota.

Le anomalie di PV sono indicate dai contorni sulla mappa, con intervalli di 1 PVU (unità di vorticità potenziale). L’indice PV500, la serie temporale rappresentata dalla linea solida, indica come l’intensità di questo modello di vorticità varia nel tempo. L’indice PV500s, la linea tratteggiata, potrebbe essere un indice stagionale, de-trendato o altrimenti trasformato di PV500 per evidenziare aspetti specifici della dinamica stratosferica.

Gli indici PV sono particolarmente importanti per comprendere la dinamica di scale più grandi, come la formazione e l’evoluzione di cicloni e anticicloni, il trasporto di masse d’aria, e possono avere impatti significativi sulla circolazione atmosferica a scala sinottica e sui pattern meteorologici a lungo termine. L’analisi di queste componenti principali e delle loro serie temporali fornisce una visione comprensiva e semplificata dei processi dinamici complessi e delle loro interazioni nel sistema climatico.

Quali sono le caratteristiche di questi indici sull’altezza della tropopausa? L’altezza della tropopausa è stata determinata usando la definizione di tasso di variazione della temperatura 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, il contesto nella regione artica è più complesso (Highwood et al. 2000). I minimi si trovano sul Canada settentrionale e sul Giappone mentre, sull’Artico, le isolinee sono orientate approssimativamente da 60°W a 120°E. Nella Figura 3b è rappresentata la regressione dell’altezza della tropopausa sull’indice NAO. Molte delle caratteristiche si concentrano attorno a questo gradiente sull’Artico. Come previsto, la tropopausa è più alta sopra l’alta pressione delle Azzorre associata all’NAO, e più bassa sopra la depressione intensificata dell’Islanda. Tuttavia, nel resto dell’Artico la tropopausa è generalmente più alta.

La Figura 3 è un insieme di mappe sinottiche che esaminano la correlazione tra l’altezza della tropopausa e diversi indici atmosferici, utilizzando il metodo della regressione statistica per quantificare la relazione tra queste variabili climatiche.

Parte (a) – Media Climatologica dell’Altezza della Tropopausa: Questa mappa rappresenta la media climatologica stagionale dell’altezza della tropopausa, che è una superficie di discontinuità tra la troposfera e la stratosfera, tipicamente caratterizzata da una netta inversione del gradiente di temperatura. L’altezza media della tropopausa è rappresentata per i mesi invernali (dicembre-marzo), che sono cruciali per la dinamica atmosferica dell’emisfero settentrionale. Le linee di contorno, con intervalli di 500 m, indicano l’altezza media, con i valori più bassi sopra il Canada settentrionale e il Giappone che suggeriscono un’altezza di 8500 m, caratteristica delle regioni polari.

Parte (b) – Regressione dell’Altezza della Tropopausa con l’Indice NAO: Qui, la regressione lineare è stata applicata per stabilire la relazione tra l’altezza della tropopausa e l’indice NAO standardizzato. I contorni rappresentano le anomalie di altezza per unità standard di variazione nell’indice NAO. Valori positivi nella regressione indicano che un incremento dell’indice NAO è associato con un innalzamento della tropopausa, indicando un’atmosfera più instabile e potenzialmente più dinamica, con un’espansione termica che può influenzare la circolazione sinottica.

Parte (c) – Relazione tra Altezza della Tropopausa e Indice PV500: La regressione tra l’altezza della tropopausa e l’indice PV500 (vorticità potenziale a 500 K) mostra come le variazioni nella distribuzione della vorticità potenziale siano correlate con cambiamenti nella struttura verticale dell’atmosfera. La vorticità potenziale è particolarmente sensibile agli scambi di aria tra la troposfera e la stratosfera, e un’alta vorticità è spesso associata con basse altezze della tropopausa e viceversa.

Parte (d) – Regressione dell’Altezza della Tropopausa con l’Indice NAOt: L’indice NAOt è presumibilmente una versione trasformata dell’indice NAO, che potrebbe essere filtrata o modulata per isolare effetti stagionali o altri segnali climatici. La regressione con l’NAOt fornisce un’altra prospettiva su come le modificazioni del segnale NAO influenzino l’altezza della tropopausa, e quindi la circolazione atmosferica.

Queste mappe regressive forniscono una rappresentazione quantitativa delle relazioni dinamiche tra indici atmosferici a grande scala e la struttura verticale dell’atmosfera, utilizzando un approccio statistico per isolare e comprendere l’interazione tra componenti del sistema climatico che sono altrimenti troppo complessi per essere analizzati con metodi più semplici.

La chiave per una tropopausa artica più elevata con un aumento dell’indice NAO è la stratosfera. Il vortice stratosferico aumenta di intensità con l’aumentare dell’indice NAO. La correlazione lineare tra gli indici NAO e PV500 di 0.46 indica questo, poiché l’indice PV500 è una buona misura della forza del vortice stratosferico. L’altezza della tropopausa artica aumenta con l’indice PV500, come mostrato nella Figura 3c. L’indice NAO_t può essere considerato come quella parte dell’indice NAO che non è linearmente associata con l’incremento della forza del vortice stratosferico. Nella Figura 3d vediamo che la regressione dell’altezza della tropopausa su questo indice mostra effettivamente un minimo aumento della tropopausa sull’Artico, mentre le caratteristiche nelle regioni di Islanda e Azzorre sono mantenute. Concludiamo che l’innalzamento della tropopausa con l’aumento dell’indice NAO è associato con la componente stratosferica della NAO.

Il motivo per cui ciò avviene è la predominanza dell’anomalia di vorticità potenziale stratosferica. Come discusso in Hoskins et al. (1985), le superfici isentropiche si inclinano verso le anomalie isolate di vorticità potenziale positiva, come illustrato nello schema della Figura 4. La tropopausa alle latitudini più alte può essere associata a una superficie di vorticità potenziale. Allo stesso modo, la temperatura potenziale dei pacchetti d’aria della tropopausa deve essere conservata in cambiamenti che non sono associati a effetti diabatici alla tropopausa. Quindi, possiamo presumere che la temperatura potenziale della tropopausa rimanga più o meno invariata per variazioni nella vorticità potenziale stratosferica. Questo implica che la tropopausa si sposterà verso l’alto per un’anomalia positiva di vorticità potenziale stratosferica.

La Figura 4 fornisce uno schema concettuale per visualizzare l’effetto di un’anomalia di vorticità potenziale positiva sulla deformazione delle superfici isentropiche nell’atmosfera. Facciamo un’analisi più tecnica degli elementi presenti nello schema:

1. Superfici Isentropiche : Queste superfici rappresentano livelli di entropia specifica costante, o equivalentemente, livelli di temperatura potenziale costante. In un contesto atmosferico, sono superfici lungo le quali una particella d’aria può muoversi senza scambio di calore con l’ambiente. Sono strumenti utili per l’analisi della dinamica atmosferica poiché facilitano la comprensione del movimento del flusso d’aria in un ambiente stratificato.
2. Anomalia di Vorticità Potenziale Positiva: Al centro dello schema, l’anomalia di vorticità potenziale positiva è illustrata come una zona ovoidale tratteggiata. Vorticità potenziale (PV) è una quantità conservata dinamicamente significativa in un flusso atmosferico adiabatico e frizionale (cioè senza attrito). Essa combina la vorticità relativa di un flusso d’aria (la sua rotazione locale) con la sua stratificazione verticale (gradiente di densità verticale). Una anomalia di PV positiva indica generalmente aria in rotazione e/o stratificazione verticale più forte, tipicamente associata con masse d’aria più fredde e/o in rapido movimento in alta atmosfera.
3. Inclinazione delle Superfici Isentropiche: L’inclinazione delle superfici isentropiche verso il centro dell’anomalia di vorticità potenziale positiva indica che c’è una deflessione di queste superfici a causa dell’intensa rotazione e stratificazione associata con l’anomalia. Questo comportamento è predetto dalla relazione inversa tra vorticità potenziale e spessore delle colonne d’aria isentropiche: dove il PV è elevato, lo spessore tra le superfici isentropiche tende a diminuire.
4. Venti Associati all’Anomalia di PV: Le frecce rappresentano la circolazione del vento attorno all’anomalia di PV. Nella realtà atmosferica, i venti tendono a fluire lungo le superfici isentropiche a causa del bilanciamento geostrofico. La diminuzione della forza del vento con la distanza dall’anomalia è coerente con la diminuzione dell’influenza dell’anomalia di PV.

Nel contesto della meteorologia sinottica, un’anomalia di PV positiva in alta troposfera può essere associata con la discesa di aria stratosferica, che spesso precede o accompagna il sviluppo di profonde depressioni o cicloni nelle latitudini medie. Lo schema fornisce una rappresentazione idealizzata di come tali anomalie possono deformare la struttura atmosferica e influenzare la circolazione a grande scala, dando luogo a condizioni meteorologiche significative.

È possibile quantificare come i cambiamenti nell’altezza della tropopausa siano associati ad anomalie della vorticità potenziale nella stratosfera: utilizzando coordinate isentropiche e l’equilibrio idrostatico, la vorticità potenziale P può essere definita con la notazione usuale. Un cambiamento nella vorticità potenziale DP sarà associato a un cambiamento nella stratificazione di Ds e a un cambiamento nella vorticità assoluta di Dj. Secondo la scala quasi-geostrofica, la relativa grandezza dei contributi della stratificazione e della vorticità è misurata dal numero di Burger Bu. Derivate logaritmiche della vorticità potenziale ora danno DP/Ds ≈ 2(1 + Bu) * (P/s). A meno che non siano impostate scale alternative geometricamente, l’aggiustamento geostrofico tenderà a rendere il numero di Burger vicino all’unità per qualsiasi anomalia della vorticità potenziale, cioè, tenderà a rendere la scala di lunghezza orizzontale L vicina al raggio di deformazione di Rossby associato con la scala di altezza H. Ora consideriamo la differenza di pressione tra una superficie isentropica sopra l’anomalia della vorticità potenziale (utop) e la superficie isentropica che tocca la tropopausa artica (utpp). Approssimazioni di differenza finita per s e Ds nella stratosfera ora sono [equazione omessa], dove si assume che utop e utpp non cambino nel processo di interesse. Ora trascurando la pressione e le sue variazioni nella parte superiore del dominio rispetto a quelle alla tropopausa troviamo DP/Dptpp ≈ 2(1 + Bu) * (P/ptpp). Con un numero di Burger di circa 1, il cambiamento frazionario nella pressione della tropopausa è circa la metà di, e opposto a, il cambiamento frazionario della vorticità potenziale nella stratosfera.

Il cambiamento frazionario della vorticità potenziale nella stratosfera con un cambiamento unitario positivo dell’indice NAO è circa del 10% (non mostrato), quindi concludiamo che la diminuzione della pressione della tropopausa dovuta al componente stratosferico del NAO è circa del 5%. Utilizzando l’equilibrio idrostatico, questo cambiamento nella pressione della tropopausa è correlato a un cambiamento nell’altezza della tropopausa come segue: Δp/Δh ≈ – (RTtpp)/(ptppg), dove R è la costante del gas, T_tpp è la temperatura alla tropopausa, ptpp è la pressione alla tropopausa, e g è l’accelerazione gravitazionale. 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 sopra l’Artico con il NAO.

In sostanza il testo descrive un metodo per quantificare la relazione tra le variazioni nell’altezza della tropopausa e le anomalie della vorticità potenziale (PV) nella stratosfera. Usando coordinate isentropiche e l’equilibrio idrostatico, la PV può essere definita. Un cambiamento nella PV (DP) è correlato a variazioni nella stratificazione (Ds) e nella vorticità assoluta (Dj). La scala quasi-geostrofica, indicata dal numero di Burger (Bu), misura la relativa importanza dei contributi della stratificazione e della vorticità.

Le derivate logaritmiche della PV mostrano che DP/Ds è approssimativamente proporzionale a 2(1 + Bu) moltiplicato per (P/s). Normalmente, l’aggiustamento geostrofico rende il numero di Burger vicino a uno per qualsiasi anomalia della PV, implicando che la scala di lunghezza orizzontale (L) si avvicina al raggio di deformazione di Rossby associato con la scala di altezza (H).

Il testo poi esamina la differenza di pressione tra una superficie isentropica sopra l’anomalia della PV e quella che tocca la tropopausa artica, assumendo che queste non cambino durante il processo in esame. Trascurando le variazioni di pressione nella parte superiore del dominio rispetto a quelle alla tropopausa, si trova che DP/Dptpp è approssimativamente proporzionale a 2(1 + Bu) moltiplicato per (P/ptpp). Con un numero di Burger di circa 1, il cambiamento frazionario nella pressione della tropopausa è circa la metà, e in direzione opposta, al cambiamento frazionario della PV nella stratosfera.

Il cambiamento frazionario della PV nella stratosfera con un aumento unitario dell’indice NAO è circa del 10%, portando a una diminuzione del 5% della pressione della tropopausa. Utilizzando l’equilibrio idrostatico, si stabilisce che questo cambiamento nella pressione della tropopausa è correlato a un cambiamento nell’altezza della tropopausa, che per una temperatura della tropopausa di circa 210 K, corrisponde a un aumento dell’altezza della tropopausa di circa 300 metri. Questo risultato è in accordo con l aumento osservato dell’altezza della tropopausa sopra l’Artico associato all’indice NAO.

In sintesi, il testo fornisce un’analisi dettagliata su come le anomalie della vorticità potenziale nella stratosfera, misurate attraverso l’indice NAO e il numero di Burger, influenzino le variazioni nell’altezza della tropopausa, in particolare sopra l’Artico. Queste variazioni sono importanti per comprendere meglio la dinamica atmosferica e i suoi effetti sul clima.

Il testo prosegue descrivendo un’analisi dettagliata delle relazioni tra varie componenti dell’atmosfera, in particolare tra la stratosfera e la troposfera.

1. Controllo verso il basso e connessioni stratosfera-troposfera: Viene menzionato che nella parte superiore dell’atmosfera, la pressione e le sue variazioni sono relativamente piccole rispetto a quelle nella tropopausa. Questo concetto si riferisce al principio di “controllo verso il basso”, secondo cui gli effetti dinamici nella stratosfera possono influenzare la troposfera sottostante. Viene evidenziato come il getto stratosferico (una corrente d’aria ad alta velocità nella stratosfera) possa essere influenzato da vari fattori e, a sua volta, influenzare la circolazione dell’aria nella troposfera.
2. Pressione Media a Livello del Mare e Indice PV500: Si esplora come la pressione media a livello del mare vari in relazione all’indice PV500, che misura la vorticità potenziale a 500 hPa (un’altitudine nella stratosfera). Si osserva una correlazione tra la forza del vortice stratosferico e i cambiamenti nella pressione a livello del mare, specialmente nell’Atlantico. Questo pattern è paragonato al noto pattern dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO).
3. Studi e Osservazioni da Parte di Ricercatori: Viene citato il lavoro di Baldwin et al. (1994), che hanno trovato una connessione simile utilizzando un’analisi statistica dei dati atmosferici. Hanno osservato che i pattern nella stratosfera a 500 hPa erano correlati a quelli nell’NAO.
4. Flusso di Momento Polare ed Eddies Stazionari: Il testo esamina il flusso di momento polare causato da eddies stazionari (turbinii d’aria che persistono per un periodo prolungato). Questi flussi sono analizzati a 300 hPa (un’altra altitudine nella stratosfera) per gli indici PV500 e NAOt. Si riscontra che entrambe le serie temporali mostrano un aumento del flusso di momento polare associato a cambiamenti nell’Atlantico.
5. Flusso di Temperatura Polare: Vengono poi discusse le regressioni del flusso di temperatura polare sugli stessi indici. Questa analisi fornisce una visione meno localizzata rispetto al flusso di momento polare e mostra che le variazioni di temperatura possono verificarsi in diverse direzioni.

In pratica il testo fornisce un’analisi approfondita delle dinamiche atmosferiche, concentrandosi in particolare sulle interazioni tra la stratosfera e la troposfera. Viene adottato il principio di “controllo verso il basso”, che suggerisce che gli eventi nella stratosfera possono influenzare significativamente la circolazione dell’aria nella troposfera sottostante. In particolare, viene esaminato come il getto stratosferico possa essere influenzato da vari fattori e, a sua volta, influenzare la circolazione atmosferica.

Uno degli aspetti chiave analizzati è la relazione tra la pressione media a livello del mare e l’indice PV500, che misura la vorticità potenziale nella stratosfera. Si osserva che i cambiamenti nella forza del vortice stratosferico sono principalmente correlati ai cambiamenti della pressione media a livello del mare nell’Atlantico, mostrando un pattern simile all’Oscillazione Nord Atlantica (NAO).

Il lavoro di Baldwin et al. (1994) viene citato per supportare queste osservazioni, evidenziando una connessione tra i pattern atmosferici a 500 hPa nella stratosfera e l’NAO. Questo studio ha rivelato che i pattern nella stratosfera possono essere correlati a quelli nell’NAO, con differenze significative nei dettagli del pattern.

Inoltre, viene esaminato il flusso di momento polare causato da eddies stazionari. Le analisi a 300 hPa indicano un aumento del flusso di momento polare associato ai cambiamenti nella regione Atlantica, con entrambe le serie temporali (PV500 e NAOt) che mostrano risultati simili.

Infine, si discute il flusso di temperatura polare e come questo vari in relazione agli stessi indici. Questa analisi offre una prospettiva più ampia rispetto al solo flusso di momento polare, rivelando che le variazioni di temperatura possono verificarsi in diverse direzioni.

In sintesi, il testo mette in evidenza le complesse interazioni tra vari elementi atmosferici e il loro impatto collettivo sulla dinamica del clima, con un focus particolare sulle relazioni tra la stratosfera e la troposfera e l’influenza di fenomeni come l’NAO e i cambiamenti nella pressione a livello del mare.

Sotto determinate ipotesi, il flusso di Eliassen-Palm può essere considerato come il flusso di attività delle onde di Rossby (Edmon et al. 1980).

Non ci focalizzeremo su fornire ulteriori evidenze della rappresentazione della stratosfera accoppiata alla troposfera attraverso onde di Rossby in propagazione verticale. Ciò che mostriamo qui è la notevole somiglianza, nella regione dell’Atlantico, di campi legati ai flussi d’onda lineari associati a modulazioni indipendenti del getto stratosferico e del segnale NAO in superficie. Nella misura in cui questo modello è considerato valido, i nostri dati conducono all’interpretazione che un indice NAO_t potenziato sia associato con cambiamenti nell’Atlantico tali per cui le onde di Rossby che si propagano verso l’alto nella stratosfera tendono a rifrangersi più verso l’equatore. Di conseguenza, c’è una minor attenuazione del getto stratosferico causata dal successivo rompersi delle onde di Rossby che si propagano verso l’alto. Ciò è associato a un indice PV500 potenziato. Lo studio attuale suggerisce che questi cambiamenti siano principalmente dovuti a processi nell’Atlantico, associati al NAO.

Concludiamo che nei dati medi mensili esiste una forte connessione tra stratosfera e troposfera. La forza del getto stratosferico è principalmente associata alla forza del pattern NAO. Tale 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 dell’altezza della tropopausa, i componenti troposferici e stratosferici del NAO hanno segni opposti. La tropopausa si abbassa sopra l’Islanda, dove la bassa pressione è accentuata, ma si innalza contemporaneamente sopra l’Artico in associazione con il getto stratosferico potenziato.

Pare che le modulazioni nelle altezze della tropopausa nelle regioni atlantica e artica siano collegate indirettamente attraverso la stratosfera.

Il prosegue con la considerazione che, in determinate condizioni, il flusso di Eliassen-Palm può essere interpretato come il flusso di attività delle onde di Rossby, che sono significative nella dinamica climatica, specialmente nelle latitudini medie e alte. Tuttavia, l’enfasi del testo non è sul dimostrare ulteriormente come la stratosfera sia collegata alla troposfera attraverso la propagazione verticale di queste onde. Invece, si sottolinea la notevole somiglianza tra i cambiamenti osservati nella regione dell’Atlantico, legati ai flussi d’onda lineari influenzati sia dal getto stratosferico che dall’indice NAO (Oscillazione Nord Atlantica) a livello di superficie.

Viene poi esplorato come un indice NAO potenziato sia associato a cambiamenti nell’Atlantico, che influenzano la propagazione delle onde di Rossby nella stratosfera. Queste onde tendono a rifrangersi più verso l’equatore, riducendo l’attenuazione del getto stratosferico, e sono associate a un indice PV500 potenziato.

Il testo conclude sottolineando una forte connessione tra stratosfera e troposfera nei dati medi mensili, principalmente attraverso il pattern NAO. Questa connessione si manifesta nella variazione nella rifrazione delle onde di Rossby, influenzata dai cambiamenti nell’Atlantico. Gli impatti di questa dinamica si riflettono sull’altezza della tropopausa, dove i componenti troposferici e stratosferici del NAO hanno effetti opposti. La tropopausa si abbassa sopra l’Islanda, dove la bassa pressione è accentuata, ma si innalza sopra l’Artico, in associazione con un getto stratosferico potenziato.

Infine, il testo evidenzia che le modulazioni nelle altezze della tropopausa nelle regioni atlantica e artica sono collegate indirettamente attraverso la stratosfera, dimostrando l’interconnessione del sistema climatico e come i cambiamenti in una regione possano influenzare le condizioni atmosferiche in un’altra.

La Figura 5 è una mappa di regressione che quantifica la relazione statistica tra l’indice di vorticità potenziale alla superficie isentropica di 500 K (PV500) e le anomalie della pressione media al livello del mare (MSLP). La tecnica di regressione utilizzata qui è probabilmente una regressione lineare, che è comune nell’analisi climatologica per esaminare le dipendenze lineari tra le variabili.

Analisi della Regressione: La mappa visualizza il coefficiente di regressione derivato dalla regressione lineare, che misura l’entità del cambiamento in MSLP per ogni unità di cambiamento in PV500. Un contorno di 1 hPa indica che per ogni unità di aumento in PV500, c’è un cambiamento corrispondente nella pressione al livello del mare di 1 hPa.

Superficie Isentropica e PV: La vorticità potenziale a 500 K corrisponde a un livello atmosferico nella stratosfera inferiore. L’indice PV500 riflette la dinamica atmosferica significativa, poiché i livelli isentropici in stratosfera sono spesso associati con processi dinamici che possono influenzare il tempo atmosferico nella troposfera, come il downwelling di aria stratosferica e l’intensificazione di cicloni e anticicloni.

Contorni e Correlazione: I contorni sulla mappa indicano la forza e la direzione della correlazione. Contorni positivi suggeriscono una correlazione positiva dove un aumento in PV500 è associato con un aumento in MSLP, tipico di condizioni di blocco atmosferico o anticicloniche. Contorni negativi indicano una correlazione negativa, dove un aumento in PV500 è associato con una diminuzione in MSLP, che può essere indicativa di una maggiore attività ciclonica.

Implicazioni Climatiche e Meteorologiche: Questa analisi è particolarmente utile per comprendere e prevedere il comportamento dei sistemi meteorologici nelle latitudini medie e per correlare gli eventi meteorologici estremi, come tempeste, ondate di freddo, o periodi di tempo insolitamente stabile, con la dinamica atmosferica a scale più ampie.

In sintesi, la Figura 5 fornisce una rappresentazione visualizzata del legame tra la struttura della stratosfera e i pattern meteorologici di superficie, consentendo ai ricercatori di inferire potenziali impatti sulla meteorologia di superficie basandosi su misurazioni di parametri stratosferici.

La Figura 6 rappresenta un’analisi di regressione che quantifica la correlazione tra variazioni in larga scala nell’indice di vorticità potenziale a 500 K (PV500) e l’indice NAO trasformato (NAOt) con i prodotti delle anomalie di campo di vento e temperatura al livello di 300 hPa.

Parte (a) – Regressione di u′v′ su PV500: La variabile u′v′ rappresenta il prodotto delle anomalie di flusso zonale (u’) e meridionale (v’) del vento, comunemente noto come flusso di quantità di moto turbolento o stress di Reynolds. Valori positivi indicano un trasporto di quantità di moto verso est (flussi che si muovono in sincronia), mentre valori negativi indicano un trasporto verso ovest. L’intervallo di contorno di 20 m²/s² misura l’intensità di questo trasporto turbolento associato a variazioni nell’indice PV500. La correlazione positiva o negativa in diverse regioni può indicare la presenza di onde atmosferiche o altre importanti strutture dinamiche nel flusso atmosferico.

Parte (b) – Regressione di u′v′ su NAO_t: L’analisi è simile a quella della Parte (a), ma si concentra su come l’indice NAO trasformato, che rappresenta le variazioni nell’Oscillazione Nord Atlantica, si correla con il flusso di quantità di moto turbolento. Questo può rivelare come la NAO, una delle principali modalità di variabilità climatica, influisce sulla circolazione atmosferica di livello medio.

Parte (c) – Regressione di v′T′ su PV500: Qui, il prodotto v′T′ rappresenta il flusso di calore edonico meridionale, cioè il trasporto di calore dovuto alle anomalie di temperatura (T’) e la componente meridionale del vento (v’). Un intervallo di contorno di 2 K m/s indica la quantità di calore trasportato meridionalmente per unità di variazione in PV500. Il segno dei contorni riflette la direzione del trasporto di calore, con valori positivi che indicano trasporto di calore verso nord e valori negativi verso sud.

Parte (d) – Regressione di v′T′ su NAO_t: Come nella Parte (c), ma correlato con l’indice NAO trasformato. Questo può illustrare come le variazioni a lungo termine o stagionali nella NAO influenzano il trasporto meridionale di calore nell’atmosfera.

Questa serie di mappe di regressione è fondamentale per la comprensione dei meccanismi fisici che guidano il sistema climatico. Gli scienziati del clima utilizzano queste informazioni per costruire e validare modelli climatici e per interpretare le connessioni tra i fenomeni atmosferici su larga scala e il loro impatto sul clima regionale e i pattern meteorologici.

3. Campi Giornalieri Ora definiamo gli indici giornalieri NAO e PV500. Innanzitutto, si definisce una media climatologica giornaliera come la media mobile centrata su 30 giorni, calcolata su tutti gli anni. Di conseguenza, la media climatologica per un giorno a metà mese è praticamente identica alla media climatologica per quel mese. Questa media climatologica giornaliera viene utilizzata per definire le anomalie giornaliere, che vengono poi proiettate sui rispettivi campi dei componenti principali della Figura 2.

Le autocorrelazioni ritardate per questi due indici sono rappresentate come curve tratteggiate (NAO) e punteggiate (PV500) nella Figura 7.

La Figura 7 rappresenta una serie di grafici che esaminano la correlazione tra l’indice NAO (Oscillazione Nord Atlantica) e l’indice PV500 (Vorticità Potenziale a 500 K) su base giornaliera in funzione del ritardo temporale (in giorni). Questi grafici sono utilizzati per esaminare le relazioni e le correlazioni tra questi due indici climatici in termini di sincronizzazione temporale.

Ecco una spiegazione più dettagliata dei diversi componenti della Figura 7:

1. Grafico a Linea Solida (Correlazione tra NAO e PV500 in Funzione del Ritardo Temporale): Questo grafico rappresenta la correlazione tra due importanti variabili climatiche, l’indice NAO (Oscillazione Nord Atlantica) e l’indice PV500 (Vorticità Potenziale a 500 K), misurate su base giornaliera. La correlazione quantifica quanto queste due variabili variano insieme nel tempo, e il grafico esamina questa relazione al variare del ritardo temporale. Un ritardo positivo significa che le variazioni nell’NAO precedono le variazioni nel PV500, mentre un ritardo negativo indica il contrario. Ad esempio, se il picco nella correlazione si verifica con un ritardo di 5 giorni, significa che le variazioni nell’NAO sembrano influenzare le variazioni nel PV500 5 giorni dopo. Questa analisi può rivelare l’esistenza di legami temporali tra questi due importanti indicatori climatici.
2. Grafico a Linea Tratteggiata (Lagged Autocorrelation per l’NAO): Questo grafico rappresenta l’autocorrelazione ritardata per l’NAO su base giornaliera. L’autocorrelazione misura quanto una serie temporale sia correlata con se stessa a uno o più giorni di distanza. In altre parole, misura la persistenza delle variazioni giornaliere nell’NAO. Se il valore dell’autocorrelazione è significativo per un ritardo di, ad esempio, 7 giorni, significa che le condizioni dell’NAO tendono a ripetersi con un ciclo di 7 giorni. Questo può essere indicativo di una sorta di pattern o ritmo nelle variazioni dell’NAO nel corso del tempo.
3. Grafico a Linea Puntinata (Lagged Autocorrelation per il PV500): Questo grafico rappresenta l’autocorrelazione ritardata per l’indice PV500 su base giornaliera. Similarmente all’autocorrelazione per l’NAO, misura quanto le variazioni giornaliere nel PV500 siano correlate con se stesse a uno o più giorni di distanza. Questo grafico aiuta a valutare la persistenza o ciclicità delle variazioni nell’indice PV500 nel tempo.

In sintesi, la Figura 7 è uno strumento analitico importante per comprendere come l’NAO e il PV500 sono correlati e come evolvono nel tempo. Queste relazioni e i ritmi temporali possono avere impatti significativi sui modelli meteorologici e climatici e sono di interesse sia per la previsione meteorologica a breve termine che per la comprensione dei cambiamenti climatici su scala più ampia.

Sono inclusi solo dati in cui una serie temporale dell’indice è nei mesi di dicembre-marzo. Questo spiega perché le curve non sono esattamente simmetriche attorno alla linea di ritardo zero. L’autocorrelazione dell’indice NAO giornaliero cala molto più rapidamente di quella dell’indice PV500 giornaliero. Inoltre, non diminuisce in modo uniforme con il ritardo, ma sembra avere 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 PV500 giornaliero sia dominato da lente oscillazioni quasi-barotropiche del vortice polare, mentre l’indice NAO giornaliero su scale temporali inferiori a una settimana sia dominato da processi baroclinici rapidi nella troposfera legati alle condizioni meteorologiche. Tuttavia, le “spalle” nell’autocorrelazione dell’indice NAO su scale temporali di 10-15 giorni sono notevoli e potrebbero essere associate alla connessione stratosferica.

La curva continua nella Figura 7 mostra le correlazioni ritardate tra gli indici giornalieri NAO e PV500. Sono inclusi solo dati in cui l’indice PV500 è nei mesi di dicembre-marzo. Si osserva un piccolo picco di massima correlazione di 0,39 quando l’indice NAO precede l’indice PV500 di 4 giorni, il che è coerente con una relazione causale in cui le anomalie troposferiche inducono anomalie stratosferiche. Questa scala temporale corrisponde al tempo di propagazione di un pacchetto d’onda stratosferico (ad esempio, Harnik 2002). Randel (1987) ha osservato lo stesso intervallo temporale per le ampiezze dell’onda-1 nell’emisfero australe tra i livelli stratosferici e i 300 hPa durante gli inverni del 1983 e 1984. La curva nella Figura 7 non diminuisce rapidamente con il ritardo a causa del lungo periodo di autocorrelazione dell’indice PV500 giornaliero. Ciò potrebbe anche spiegare perché il picco a 4 giorni è solamente debole.

La Figura 8 illustra le regressioni ritardate dell’altezza giornaliera della tropopausa sull’indice NAO giornaliero, per ritardi a intervalli settimanali da 22 a 12 settimane. Le caratteristiche generali in questi campi sono coerenti con le connessioni descritte nella sezione precedente. La firma stratosferica dell’aumento dell’altezza della tropopausa artica, come osservata nella Fig. 3c, è sempre più o meno presente, a causa del lungo tempo di autocorrelazione dell’indice PV500 giornaliero. I centri atlantici mostrati nella Fig. 3d si sviluppano verso il ritardo zero e decrescono successivamente, in linea con la decorrelazione relativamente rapida dell’indice NAO giornaliero. Coerentemente con la relazione ritardata tra stratosfera e troposfera, vi è un’asimmetria nella firma stratosferica nell’altezza della tropopausa, non presente nella firma troposferica. Questo si può vedere confrontando sia le Figure 8a (22 settimane) che 8e (12 settimane), sia le Figure 8b (21 settimane) che 8d (11 settimane), dove la firma stratosferica di un’alta tropopausa artica è più forte per ritardi positivi.

La Figura 8 rappresenta una serie di mappe di contorno meteorologiche che mostrano le analisi di regressione sfasate. Questo tipo di analisi è utilizzato in meteorologia e climatologia per valutare come le variazioni in una variabile (in questo caso l’indice dell’Oscillazione Nord Atlantica, o NAO) siano correlate alle variazioni in un’altra variabile (qui, l’altezza della tropopausa) su diversi intervalli di tempo.

Le subfigure (etichettate da a a e) rappresentano la relazione a diversi intervalli temporali sfasati, con un intervallo di una settimana tra ciascuno. Il termine “zero lag” indica che l’immagine centrale mostra la relazione senza alcun ritardo temporale tra le variabili. Le linee di contorno rappresentano le differenze nell’altezza della tropopausa, con un intervallo di 100 metri.

L’indice NAO è un fenomeno climatico nell’Oceano Atlantico settentrionale che consiste nelle fluttuazioni della differenza di pressione atmosferica a livello del mare tra la bassa islandese e l’alta delle Azzorre. Questo indice può influenzare i modelli meteorologici, in particolare in Europa e in Nord America.

In una figura del genere, gli scienziati cercano modelli nelle linee di contorno per comprendere come l’altezza della tropopausa sia influenzata dall’indice NAO nel tempo. Se i modelli sono consistenti attraverso i diversi sfasamenti, potrebbe indicare una influenza persistente dell’NAO sull’altezza della tropopausa. Se cambiano, potrebbe suggerire che l’influenza varia nel tempo.

La regressione a ritardo zero della pressione media a livello del mare sull’indice PV500 giornaliero è presentata nella Fig. 9b. La somiglianza con la mappa di regressione basata sui dati medi mensili (Fig. 5) è evidente 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 prominente a ritardo zero. La regressione a ritardo zero dell’altezza della tropopausa sull’indice PV500 giornaliero, mostrata nella Fig. 9a, è anche molto simile alla versione con media mensile (Fig. 3c), ma con meno indicazioni di un centro islandese. Le differenze tra le analisi giornaliere e mensili potrebbero essere coerenti con il fatto che la connessione stratosferica è più evidente a ritardo zero con l’indice PV500. A causa del lungo periodo di autocorrelazione dell’indice PV500, queste differenze sono previste essere deboli, come effettivamente accade.

4. Quadro Teorico per il Modello Quasi-Geostrofico

Nella sezione “Quadro Teorico”, viene esaminato come, all’interno di un modello quasi-geostrofico, si possano stabilire e quantificare i collegamenti tra la vorticità potenziale stratosferica nell’Artico, la tropopausa e la pressione superficiale. Il focus è sulla regione polare, con un’assunzione di simmetria zonale intorno al Polo.

In questo contesto, alcuni fattori che sono meno rilevanti o che hanno un impatto minore nella regione polare vengono trascurati per semplificare l’analisi. Per esempio, si trascura l’effetto β, che è la variazione della forza di Coriolis con la latitudine, poiché al Polo questo effetto è nullo. Inoltre, si considera irrilevante l’advezione meridionale di galleggiabilità (un termine che si riferisce alla tendenza dell’aria a spostarsi verticalmente a causa di differenze di densità).

Il modello quindi si concentra sulle equazioni che descrivono come variano nel tempo la vorticità (una misura della rotazione dell’aria) e la galleggiabilità (relativa alla densità e temperatura dell’aria). Queste equazioni sono semplificate per adattarsi alle condizioni specifiche della regione polare.

L’analisi procede utilizzando due approcci principali: uno si concentra sulla conservazione della vorticità potenziale, un concetto fondamentale nella dinamica atmosferica che collega la rotazione dell’aria con le variazioni di densità e temperatura. L’altro approccio esamina il rapporto tra vorticità verticale e orizzontale.

In entrambi gli approcci, le condizioni al confine dell’area di studio sono considerate per comprendere come queste influenzino la soluzione del problema. Ad esempio, viene analizzata una particolare equazione che aiuta a capire come si muove verticalmente l’aria nell’atmosfera.

In sintesi, questa sezione fornisce un quadro teorico per comprendere le dinamiche atmosferiche nella regione polare, in particolare come variazioni nella stratosfera possano influenzare la troposfera e la superficie terrestre, sottolineando l’importanza di considerare specifiche condizioni e semplificazioni nella modellazione di quest’area.

il testo poi si concentra sull’evoluzione temporale delle condizioni atmosferiche, in particolare sulla vorticità, nell’ambito di un modello quasi-geostrofico. Vengono discusse due equazioni principali: una per la vorticità potenziale e l’altra nota come “equazione omega”. Queste equazioni aiutano a comprendere come si sviluppa la vorticità nell’atmosfera nel tempo.

Le soluzioni di queste equazioni prendono una forma specifica, che si traduce in un modo per prevedere come si comportano le variazioni atmosferiche in altezza, in particolare nella stratosfera. Queste soluzioni indicano come una perturbazione iniziale, come un’anomalia nella vorticità potenziale, possa decadere man mano che ci si allontana dalla sua sorgente originaria, ad esempio, da un certo livello nella stratosfera fino alla tropopausa.

Il testo esplora poi come un’anomalia di vorticità potenziale nella stratosfera artica, a una certa altezza, possa influenzare significativamente la regione della tropopausa sottostante. Viene fornito un esempio specifico, utilizzando valori numerici per vari parametri atmosferici, per dimostrare quanto in profondità un’anomalia di vorticità potenziale possa influenzare, indicando che un’anomalia nella regione di 20 km di altezza può avere un impatto significativo fino a circa 10 km sotto, ovvero fino al livello della tropopausa.

Infine, il testo sottolinea che ci sono due modi diversi per analizzare l’influenza delle anomalie di vorticità potenziale stratosferica sulla tropopausa. Un approccio si concentra su quali cambiamenti nell’altezza della tropopausa possono essere attesi data un’anomalia media di vorticità potenziale su tutta la profondità della stratosfera. L’altro approccio indaga quanto un’anomalia stratosferica localizzata a una certa altezza possa influenzare il livello della tropopausa. Entrambi gli approcci supportano l’idea che la stratosfera sia importante per comprendere le anomalie dell’altezza della tropopausa nell’Artico.

Il testo prosegue con l’analisi del problema che riguarda il tratto che va dalla tropopausa fino alla superficie terrestre. Qui, viene considerata una troposfera uniforme e si esamina come una variazione dell’altezza della tropopausa possa influenzare la pressione a livello del suolo. Si utilizza un approccio teorico (denominato PV/b) per modellare questa situazione.

Nell’analisi, si considera che la tropopausa si sia spostata dalla sua altezza normale e si stabilisce come questo spostamento influenzi la pressione atmosferica alla superficie. Si prendono in considerazione alcune condizioni al confine, come la pressione alla superficie terrestre e l’altezza della tropopausa, per determinare come varia l’altezza geopotenziale (un modo per misurare la differenza di altezza tenendo conto della variazione della forza di gravità con l’altitudine) a livello del suolo.

Si discute anche un altro approccio teorico (w/j), che porta a risultati simili. Questo approccio si concentra sulla velocità verticale dell’aria e su come questa velocità sia influenzata dai cambiamenti nell’altezza della tropopausa. Utilizzando questo approccio, si ottiene una comprensione di come lo spostamento verticale dell’aria influenzi la vorticità (una misura della rotazione dell’aria) alla superficie terrestre.

Infine, il testo esplora le implicazioni pratiche di questi risultati, utilizzando valori specifici per parametri atmosferici come la frequenza di galleggiabilità nella troposfera, la forza di Coriolis e l’altezza della tropopausa. Viene calcolato come un cambiamento nell’altezza della tropopausa possa influenzare la pressione a livello del suolo. I risultati mostrano che uno spostamento della tropopausa può portare a una variazione significativa della pressione atmosferica, ma si sottolinea che questi risultati dipendono fortemente dai valori specifici utilizzati nei calcoli e che effetti come l’attrito superficiale, non considerati nel calcolo, potrebbero ridurre l’effetto della perturbazione di pressione.

In conclusione, questo segmento del testo fornisce un’analisi dettagliata di come le variazioni nell’altezza della tropopausa possano avere un impatto diretto sulla pressione atmosferica a livello del suolo, sottolineando l’importanza di vari fattori e condizioni nell’atmosfera.

I risultati ottenuti dal semplice modello quasi-geostrofico utilizzato qui, che mostrano l’impatto delle anomalie di vorticità potenziale polare nella stratosfera inferiore sulla pressione superficiale polare, sono in linea con quelli presentati da Hartley et al. (1998) e Black (2002). Tuttavia, i modelli quasi-geostrofici sferici utilizzati in questi studi non sono coerenti con i vincoli integrali globali sulla vorticità potenziale e sulla vorticità. Attualmente, non siamo certi degli effetti potenziali che questo potrebbe avere sui risultati.

Modelli di ordine superiore includerebbero nell’equazione di vorticità e di galleggiabilità l’effetto dell’avvezione da parte del movimento meridionale convergente associato allo stiramento del vortice. Un termine 2by sul lato destro dell’equazione di vorticità, Eq. (2), agirebbe per ridurre l’impatto dello stiramento 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 all’aumentare della circolazione relativa intorno ad essi. Questo potrebbe essere coerente con il cambiamento osservato nella scala meridionale dalla bassa stratosfera alla troposfera (vedi, per esempio, le Figure 9a e 9b). Analogamente, l’avvezione di aria a bassa vorticità potenziale e aria calda vicino alla tropopausa verso la regione polare agirebbe per diminuire l’aumento della vorticità in una regione attorno al cappuccio polare. Questo effetto potrebbe essere ridotto in qualche modo dall’avvezione di aria calda vicino alla superficie. Sono necessari calcoli con modelli sferici più completi per quantificare questi effetti e per trattare una tropopausa inclinata con maggiore precisione.L’innalzamento di 300 metri della tropopausa artica, associato a una deviazione standard dell’indice NAO mensile, dovrebbe corrispondere, secondo i calcoli, a una diminuzione di circa 5 hPa nella pressione superficiale dell’Artico, a causa del collegamento con la stratosfera, assumendo scale orizzontali simili. Questo valore può essere confrontato con l’ampiezza osservata del pattern NAO al Polo Nord, che è di circa 3,5 hPa, come mostrato nella Figura 2a. Data la sovrastima del nostro calcolo che non considera l’attrito, ciò potrebbe indicare che più della metà dell’ampiezza del pattern NAO al Polo Nord è dovuta al suo collegamento con la stratosfera. Nella Figura 10 è rappresentata la regressione della pressione media a livello del mare rispetto all’indice NAO giornaliero con un ritardo di una settimana (la mappa di regressione a ritardo zero è praticamente identica a quella nella Figura 2a). Quest’immagine dovrebbe essere confrontata con la regressione analoga per l’altezza della tropopausa nella Figura 8d. Da entrambe le immagini si osserva che, a una settimana di distanza da un evento NAO, la firma stratosferica sull’Artico diventa più evidente rispetto alla firma atlantica. Infatti, la correlazione spaziale del pattern di regressione giornaliero PV500 nella Figura 9b con il pattern di regressione giornaliero NAO ritardato nella Figura 10 è più alta rispetto al pattern nella Figura 2a o alla mappa di regressione a ritardo zero. Questo è in linea con l’idea che il periodo successivo a un evento NAO sia maggiormente influenzato dalla sua componente stratosferica. Il nostro modello semplificato suggerisce che l’aumento osservato di circa 150 metri della tropopausa sull’Artico nella Figura 8d sia associato a un calo della pressione superficiale di circa 2,5 hPa vicino al Polo, valore che si avvicina al segnale di pressione osservato al Polo Nord nella Figura 10.

La Figura 9 presenta due diverse regressioni che coinvolgono l’indice PV500, che è presumibilmente un indice di vorticità potenziale a 500 hPa, una misura utilizzata in meteorologia per caratterizzare la circolazione atmosferica a circa 5000 metri di altitudine.

(a) La prima mappa di contorno (a) mostra la regressione dell’altezza della tropopausa sull’indice giornaliero PV500. L’altezza della tropopausa è un importante indicatore meteorologico che segna il limite superiore della troposfera, la parte dell’atmosfera più vicina alla superficie della Terra in cui avviene la maggior parte del tempo atmosferico. Le linee di contorno in questa mappa rappresentano differenze nell’altezza della tropopausa e hanno un intervallo di 100 metri. Questo significa che ogni linea di contorno si riferisce a una variazione di 100 metri nell’altezza della tropopausa rispetto al valore di riferimento. La forma e la distribuzione delle linee di contorno possono dare indicazioni su come variazioni nella vorticità potenziale influenzino l’altezza della tropopausa.

(b) La seconda mappa (b) mostra la regressione della pressione media del livello del mare (MSLP) sull’indice giornaliero PV500. La MSLP è un’altra misura fondamentale in meteorologia, indicativa delle condizioni climatiche e della presenza di sistemi ad alta o bassa pressione. Le linee di contorno qui rappresentano differenze di pressione e hanno un intervallo di 0.5 hPa (ettropascal), che è una piccola ma significativa variazione di pressione atmosferica.

In sintesi, queste mappe di contorno mostrano come le variazioni giornaliere in un indice specifico di circolazione atmosferica (PV500) possano essere correlate con cambiamenti nell’altezza della tropopausa e nella pressione media del livello del mare. Questo tipo di analisi aiuta i meteorologi a comprendere meglio le complesse interazioni all’interno dell’atmosfera e a prevedere vari fenomeni meteorologici. Le frecce e le linee di flusso possono anche indicare la direzione e l’intensità del movimento atmosferico associato con i cambiamenti nell’indice PV500.

La Figura 10 presenta una mappa di regressione statistica che esplora la relazione tra la pressione media del livello del mare (MSLP) e l’indice dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) su un intervallo temporale definito, specificamente con uno sfasamento positivo di una settimana. Questo tipo di analisi è utilizzato per studiare come le variazioni precedenti nell’indice NAO possano prevedere o influenzare le variazioni future nella pressione atmosferica.

In termini tecnici, la mappa di regressione potrebbe essere il risultato di un’analisi di regressione lineare, dove l’indice NAO serve come variabile indipendente e la MSLP come variabile dipendente. L’obiettivo è identificare se esiste una correlazione significativa tra queste due variabili e quantificare l’impatto di un cambiamento nell’indice NAO sulla pressione del livello del mare dopo una settimana.

Le linee di contorno rappresentano i valori predetti della MSLP basati sull’indice NAO e sono distanziate da intervalli di 0.5 hPa. Questo intervallo relativamente piccolo implica che la mappa è progettata per rilevare e visualizzare anche piccole variazioni nella pressione, che possono essere di grande rilevanza meteorologica. Le aree racchiuse da linee di contorno potrebbero indicare regioni di alta pressione, mentre le depressioni o le aree aperte potrebbero indicare regioni di bassa pressione.

Le frecce indicano probabilmente il campo di flusso geostrofico, che è il movimento del vento teorico che sarebbe osservato se la pressione dell’aria si muovesse solo sotto l’influenza della forza del gradiente di pressione e della forza di Coriolis, senza attrito o altre forze in gioco. Il campo di flusso aiuta a interpretare la direzione e l’intensità del vento prevista associata ai cambiamenti nella MSLP risultanti dalle variazioni nell’indice NAO.

In conclusione, la Figura 10 è un’illustrazione visiva che mostra come variazioni nell’indice NAO possano essere collegate a cambiamenti specifici nella pressione atmosferica al livello del mare dopo un intervallo di tempo definito, fornendo ai meteorologi e ai climatologi informazioni su come i modelli di grande scala influenzano le condizioni meteorologiche locali.

5. Conclusioni

L’interpretazione delle connessioni tra troposfera e stratosfera in relazione all’NAO, come sostenuto in questo studio, è rappresentata nella Figura 1. L’NAO presenta una componente stratosferica che è accoppiata alla sua componente troposferica mediante la propagazione ondulatoria e gli adeguamenti geostrofici e idrostatici.

Le mappe di regressione basate sui dati medi mensili e giornalieri mostrano che le anomalie nella forza del vortice stratosferico (valutate tramite la vorticità potenziale) sono associate a anomalie nella regione Atlantica, molto simili alle manifestazioni dell’NAO. Ai livelli della troposfera superiore, si osserva che indici indipendenti che rappresentano la forza del vortice stratosferico e l’NAO proiettano un pattern molto simile di anomalo flusso di momento degli eddies localizzato sull’Atlantico. Un indice NAO elevato anticipa un forte vortice stratosferico di circa quattro giorni. Si delinea così l’immagine di un vortice stratosferico che “percepisce” solo variazioni simili all’NAO nella troposfera, che vengono trasmesse verso l’alto modulando la rifrazione equatoriale delle onde di Rossby in propagazione ascendente.

Un altro aspetto di questo accoppiamento è l’effetto diretto delle anomalie del vortice stratosferico sulla troposfera attraverso l’adeguamento geostrofico e idrostatico. Un’anomalia positiva di vorticità potenziale stratosferica è correlata a una tropopausa elevata intorno al cappuccio polare. Questa tropopausa rialzata induce una maggiore vorticità geostrofica nella troposfera e una conseguente riduzione della pressione vicino al Polo.

La connessione tra le anomalie di vorticità potenziale stratosferica e la troposfera è stata quantificata. Una visione molto idealizzata dal modello quasi-geostrofico, sia dal punto di vista della vorticità potenziale-galleggiabilità che da quello della velocità verticale-vorticità, sostiene la natura fisica delle connessioni ipotizzate. Un’importante anomalia positiva della vorticità potenziale artica a circa 20 km di altezza si prevede che sia associata a un innalzamento significativo della tropopausa polare. Questa tropopausa elevata dovrebbe generare un’associazione con un’importante anomalia di bassa pressione artica. I collegamenti tra vorticità potenziale stratosferica polare, altezza della tropopausa e pressione superficiale sono applicabili anche all’emisfero australe, in particolare al modo annulare australe (ad esempio, Hartmann et al. 2000).

Il nostro modello teorico anticipa che una variazione percentuale nella vorticità potenziale stratosferica sia connessa a una variazione percentuale nella pressione della tropopausa, che è metà in grandezza e di segno opposto. Pertanto, un incremento di una deviazione standard nell’indice NAO, correlato a un aumento del 10% nella vorticità potenziale stratosferica, dovrebbe portare a una diminuzione del 5% nella pressione della tropopausa artica. Ciò si traduce in un innalzamento di circa 300 metri della tropopausa artica. Tali previsioni sono congruenti con le regressioni osservate. Si stima che questo innalzamento della tropopausa artica causi una riduzione della pressione di 5 hPa nei pressi del Polo Nord, un valore leggermente maggiore rispetto al segnale di pressione effettivamente osservato, probabilmente a causa della semplicità del modello. Si prevede di introdurre maggiore complessità nel modello in ricerche future per valutare un incremento di realismo.

La discussione teorica presentata in questo articolo e lo schema in Figura 1 non hanno esplorato l’ultimo aspetto del ciclo per l’emisfero settentrionale. La bassa pressione indotta sopra il Polo potrebbe proiettarsi direttamente sul pattern NAO. Tuttavia, è probabile che una coppia applicata alla troposfera artica generi una risposta dinamica nella modalità NAO. Si prevede di esaminare questo ultimo collegamento nella catena NAO-troposfera islandese–stratosfera artica–tropopausa artica–NAO.

Dato che la stratosfera reagisce mediamente con un ritardo di circa quattro giorni e a causa delle sue scale temporali più lente, potrebbe introdurre una memoria nell’indice NAO attraverso la catena di connessioni descritta sopra. Un’indicazione di questa memoria potrebbe essere identificata nelle “spalle” dell’autocorrelazione dell’indice NAO giornaliero (Figura 7) a 10-15 giorni. I risultati recenti di Thompson e Wallace (2001) e Baldwin e Dunkerton (2001) suggeriscono una certa prevedibilità nel clima ad alte latitudini dell’emisfero settentrionale associata a questa memoria.

Ringraziamenti: MHPA è stato finanziato dal Natural Environment Research Council del Regno Unito attraverso il Global Atmospheric Modeling Programme delle università britanniche e il programma COAPEC.